Структурная позиция и геодинамические условия формирования метаморфических комплексов Большого Кавказа и Кубы

Сомин, Марк Львович

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Структурная позиция и геодинамические условия формирования метаморфических комплексов Большого Кавказа и Кубы
ВАК РФ 25.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Структурная позиция и геодинамические условия формирования метаморфических комплексов Большого Кавказа и Кубы"

ио - 1 521

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК Институт физики Земли им. О.Ю.Шмидта

На правах рукописи

Сомин Марк Львович

структурная позиция и геодинамические условия формирования метаморфических комплексов большого кавказа и кубы

Специальность 25.00.01- общая и региональная геология

ДИССЕРТАЦИЯ в форме научного доклада на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва 2007

Работе выполнена в Институте физики Земли им. О.Ю.Шмидта Российской Академии наук

Официальные оппоненты:

академик РАН, доктор геолого-минералогических наук В.Е. Хаин (Геологический институт РАН, Москва)

доктор геолого-минералогических наук И.К. Козаков

(Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, Санкт-Петербург)

доктор геолого-минералогических наук, профессор В.С.Шеин (Всероссийский научно-исследовательский геологический нефтяной институт, Москва)

Ведущая организация: Геологический факультет Московского государственного университета им. М.ВЛомо Носова, Москва

Защита соотоится 24января 2008 г. в 14 ч. 30 мин. назаседаниии Диссертационнного Совета Д. 002.215.01 по общей и региональной геологии, геотектонике и геодинамике при Геологическом институте РАН по адресу: Москва, Пыжевский пер., 7, Геологический институт РАН. Факс (495) 9510443

С диссертацией можно ознакомиться в Библиотеке по естественным наукам (отделение геологической литературы) по адресу: Москва, Старомонетный пер., 35. ИГЕМ РАН

Отзывы на работу просьба высылать в двух экземплярах, заверенных печатью, по адресу: Геологический институт РАН, Пыжевский пер.,7,119017, Москва, Россия, ученому секретарю Диссертационного совета

Автореферат разослан 24 декабря 2007 г.

Ученый секретарь Диссертационного совета, кандидат геолого-минералогических наук

^ритуальность работы. Метаморфические комплексы (МК) составляют преобладающую часть консолидированной части земной коры складчатых систем. Поэтому проблема их структурного положения и тектонического значения - одна из наиболее важных, сложных и актуальных тем континентальной геологии. Известно, что эти комплексы могут быть' как древнейшим элементом структуры складчатых систем (МК фундамента), так и представлять собой новообразование - продукт глубокого изменения их наиболее молодых формаций. Во втором случае особенно остро встает вопрос о причинах проявления процесса приращения (вертикальной аккреции) гранитно-метаморфического слоя земной коры.

Задача работы состояла: в изучении метаморфических комплексов складчатых систем Большого Кавказа и Кубы с тем, чтобы ответить на вопросы, касающиеся возраста МК, их позиции в структуре этих систем, особенностей их деформаций, палео-тектонического положения; в проведении, на этой основе, анализа региональной структуры этих регионов; в исследовании общих (тектоно-геодинамических) аспектов формирования и преобразования метаморфической части их земной коры. Для обсуждения проблемы тектонических условий метаморфизма следовало провести сравнение структурных особенностей областей с интенсивным проявлением регионально-метаморфических процессов (доальпийское основание Большого Кавказа, Куба) и с их отсутствием (альпийский Большой Кавказ).

Фактический материал был получен в основном самим автором при многолетних исследованиях. На Большом Кавказе они осуществлялись с 1959г., на Кубе -с 1968г. Часть наблюдений на Большом Кавказе проведена совместно с Ю.П.Видяпиным и А.А.Беловым, на Кубе - совместно с Г.Мильяном.

Методика исследований. При изучении МК использовался набор методов - их расчленение, картирование, литолого-петрографическое и петрологическое исследование, структурный и петрохимический анализ. Для анализа тонких особенностей структуры на Кавказе проводилось особо крупномасштабное картирование. Большое внимание было уделено изотопному датированию метаморфических пород, Использованы K-Ar и U-Pb (классический, SHRIMP, Pb/Pb) методы, ограниченно -Rb-Sr, Sm-Nd, CHIME и другие. Для датирования по циркону было подготовлено 58 проб. Изучение циркона было использовано также как важный метод для определения исходной природы метаморфических пород.

Публикации, презентации, апробация. Данные, включенные в работу, представлены в 135 публикациях, из них 35 - тезисы докладов, 11 - разные по объему, в том числе коллективные, монографии. Материалы работы представлялись на 35 всесоюзных, всероссийских и международных совещаниях, конференциях, конгрессах и симпозиумах, в том числе и в ряде зарубежных стран, докладывались в ИФЗ РАН, ГИН РАН, ИГГД РАН, МГУ. Конкретная информация на этот счет содержится в прилагаемом списке опубликованных работ.

Большая часть данных, касающихся как доальпийской, так и альпийской геологии Большого Кавказа, в том числе и полученных еще 30- 40 лет назад, широко используется в современных обобщающих работах по этой территории [например, Шолпо и др.,1993; Потапенко, 2004; Гамкрелидзе, Шенгелиа, 2006]. Материалы, полученные по геологии Кубы, использованы в качестве одного из главных новых элементов в последней версии тектонической и геологической карт Кубы (1989 г, отв. ред.

Ю.М.Пущаровский), в своей основе приняты как российскими, так и многими зарубежными исследователями [например, Пущаровский и др.,1989; Чехович,1993; Хаин, 2000; Iturralde-Vinent, 1998; Garcia-Casco et al., 2001, 2005; Blein et а!., 2003; Gräfe et al., 2002].

Научно-организационная активность в рамках темы. В течение ряда лет автор был лидером рабочей группы Проекта 276 МПГК «Палеозой в Альпийско-Гималайском горном поясе», в последние годы - руководителем двух завершенных инициативных проектов РФФИ, одним из ответственных исполнителей Программ ОНЗ РАН, научным руководителем трех защищенных кандидатских работ. В роли заведующего Лабораторией тектоники и геодинамики ИФЗ РАН в течение 12 лет осуществлял руководство исследованиями, включавшими тематику представляемой работы.

Благодарности

Выполнение большого объема исследований было бы невозможно без активного участия многих коллег. Полевые работы на Большом Кавказе проводились в сотрудничестве с Ю.П.Видяпиным, А.А.Беловым, с рядом сотрудников ФГУГП «Кавказге-олсъмка» и «Севкавгеология». Наши работы на Кубе были начаты по инициативе Ю.М.Пущаровского и постоянно пользовались его поддержкой, так же как и поддержкой со стороны В.В.Белоусова. Партнером автора во время работ на Кубе был сотрудник Института геологии и палеонтологии АН Кубы Г.Мильян. Петрологические микрозондовые исследования были проведены Н.Л.Добрецовым, С.П.Кориковским,

A.Н.Кониловым, А.И.Смульской. Большой объем K-Ar датирования выполнен в ИГЕМ РАН (М.М.Аракелянц, В.А.Лебедев), а также в лабораториях ВСЕГЕИ, Принстонского университета США (П.Ренни), Далласа, США (Р.Денисон). U-Pb-цирконовое датирование проведено в ГЕОХИ РАН под руководством Е.В.Бибиковой, в ИГГД РАН (руководитель работ А.Б.Котов), в Калифорийском (Санта-Барбара) универститете США (Дж. Маттинсон), в ЦИИ ВСЕГЕИ (руководитель С.А.Сергеев) и Геологическом институте КНЦ РАН (Т.Б.Баянова), А.Кренером (Майнц, ФРГ) в университете Перта, Австралия, Л.В.Суминым (ВИМС). Rb/Sr датирование осуществлено Р.Х.Гукасяном (Геол. институт АН Армении) и Р. Кистлером (Геол.служба США).

Проблемы тектоники и петрологии, содержание данной работы, ее отдельных разделов обсуждались с А.А.Беловым, Ю.Я.Потапенко, М.Н.Шапиро, В.Д.Чеховичем,

B.Г.Казьминым, М.Г,Леоновым, Ю.А.Морозовым, Г.С.Закариадзе, В.С.Федоровским, Д.И.Пановым, М.В.Минцем, В.Е.Хаиным, Е.В.Хаиным, Ю.П.Видяпиным, Ю.А.Воложем,

B.А.Бушем, Ю.О.Гавриловым, А.Н.Кониловым, И.С.Красивской, А.Б.Котовым, Д.И.Матуковым, А.Кренером, М.Итурральде-Винентом, Д.М.Шенгелиа,

C.П.Кориковским, А.А.Щипанским, Л.М.Расцветаевым, Д.З.Журавлевым и многими другими коллегами. Неоценимую помощь в подготовке компьютерной графики оказала И.В.Погорелова. Финансовую поддержку работам предоставляли Российский фонд фундаментальных исследований, Отделение наук о Земле РАН, ФГУГП «Кавказге-олсъемка», ИМГРЭ.

Всем названным друзьям, коллегам и организациям автор приносит свою самую искреннюю признательность.

Научная новизна

В работе дана принципиально новая оценка структурного положения и тектонического значения метаморфических комплексов Большого Кавказа и Кубы и условий их формирования. На основе этого существенно по-новому интерпретирована структура этих складчатых систем. Ниже более подробно перечисляются наиболее важные новые данные, касающиеся (А) региональной геологии и тектоники данных систем и (Б) вопросов общетеоретического характера. Даны ссылки на работы, в которых впервые упомянуты эти данные и выводы.

Большой Кавказ

Впервые показано, что: » на Б.Кавказе существует самостоятельная доальпийская Сванетская зона (домен), в пределах которой варисцийские тектонические события отсутствовали, а первое структурное несогласие имеет предлейасовый возраст [Белов, Сомин, 1964; Сомин, Белов, 1967]; поскольку на Северном Кавказе ранее были выявлены проявления варисцийского тектогенеза, сделан вывод, что доаль-пийское основание Большого Кавказа включает два главных домена - варис-цийский (Северокавказский) и индосинийский (Сванетский) [Сомин, 1967]; ® метаморфизм в пределах зоны Главного Кавказского хребта имеет региональный субизохимический характер, а метаморфические толщи могут быть расчленены на ряд литостратиграфических единиц разного ранга [Сомин, 1965];

• протолиты и метаморфизм всех основных МК Большого Кавказа, а также ба-зальная урлешская формация Бечасынской зоны имеют палеозойский возраст [Сомин, 19916; Сомин и др., 2005; Сомин, 2007а];

• МК Большого Кавказа контрастны по литолого-формационному составу, Р/Т -условиям метаморфизма, типу ассоциирующих гранитоидов и имеют между собой тектонические контакты, что указывает на коллажный тип строения до-альпийского основания [Сомин, 19916];

» высокобарические метаморфиты Передового хребта частью синхронны низкобарическим Главного хребта [Сомин, 2007а]; » ранне-среднепалеозойские толщи Большого Кавказа формировались на северной активной окраине Гондваны и в этом отношении эквивалентны комплексам варисцид Центральной Европы [Сомин, 2007а]; » кристаллиникум зоны Передового хребта и, вероятно, Эльбрусской подзоны Главного хребта образуют тектонические окна среди аллохтонных масс остро-водужного типа [Сомин, 2007а]; » в Главном хребте существуют мощные пологие зоны доальпийских бластоми-лонитов, в которых проявлена инвертированная метаморфическая зональность [Сомин, Смульская, 2005]; « все МК Большого Кавказа характеризуются «полифазными» деформациями [Сомин, 1971,1978];

» альпийская структура Б. Кавказа отличается от доальпийской неколлажным характером, ограниченным масштабом горизонтального сокращения, отсутствием признаков субдукции зоны Южного склона под Главный хребет [Сомин, 2000];

® комплексы основания Главного хребта и Южного склона Большого Кавказа, включая кристаллический фундамент, вместе с осадочным чехлом вовлекались в неоднородные альпийские деформации хрупко-пластического и пластического типа, развивавшиеся в обстановке горизонтального укорочения [Сомин, 1971,1994].

Куба

Впервые показано, что:

» МК Кубы имеют разный возраст: на севере гренвильский, в районе разлома Пинар позднепалеозойский, в остальных районах мезозойский; в поле грен-вильского фундамента находятся среднеюрские граниты [Сомин, Мильян 1972,1981];

» мезозойские МК включают группы, резко контрастные по формационному составу, типу регионального метаморфизма и характеру ассоциирующих грани-тоидов [Сомин, 1979]; » на Кубе широко распространены высокобарические метаморфиты мезозойского возраста; они разделяются на несколько типов, различающихся по литологии, условиям залегания, структурному положению, способу эксгумации; среди эклогитов имеются разности с детритовым цирконом [Сомин, Мильян, 1981; Сомин и др„ 1992; Эотт ^ а!., 2005]; » нижняя часть меловой вулканической островной дуги Кубы превращена в низкобарический метаморфический комплекс Мабухина [Бибикова, Сомин и др., 1988];

в метаморфизованные и неметаморфизованные вулканогенно-островодужные меловые комплексы везде на Кубе тектонически перекрывают энсиалические карбонатно-терригенные; следовательно, земная кора острова имеет тектонически наслоенный характер [Сомин, 1979]; в на Кубе существует парный субсинхронный метаморфический пояс ларамий-

ского возраста [Сомин, 1986]; в в метаморфическом комплексе Пинос развита инвертированная метаморфическая зональность [Сомин, Мильян, 1981]; » породы всех МК Кубы, за исключением низкобарических метаофиолитовых, претерпели сложную «полифазную» деформацию [Сомин, 1978].

Показано, что:

в МК НР/И типа характеризуются большим формационным разнообразием и широким распространением эпиконтинентальных формаций и что средняя низкая плотность последних способствала их эксгумации [Сомин, 1984]; » все регионально метаморфизованные комплексы, вне зависимости от своего возраста и барических условий метаморфизма, характеризуются «полифазными» деформациями [Сомин, 1974,1978]; региональный метаморфизм и эти деформации в изученных и в ряде других фанерозойских систем развивались геологически скоротечно, в период до 15 млн лет [Сомин, 1974,1978, 2004].

На материале Б.Кавказа подтверждено, что комплексы основания складчатых систем, включая их кристаллический фундамент, совместно с доорогенным чехлом в значительной своей части вовлекаются в деформации, в том числе деформации горизонтального укорочения, при этом в системе фундамент-чехол возникает определенный латеральный ряд структур [Сомин, 1994; Морозов и др., 2000].

Материалы по Большому Кавказу и Кубе показывают, что присутствие осевых молодых метаморфических зон является характерной чертой строения складчатых систем, сформированных при большом сокращении литосферы, сопровождавшемся суб-дукцией; соответственно, отсутствие таких ядер указывает на небольшую величину сокращения и отсутствие субдукции,

Практическое значение выполненных исследований состоит прежде всего в создании новой основы для геологического картографирования в исследованных регионах. Новый взгляд на тектонику глубинных частей их коры важен для определения стратегии геолого-разведочных работ как на рудные, так и нерудные полезные ископаемые, Так, на Кубе данные автора использовались для определения направления поисков нефтеносных ловушек в поднадвиговых структурах, материалы по возрасту кристаллических комплексов Центрального Кавказа привлекались для ориентировки поисков титан-циркониевых россыпей в Предкавказье. Заключение о природе Главного Кавказского разлома увеличивает перспективы его рудоносности. Использованные автором подходы к анализу структуры гранитно-метаморфического слоя земной коры складчатых систем и соотношений фундамента и чехла в их пределах имеют общее методическое значение.

БОЛЬШОЙ КАВКАЗ

Доальпийское (доюрское) основание, включающее как в разной степени метамор-физованные, так и не метаморфизованные комплексы, выступает во всех альпийских зонах Большого Кавказа от Лабино-Малкинской на севере до зоны Южного склона на юге (рис.1). В 1930-1950гг. исследования В.Н.Робинсона, Г.П,Агалина, Д.С.Кизеваль-тера, Г.Д.Афанасьева и ряда других геологов показали, что в пределах доальпийской тектонической зоны Передового хребта Северного Кавказа отчетливо проявился ва-рисцийский (герцинский) тектогенез - накопление и деформация мощных толщ среднего палеозоя, формирование позднепалеозойских моласс, а в Главном хребте -внедрение позднепалеозойских гранитов. Вместе с тем оставался неясным вопрос о том, что представляют собой метаморфические комплексы, подстилающие среднепа-леозойские серии и слагающие большие пространства в зонах Главного хребта и Бе-часынской. С учетом высокого уровня метаморфизма предпочитали думать, что МК здесь досреднепалеозойские, наиболее вероятно -протерозойские образования. Неясной оставалась и доюрская история зоны Южного склона Большого Кавказа. Находка отложений нижнего карбона в Сванетском антиклинории этой зоны [Агалин, 1935] долгое время ставилась под сомнение, и все доюрские отложения этой

СП

Бвчасынская зона

Молк*

Сванетский 'домен

Рис.1. Схема строения доальпийского основания Большого Кавказа

А— Г - доальпийские домены и структурно-формационные зоны: (А-В - Северокавказский домен) А - Бечасынская зона, Б - зона Передовогохребта, В - зона Главного хребта, Г - Сванетский домен.

(1-4) - основные выходы домезозойских комплексов в зонах и подзонах; 1 - в Бечасынской зоне; 2 - в зоне Передового хребта; 3 - в Эльбрусской подзоне Главного хребта; 4 - в Перевальной подзоне главного хребта; 5 - поднятия (выступы) доальпийского фундамента (цифры в кружках): 1 - Чугушское, 2 - Ата-мажинское; 3 - Софийское, 4 - Блыбское; 5 - Бескесское; 6 - Тебердинское, 7 - Балкаро-Дигорское; 8 - Шхарское; 9 - Адайхохское; 10 - Унальское; 11-Дарьяльское; 12 - Кубанское; 13-Кисловодск»; 14-Ингурское; 15-Цхениз-Цхальское. Разломы; 1- Северный, II -Пшекиш-Тырныаузский, III - Главный Кавкахкий.

области было предложено считать триасовыми [Букия,1959]. Наши исследования [Славин и др.,1962; Сомин, Белов, 1967; и др.] показали, что в Сванетии развит специфический комплекс (дизская серия), включающий морские отложения от девонских и нижнекаменноугопьных до пермских и триасовых и что явные признаки варисций-ского тектогенеза в этом комплексе отсутствуют. Таким образом, было выяснено, что на Большом Кавказе имеются два главных доальпийских домена, Сванетский индоси-нийский и Северокавказский, в пределах которого проявились тектонические события варисцийской эпохи.

1.Сванетский домен

М, Л.Сомин и А.А.Белов [1967] расчленили серию на кванскую, утурскую, кирар-скую, бакылдскую, лайлинскую, челшуринскую и гвадарашскую свиты с общей мощностью до 7000м (рис.2). За исключением вулканогенной утурской свиты все остальные - терригенные, содержащие линзовидные тела (частью олистолиты) и прослои известняков и кремней. З.А.Кутелиа [1986] различает в дизской серии три свиты -кирарскую (девон-нижний карбон, отвечает трем нижним свитам схемы М.Л,Сомина и А.А.Белова), цхенисцкальскую (карбон-пермь, эквивалент лайлинской и челшурин-ской) и гвадарашскую (триас), их мощность оценена в 2000 м. Возраст свит обоснован конодонтами и в целом совпадает с определениями, сделанными по находкам фос-силий в известняках.

Разрез дизской серии, судя по всему, непрерывен [Сомин, Белов, 1967; Адамия, 1968]. Здесь в известняках обнаружены руководящие ископаемые формы кораллов и фораминифер эйфельского и франского ярусов девона, визейского, башкирского и московского ярусов карбона, сакмарского яруса нижней перми. По конодонтам доказано присутствие отложений от эйфельских до визейских и московских. Находки фораминифер подтвердили присутствие верхнего триаса. Отложения верхнего карбона пока не документированы, однако они присутствуют севернее, в квишской свите Главного хребта [Сомин,1965; Хуцишвили,1966], поэтому логично ожидать их присутствия в осевой зоне позднепалеозойского прогиба, Следовательно, пока нет достаточных оснований для предположения [Казьмин, Сборщиков, 1989] о наличии в дизской серии большого предпермского несогласия, Наше мнение подкрепляется отсутствием в поле дизской серии палеозойских и даже доюрских гранитоидов, общим структурным стилем, включая единую северную вергентность структур всех толщ серии в наиболее представительном ингурском пересечении, отсутствием как скачка в степени метаморфизма между средне- и верхнепалеозойскими толщами, так и пород молассового облика или континентального происхождения в перми. Следует вместе с тем отметить, что дизская серия является очень сложным геологическим объектом, несомненно, требующим дальнейшего изучения.

Среди литологических особенностей дизской серии отметим присутствие в ее отложениях детрита метаморфических пород и минералов, кислых вулканитов и плагиогранитоидов, При этом грубозернистость материала нарастает в южном направлении [Сомин, 1971].

Рис.2 Геологическая схема северо-западной части Сванетского антиклинория (Сомин, Белов, 1967)

1 - четвертичные отложения и ледники; 2 - мезозойские интрузивные породы основного состава; 3 - мезозойские интрузивные породы кислого и среднего состава; 4 - базальные слои нижнего лейаса; 5 - нижними средний лейас; 6 триас (?), гвадарашская свита; 7 верхняя пермь, челшуринская свита; 8 - нижняя пермь, лайлинская свита; 9 - чредний-верхний карбон и сакмарский ярус нижней перми, бакуылд-ская свита; ТО - верхний девон, маркирующий горизонт песчаников с линзами известняков; 11 - средний-верхний девон - нижний карбон, кирарская свита; 12 - средний девон, даурская свита; 13 - средний девон, эйфельский ярус, кванская толща; 14 - кристаллические сланцы и палеозойские гранитоиды Главного хребта; 15 - разломы; 16 - нормальное и олрокинутое залегание слоев; 17 - простирание вертикально стоящих слоев; 18 - места находок ископаемой фауны; 19 - то же, во вторичном залегании (в обломках) или плохой сохранности; 20 - контур контакгово-метаморфизованных пород вокруг мезозойских гранитоидных интрузий.

К структурным особенностям серии относится устойчиво крутое залегание ее отложений, наличие крутошарнирных складок и особенно отчетливо проявленная в Ин-гурском поднятии северная вергентность всех структурных элементов, включая разрывы и сланцеватость в дайках альбитофиров [Сомин,1971]. Многочисленные мелкие разрывы и кинк-банды южной вергенности отчетливо наложены на структуры дизской серии и, очевидно, имеют уже раннеальпийский возраст,

В литературе [Белов, Сомин, 1964; Адамия, 1968 и др.; Сомин, 1971] дискутируется вопрос о соотношениях дизской серии и отложений лейаса. Следующие признаки показывают, что в основаниии последнего имеется структурное несогласие: 1) В основании лейаса располагаются не только базальные конгломераты, но и континентальные угленосные слои [Белов, Сомин,1964]. 2) Базальные слои перекрывают разные стратиграфические горизонты дизской серии. 3) Отмечается различие в степени метаморфизма отложений лейаса и нижележащих пород дизской серии; оно же фиксируется между цементом конгломератов лейаса и галькой пород серии [Сомин, 1971; Адамия и др.,1987; Сборщиков, Казьмин,1996]. 4) Структуры дизской серии - северо-вергентные или с нейтральной вергентностью, в отложениях лейаса - южновергент-ные. 5) Описаны [Сомин,1971] примеры угловых несогласий в основании лейаса. 6) В Нижней Сванетии нами установлено региональное азимутальное несогласие между сравниваемыми комплексами [Сомин, 1971], оно же выявлено с помощью микроструктурного анализа [Сборщиков, Казьмин,1996].

2.Северокавказский домен

В изучение геологии этого домена, помимо упоминавшихся ранее авторов, ценный вклад внесли работы Ш.А.Адамия, А.А.Белова, Г.И.Баранова, Ю.Я,Потапенко, И.И.Грекова, Е.В.Хаина, Е.А.Снежко, А.Г.Гурбанова, И.С.Красивской, В.Л.Омельченко, Л.Д.Чегодаева, Д.М.Шенгелиа, И.П.Гамкрелидзе и ряда других геологов. Стимулирующую роль в исследовании геологии и палеогеодинамики этой и смежных областей сейчас выполняет синтезирующая работа А.М.Никишина и др. [2005].

В пределах домена выделяются три тектонические зоны - Бечасынская, Передового хребта и Главного хребта. Широко распространено мнение, что все они в своей доверхнепалеозойской части включают два структурных яруса - нижний протерозойский (байкальский или еще более древний) и верхний варисцийский (герцинский). Наши данные позволяют изменить эти представления, а именно показать, что двухъярусное строение имеется (но при палеозойском возрасте комплексов) только в Бечасынской зоне, а южнее для выделения двух ярусов в обнаженной части орогена нет оснований.

2.1.Зона Гпавного хребта

Является главной областью распространения метаморфических толщ и гранитои-дов на Большом Кавказе. Общая особенность метаморфитов этой зоны - андалузит-силлиманитовый тип метаморфизма. Только на крайнем юго-западе известны минеральные ассоциации с кианитом. Различия в характере структур и формационном составе комплексов позволяют разделить эту зону на Перевальную и Эльбрусскую подзоны [Сомин, 1971].

2.1.1. Перевальная подзона

Характеризуется линейными сильно - и умеренно сжатыми структурами общекавказского простирания с южной вергентностью и распространением гранитоидов |-типа. Стратифицированные метаморфические толщи имеют пестрый, существенно мафический состав. Среди них выделены два главных комплекса-буульгенский и лабинский, тектонически сочленяющиеся в районе водораздела рек Лаштрак и Маке-ра.

Буульгенский комплекс (БК) (первоначально-серия [Сомин, 1965]) расчленен автором на гвандринскую, клычскую и домбайскую свиты, соотношения которых устанавливаются в пределах Клычской антиклинали (рис.3).

® es« га» cs> ет га»

El' И' ЮЗ5 GEH'» EZ2* Ш" 13« S« £3»

Рис.3 Схематизированная геологическая карта верховьев Кодори (Сомин, 1971, с дополнениями.)

1 - Четвертичные отложения;

2 - лейас; 3 - гнейс-мигматитовый комплекс; 4-ультрабазиты; 5 - парагнейсы; 6 - ортогнейсы р.Секен; 7-ортогнейсы р.Клыч; 8-Домбайская свита буульген-ского к-са;

9 - горизонты амфиболитов в пределах этой свиты; 10 -клычская свита; (11-13)— геандринская свита; 11 -верхняя толща; 12 - нижняя толща ; 13 - пачка тонкого чередования амфиболитов, биотитовых сланцев и гнейсов; 14-границы: а) прослеженные и б) предполагаемые; 15 — разломы; 16 - положение фолиации и полосчатости метаморфических пород.

С 87-21 и П 150-10-пробы на 1)-РЬ датирование.

Гвандринская и домбайская свиты сложены парагнейсами, парасланцами и амфиболитами, клычская почти целиком состоит из амфиболитов. Часто встречающимся компонентом БК являются 1-гранитоиды, метаморфизованные совместно с вмещающими породами. Подробные описания разрезов БК в сечениях рек Аманауз, Хецквара и Пшиш, приведенные в работе автора [Сомин, 1971], показывают, что соотношение ларапород и амфиболитов в БК примерно равное. Амфиболиты БК - обычно мелкозернистые безгранатовые породы, включающие прослои парасланцев и иногда ассоциирующие с мраморами. Это указывает на связь амфиболитов с лавами или туфами базальтового состава, а не с габброидами. Среднее содержание в амфиболитах TiÜ21,55% (п=39), лишь в долине р.Гоначхир содержание это компонента ниже 1% [Ханель и др., 1993]. Петрохимически амфиболиты БК соответствуют нормальноще-лочным железистым толеитовым базальтам [Попов, 2004], на диаграмме Пирса они находятся в поле как внутриплитных базальтов, так и островных дуг. Метагранитоиды БК чаще всего имеют кварц-диоритовый (до диоритового) состав и содержат шлиры и ксенолиты мафитов. 87Sr/S6Sr=0,704-0,709. Древние ксеногенные зерна среди цирко-

нов отсутствуют или очень редки [Бибикова и др., 1991; Ханель и др., 1993], и это указывает на мантийное происхождение этих пород. О том же свидетельствует и присутствие мелких редких линз ультрабазитов в разрезе БК. Все эти факты, а особенно обилие метабазитов позволяют считать, что БК имеет энсиматическое происхождение и, скорее всего, формировался в краевом бассейне. Метаморфизм БК зональный, от эпидот-амфиболитовой до амфиболитовой фации (включая зону силлиманита) при низких (3,5) и очень низких (2,5 кбар) давлениях [Чичинадзе, 1977; Петрология..,1991].

Возраст исходных осадков БК впервые определялся нами с помощью U-Pb (SHRIMP) датирования цирконов из кварц - биотитовых сланцев истоков рек Хецквара и Аманауз (рис.4). Здесь обнаружены зерна четырех групп: 2394 -1929Ма, 669-483 Ма, 425 - 405Ма, 355 - 325Ма. Зерна трех первых групп детритовые, происхождение цирконов последней группы недостаточно ясно. Вероятно, среди них имеются мета-морфогенные. Магматические цирконы из ортогнейсов р.Хецквары показали SHRIMP-возраст 381 ±3 Ма; апогранитоидные ортогнейсы рек Кпыч, Пшиш , Джаловчат и Белая датированы (классический метод и SHRIMP) в интервале 320-312 Ма [ Бибикова и др.,1991; Сомин, 2007а].

Р 93-3

0.07Г 0,071

200

1(300 1400 1800 2200 2B0O 204corr aePb/""U Age

3000

Рис. 4. Гистограмма значений возраста цирконов из метапсам-митов буульген-ского комплекса, р.Хецквара, Абхазская Сванетия; во врезке график с конкордиеи для части детритовых зерен.

Конкордатный возраст 486

±2,6 Ма, СКВО = 0,14, вероятность конкор-дантности =0,71.

Эти данные позволяют считать, что осадочные протолиты БК, имеют среднепалеозойский возраст. Плутониты комплекса внедрялись в конце девона и в среднем-позднем карбоне, Отсюда возраст метаморфизма определяется как позд-непалеозойский, что подтверждается Sm-Nd минеральной изохроной по гранат-биотитовому амфиболиту 287±ЗЗМа [Сомин,19916]. K-Ar системы всех этих мета-морфитов были омоложены до 140-190 Ма [Бибикова и др., 1988],

Лабинский комплекс (ПК) (лабинская серия [Снежко,1968]) известен в приводо-раздельной части Главного хребта в междуречье Лаштрак - Цахвоа и Лашипсе-Бавю, а также в Армянском хребте. Литолого-формационное своеобразие и самостоятельность ЛК были показаны В.А.Мельниковым [1959,1964], М.Л.Соминым [1965], И.И.Грековым и др.[1968] (рис.5). Комплекс включает четыре свиты [Сомин, 1971].

Мамхурцевская (мощность до 700м) сложена пестрыми по составу - основными и средне-кислыми метавулканитами и даже редкими метаультрабазитами (амфиболитами, роговообманковыми, биотитовыми и лейкократовыми гнейсами с реликтами вулканических структур), при резко подчиненной роли метаосадочных пород.

1- гнейсы, преимуществ»™ метавулканиты; 2- мраморы; 3 • чередующиеся метапелиты и амфиболиты; 4 • амфиболиты; 5 ■ метаконгломераты и конгломераты; 6 ■ метапелиты и глинистые сланцы; 7 • габбро-амфиболиты; в • гранитоиды; S - находки фоссилий; 10 - мраморы и известняки (на колонках); 11 - песчаники; 12 - гравелиты; 13 ■ пироклаетолиты; 144 зффуэивы; 15 - четвертичные отложения; 16 - надвиги.

А-1 ■ название сек/л; А - Лаштраксш; В -Дамкурцввская; С - Иаыхурцавская; D - Ацгэрнншя; Е.Р-Папухевская; в^-Семиродникоаская; 1-Сосновшя

Рис.5 Геологическая схема истоков р.Дамхурц и корреляция разрезов урупского (Передовой хребет) и лабинского (Главный хребет) комплексов. Метаконгломераты лабинского комплекса, р.Дамхурц (шкала в см). [Эотш, \Лс1уарш, 1988]

Дамхурцевская свита (до 400 м] включает амфиболиты, слюдистые гранат-андалузитовые сланцы, характерный горизонт внутриформационных метаконгломе-ратов и мраморы, в которых Л.Д.Чегодаевым обнаружены остатки сине-зеленых водорослей лудлова-франа Репа1сиБ эр. и др.

Лаштракская свита (до 500 м] сложена слюдистыми сланцами, в которых встречаются как андалузит, так и ставролит; они включает редкие прослои безгранатовых амфиболитов.

Аджарская свита (до 300 м) имеет ограниченное распространение и состоит из кварцитов, порфироидов, амфиболитов и темных мраморов, расположенных на границе с лаштракской свитой. В них открыты остатки постордовикских криноидей [Потапенко, Стукалина, 1971]. Металлутониты, связанные с ЛК,- это метаморфизованные кварцевые диориты, переходящие в метадиориты, меньше метаплагиограниты. Они частью имеют петрохимические характеристики, указывающие на мантийное происхождение [Окросцваридзе, 1990,1995]. В преобладающей части метабазитов ЛК содержание ТЮ2 <1%. Это и другие петрохимические особенности Л К [Сомин, 1971, 1991; Думбадзе, 1977; Адамия и др., 1985]) указывают на островодужную, скорее всего энсиматическую природу данного комплекса.

Метаморфизм ЛК отвечает эпидот - амфиболитовой фации низкого давления. Только в южной тектонически обособленной полосе лаштракской свиты в бассейне Лашипсе, а также в истоках Белой известен кианит и, вероятно, здесь достигались Р-условия тройной точки, т.е. давления были около 3,8 кбар.

Находки органических остатков и литологическое сходство с девонскими отложениями Передового хребта указывают на среднепалеозойский возраст ЛК [Мельников, 1959; Греков и др., 1968; Сомин, 1971].

С расположенным севернее макерским комплексом Эльбрусской подзоны ЛК имеет тектонические контакты, Это обычно крутые разрывы, однако по р.Цахвоа фиксируется картина их кажущегося согласного залегания при более высоком структурном положении ЛК [Потапенко, Сомин,1969] и одинаковом метаморфизме обоих комплексов. Однако в ЛК содержатся обильные вулканиты разного состава и находятся значительные массивы кварц-диоритовых ортогнейсов, неизвестных в макерском комплексе, Очевидно, контакт в данном случае представляет собой дометаморфический надвиг ЛК на нижележащие толщи. В свете этих данных наиболее реалистична интерпретация ЛК как аккретированного аллохтонного компонента структуры Главного хребта [Адамия, 1984]. Очевидно, и другие МК Перевальной подзоны могут интерпретироваться как палеозойские аккретированные энсиматические образования острово-дужного-краевоморского типа, испытавшие метаморфизм после их причленения к комплексам Эльбрусской подзоны.

2.1.2. Эльбрусская подзона

Характеризуется крупными куполовидно-коробчатыми структурами, наложенными на более ранние изоклинальные складки и слайды, а на востоке - преобладанием моноклинального положения фолиации (рисф. В этой подзоне выделяются два комплекса, различающиеся по степени метаморфизма, Нижний, гнейс-мигматитовый (гондарай-ский) метаморфизован в условиях двух высокотемпературных ступеней амфиболитовой фации (Т=600-700°С), тогда как метаморфизм верхнего сланцевого (макерского) комплекса обычно не выходит за пределы эпидот-амфиболитовой фации.

Перевальная подзона

Сечение вдоль рек Хецквара н Амашуэ

ЮЗ

Зльбрусская подзон

Сечение вдаль рек Акеаут и Теберда

Zr SHRIMP

дв1р11т Zr SHRIMP

2-!'iM05 Ma Bjy.TbreH fleipnr

долгоживущач Апибакская зона

Структура по А.М.Демину (1963)

Мусса-Ачптара Jt,

( + + + + !» + + + • U + * + + Ф

' + ' + ' + ' '»/ If'+"' f'y +

•зме^с-тнплапнтюеый комплекс

Zr SOOMa илшашга

Рис.6. Обобщенный разрез через зону Главного хребта, тебердинское пересечение

(1-3) буульгенский комплекс: 1 - переслаивание амфиболитов и парагнейсов, 2 - амфиболиты, 3 - орто нейсы; 4 - макерский комплекс; 5 - гнейс-мигматитовый комплекс; 6 - позднелалеозойские граниты; Хх 381 - датировки 11-РЬ возраста по циркону, млн лет; 7 - отложения лейаса и их базальные слои; 8 — д> вон зоны Передового хребта.

Эти комплексы обычно разделены четко выраженной зоной пологого смещения, маркированной низкотемпературными бластомилонитами или залеченной телами позд-непалеозойских гранитов [Баранов, 1987; Gamkrelidze et al,, 1996]. Лишь в долинах рек Кти-Теберды и Дамхурца, возможно, имеются фрагменты намеченной Г.И.Барановым [1987] переходной между этими комплексами зоны.

Гнейс-мигматитовый (гондарайский) комплекс (ГМК) включает в разной степени мигматизированные кристаллические сланцы, пара- и ортогнейсы и мигматиты. Амфиболиты занимают не более 5-7% объема ГМК и отличаются высоким (порядка 2%) содержанием ТЮг. Ортогнейсы распознаны в составе ГМК сравнительно недавно [Ханель и др., 1993; Сомин, 19916]. Это двуполевошпатовые, реже плагиоклазовые породы с редкими реликтами магматического плагиоклаза, иногда включающие ксенолиты вмещающих парагнейсов и амфиболитов, с магматическим цирконом. В этих породах 87Sr/86Sr до 0,742653 . Значительные объемы ГМК замещены мощными субпластовыми телами неметаморфизованных двуполевошпатовых «уллукамских» S-гранитов,

Метаморфизм пород ГМК моноциклический: в гранатах его метапелитов фиксируется лишь слабо выраженная регрессивная стадия [Гамрелидзе, Шенгепиа, 2005; Сомин и др., 2006],

Результаты организованного автором U-Pb датирования всех типов пород ГМК (изучено 10 проб) показали их палеозойский возраст, Детритовые ядра 23 зерен цирконов из трех проб силлиманит-гранатовых парагнейсов датированы (SHRIMP) в интервале от 1377 до 474 Ма, при этом треть измерений - это значения от 676 до 560 и 504-474 Ма, т.е. венд- ранний ордовик (рис.7). При этом последняя группа зерен имеет отношение Th/U >0,30, что указывает на их магматическое, а не метаморфическое происхождение. U-Pb датирование ортогнейсов ГМК классическим методом выявило 400±10 и 386±10Ма, цирконы «габброидного» облика из интрудируемых этими ортогнейсами амфиболитов датированы в 425±6 Ма [Бибикова и др., 1991; Сомин и

др.,2007а]. Кроме того, по р.София описаны метаплагиограниты, SHRIMP-возраст протолита которых определен в 333± 5 Ма. Это показало, что возраст метаморфизма ГМК позднепалеозойский. Действительно, оторочки детритовых цирконов (11 измерений) показали 321 Ма при СКВО=0,009 (рис. 8). Идиоморфные цирконы из анатекта-ческих милонитизированных плагиогранитов Баксана дали SHRIMP-возраст 307±7 Ма. Такая же датировка получена классическим методом по цирконам из апогранит-ных ортогнейсов балки Б.Мукулан. Цирконы из лейкосомы многоактно деформированных мигматитов района ледника Уллучиран показали 305+6 Ма [Сомин и до., 2006]. н Многочисленные определения К-Аг возраста слюд из мигматитов и ортогнейсов ГМК [Сомин,19916; Бибикова и др.,1991] находятся в интервале 310-280 млн. лет и должны трактоваться как отражающие возраст охлаждения пород ГМК после его регионального метаморфизма.

Рис.7. Гистограммы значений U-Pb (SHRIMP II) возраста цирконов пород гнейс-мигматитового комплекса.

Цирконы: 1 - детритовые, 2 - магматические, 3 - метаморфические. Пробы: 0-17 (517) - мигматизированный парагнейс, р. Адыр-су; 125 и 152 - не мигматазированные парагнейсы рр.Дамхурц и София; О -11 - амфиболиты, р.Кыртык.

Возраст гранитов Главного хребта, по результатам их датирования K-Ar, Rb-Sr и отчасти U-Pb методами находятся в интервале 320-280 млн. лет [Гурбанов и др., 1989; Потапенко и др., 1999]. Отсюда следует, что эти граниты в значительной мере синхронны региональному метаморфизму и мигматитообразованию. Отсутствие роговиков на контакте гранитов и вмещающих гнейсов свидетельствует о формировании гранитов в еще не остывшей высокотемпературной окружающей среде.

Таким образом, ГМК является варисцийским образованием. Его исходные осадки не древнее кембрия, вполне возможно - постраннеордовикские, возраст магматического протолита ортопород отвечает силуру, девону и раннему карбону. Региональный метаморфизм начал развиваться сразу же после внедрения визейских гранитои-дов, он был моноциклическим и привел к формированию больших масс S- гранитов. Какая-то часть гранитов, очевидно, внедрилась несколько позже.

Рис.8. Диаграмма с кон-кордиеи для метаморфических цирконов парагнейсов гнейс-мигматитового комплекса, р. Адыр-су. Проба 0-17(517). Конкордантный возраст 321 ± 1,0 Ма

СКВО (конкордантности) = 0,0091, вероятность (конкордантности) = 0,92

Макерский комплекс (МК) включает метапелитовые, часто высокоглиноземистые кристаллические сланцы, в меньшей мере мелкозернистые мезо-лейкократовые гнейсы Азау (Донгузорун). Во многих разрезах гнейсы ассоциируют с протяженными горизонтами и линзовидными телами амфиболитов. Среднее (л=35) содержание ТЮг в амфиболитах 1,93% и, с учетом несколько повышенного содержания КгО, эти породы рассматриваются [Попов, 2004] как производные нормальнощелочных толеитовых базальтов - субщелочных оливиновых базальтов. Гнейсы Азау - породы корового происхождения (878г/868г= 0,726753), содержащие идиоморфный циркон [Пруцкий, Потапенко, 1985; Бибикова и др., 1991], поэтому их протолитом могли быть только магматические породы. В некоторых образцах этих гнейсов обнаружены реликты вкрапленников плагиоклаза. Обычная ассоциация этих пород с амфиболитами - признак бимодальной серии. Близость и-РЬ возраста гнейсов Азау и амфиболитов (см. ниже) также является аргументом в пользу их вулканического или субвуланического, а не плутонического (гранитного) генезиса.

Возраст протолитов МК определялся для его пара- и ортопород. Детритовые цирконы (27 зерен) андалузитовых сланцев из района Чегет-Азау показали тот же интервал возраста, что и цирконы из парагнейсов ГМК, с четким максимумом на 605-546Ма, два зерна дали 524-444 Ма (рис.9). Классический 11-РЬ метод по детритовым цирконам метапелитов хр. Аркасара выявил на нижнем пересечении конкордии 487+5 Ма при СКВО=0,098 [Сомин и др„ 2004]. Это, очевидно, означает высокую гомогенность источника размыва. ЯЬ-Бг изохрона по пяти валовым пробам метапелитов Чегета отвечает возрасту 462 ±8 Ма при (878г/86Зг)о=0,71097+0,00063.

А1. А1-4.

I I I I I I I )"l......ГГТ"|'1 " 'I I-1 I I I' I

50» SSO 600 650 700 750 600 050 ООО 1300 1350 1600 1601

—I I" I г

1750 1ВОО 1850 1900 Мпн.лег

Рис.9. Гистограмма значений SHRIMP- возраста детритовых цирконов из метапелитов макерского комплекса, массив Чегет.

В качестве объектов для датирования ортопород МК использованы ортоамфибо-литы и ортогнейсы Азау. Цирконы магматического «габброидного» облика из амфиболитов р.Дучинки по группе с наилучшим СКВО (0,08) датированы в 464±15 Ма. Такое же значение возраста (460±8 Ма, точка на конкордии) показал по тем же цирконам классический U-Pb метод [Сомин и др., 2004]. Цирконы из ортоамфиболитов р.Юсеньги датированы (SHRIMP) в 445±12 Ма.

U-Pb классический метод по ортогнейсам урочища Азау и р.Б.Дукки выявил возраст 425 и 430Ма [Бибикова и др., 1991; Котов, 2006 г]. SHRIMP-датирование цирконов из трех проб ортогнейсов из района Азау, Донгузоруна и Кти-Теберды показало широкий интервал 430- 470 Ма, Но значительная часть точек датирования цирконов ортогнейсов показала возраст 461 ±8 Ма при СКВО=0,000 и вероятности конкордант-ности 0,994. Можно, следовательно, констатировать, что исходные породы МК палеозойские. В своей значительной части они, вероятно, отвечают среднему-верхнему ордовику-лландовери(?). Свидетельств присутствия в МК более молодых отложений силура пока нет, однако вполне возможно, что в дальнейшем они будут найдены, особенно если принять во внимание преобладающий метапелитовый состав МК, характерный для силурийских отложений европейских варисцид, и присутствия даже в их сильно метаморфизованных комплексах отложений девона [Kober et al„ 2002].

K-Ar возраст крупного мусковита из синметаморфических кварц-андалузитовых жил (при К=8,2%) определен (ИГЕМ РАН) в 300 млн.лет. Исходя из критериев, пред-

ложенных В.Ю.Герасимовым [2005], возраст метаморфизма МК может быть определен приблизительно в 320 Ма.

Структура МК характеризуется присутствием до трех генераций изоклинальных складок (с видимой амплитудой до 0,5-1 км) и слайдов; все они развивались в синме-таморфических условиях, но сланцеватость, пересекающая замки складок, видна только в самых ранних формах. Затем все эти структуры были деформированы в куполовидные и коробчатые антиформы и синформы, крылья которых на краях Эль-брусской подзоны местами запрокинуты [Сомин, 1971; Видяпин, Сомин, 1988]. В отличие от ГМК, в МК нет протяженных участков с субвертикальным положением фолиации пород. Наряду с близкими условиями залегания этих комплексов (реки Дам-хурц, Шхельда), известны участки (истоки рек Кору, Баксан), где из-под полого залегающих макерских сланцев выходят крутостоящие гнейсы и мигматиты ГМК. Это свидетельствует о значительной величине смещения вдоль границы данных комплексов. Вместе с тем в зоне контакта ГМК и МК нет никаких экзотических пород, в том числе серпентинитов. Это, а также одинаковые барические условия метаморфизма и одинаковый возрастной спектр детритовых цирконов позволяют предполагать, что эти два комплекса могли представлять разные (инфра- и супраструктурную) части некогда единого структурного яруса, разобщенные в результате срыва по границе реологически контрастных сред. Такое явление характерно для многих комплексов с вертикальной метаморфической зональностью [Wegmann,1935; Matte, Xu Zhu, 1988; Carreras, Capella,1995; Murphy,1987].

2.2.Зона Передового хребта

Доверхнепалеозойская структура Передового хребта характеризуется четко выраженным покровным строением [Баранов, Греков, 1974; Белов, Омельченко, 1976; Омельченко, Белов,1986; Е.Хаин, 1986; Баранов и др.,1990], В верхней части разреза этой зоны находится Ацгаринский покров (рис.10), состоящий из нескольких различающихся по формационному составу и Р/Т особенностям пород тектонических пластин метаморфических пород и гранитоидов [Шенгелиа и др.,1984,1986]. Особенностью покрова является присутствие в его составе характерной абишира-ахубской существенно метабазитовой единицы, в породах которой содержание ТЮг достигает 2,75%. Аналоги пород покрова в соседних зонах Большого Кавказа неизвестны. К-Аг возраст кристаллических сланцев покрова обычно позднепалеозойский, однако по роговой обманке из секущей дайки лампрофира получена датировка около 400 Ма [Сомин, 19916].

В залегающем ниже структурно инвертированном Марухском офиолитовом покрове [Белов, Омельченко, 1976] породы метаморфизованы в основном не глубже хло-рит-актинолитовой ступени. SHRIMP - цирконовый возраст возраст габброидов определен в 416+8 Ма [Сомин, 2007а], что в первом приближении согласуется с палеонтологическими данными по верхней части разреза офиолитов. Исходная позиция офио-литов дискуссионна. Их корневую зону одни авторы [Адамия и др., 1987] помещают на крайнем юге Главного хребта, в Абхазии, другие [Е.Хаин, 1984] - в области южного ограничения Передового хребта. В соответствии с нашими данными, предпочтительна первая версия.

Схематические разрезы через зону Передового хребта вдоль рек Б.Лаба и Белая

Дяховсхий выступ

шлавллт 1М5з

А-Э01 %% -0,71И

Блыбский выступ

метаа плиты

металпагиофанот

А^О Ацваринсмй поикч

(гогнвйс 374*30 ч ™

.400-334 ЗгтьМсМОО {400)+10

оошитн

/ дзао шоо \

— - ' 1 '

, 1000 м,

•^("йс »0,704 УтипкопмниП тигр(и1

Бескесский выступ

8Н 338 флогопит I /А1«Т

га*5г-збо

гианодиормг бЫКММАЧЯ!

1йирп*

Значения итатшшмв вшрвдпа:

1/ - шнксонйащй 1НЧ>

аИ-ЗНЫНРП

А-К-Аг

ЯЬ<5г

РИС.10. 1- Аргиллиты, алевролиты и базалыные конгломераты нижнего лейаса; 2 - гранодиориты Вео-кесского выступа; 3 - монцодиориты; 4 - метатерригенные породы; 5 - метагранитоиды с реликтами исходного строения; 6 - ортогнейсы без реликтов исходного строения; 7 - амфиболиты; 8 - габбро-амфиболиты; 9 - ультрабазиты; 10 - базальты и липариты урупского комплекса (О); 11 - внутриформаци-онные конгломераты (03); 12 - известняки (03-С7)

Под офиолитами или непосредственно под ацгаринским покровом расположен мощный (>2 км) вулканогенно-осадочный зеленокаменно измененный островодужный урупский (урупско-тоханский) (УК) комплекс (верхний силур-нижнее визе), обладающий покровным строением [Омельченко, Белов, 1986]. Он налегает на кристаллини-кум Передового хребта - глубокометаморфизованные породы, которые выступают как к югу от выходов урупского комплекса в Блыбском выступе, так и к северу от него, в Даховском, Бескесском и Сахрайском выступах. В первых двух выступах ломимо метаморфитов в состав кристаллиникума входят неметаморфизованные гранитоиды.

Соотношения УК и кристаллиникума до последнего времени оставались неясными. Согласно ранним авторам [Самохин,1962; и др.], эти комплексы составляют единый структурный этаж. Другие геологи [Мельников,1959; Потапенко, 1982] интерпретировали контакт УК с кристаллиникумом как замаскированное стратиграфическое несогласие между древним фундаментом и среднепалеозойскими толщами. Многие трактуют этот контакт как тектоническое смещение в основании среднепалеозойского чехла.

Идея единого структурного этажа неверна. В области контакта кристаллиникума Блыбского выступа и вулканитов УК фиксируется не только очень резкий (не меньше чем на 250-300°С) перепад Т-условий метаморфизма в интервале 50-150м, но и изменение параметров давления и литологии соприкасающихся комплексов. Блыбский МК сложен (умеренно)-высокобарическими среднетемпературными породами (8-16 кбар, 550-670°С [Петрология..,1991; Перчук,1995, 2003; Перчук, Герасимов, 1992] при полном отсутствии низкобарических. В составе комплекса доминируют фенгит-роговообманковые плагиогнейсы (ортогнейсы), метаплагиограниты с фенгитовой слюдой, гранатовые амфиболиты, известны пачки кианит-гранатовых сланцев и тела эклогитов. Именно для последних определены давления порядка 16 кбар. Умеренно-

высокобарические гранат-фенгит-симплектитовые амфиболиты (Т=550°С, Р=8-9 кбар) были обнаружены нами и в северном Даховском выступе [Кориковский и др., 2004].

Таким образом, высокобарические среднетемпературные метаморфиты присутствуют как к югу, так и к северу от выходов УК. Вместе с тем в нижней части разреза последнего развиты лишь низкотемпературные минеральные ассоциации зеленос-ланцевой фации при полном отсутствии глаукофана или лавсонита. В верхней части разреза Блыбского выступа широко развиты апогранитоидные ортогнейсы, которые нигде не пересекают контакт. Не проникают в УК и тела гипербазитов, в изобилии развитые во всех выходах кристаллиникума. Наконец, неметаморфизованные грано-диориты Даховского и Бескесского выступов, возраст которых постдевонский [Сомин, Лаврищев, 2005], также отсутствуют в УК [Баранов, Кропачев, 1976], и только по р.Тохане известны гранитные дайки. В составе девон-нижнекаменноугольных отложений УК полностью отсутствуют продукты размыва метаморфических пород. Но особенно важен факт полного отсутствия в пределах всех выступов кристаллиникума пород, которые можно было бы принять за подводящие каналы урупских вулканитов [Сомин, Лаврищев, 2005].

Поскольку признаки геологических связей между названными комплексами отсутствуют, их граница должна трактоваться как поверхность регионального тектонического контакта надвиго-поддвигового типа, а не срыва вулканогенно-осадочного чехла по поверхности фундамента,

Цирконы, выделенные из слюдисто-амфиболовых сланцев (туфогенных граувакк?) р.Б.Лабы, оказались зернами разной морфологии, образующими три разновозрастные группы. Зерна двух первых окатаны, их возрастной диапазон (SHRIMP) от 2471 до 1513 Ма (7 зерен) и от 653 до 499 Ма (5 зерен). В группе 3, где датировки от 387 до 373 Ма

(7 зерен, среднее значение 374±2Ма при СКВО=0,058), сохранился идиоморфизм части кристаллов и проявлена секториальная зональность, свойственная цирконам метаморфических пород и основных магматитов (рис.11), Отношение Th/U у всех зерен >0,3 что характерно для магматического циркона.

U-Pb - датировки пяти проб ортопород (габбро-амфиболита и апогранитных орто-гнейсов) Блыбского, Даховского и Бескесского выступов составили от 400 до 354 Ма [Сомин, Лаврищев, 2005; Сомин и др., 2007а]. Цирконы всех проб имеют признаки магматического происхождения в виде характерной морфологии, четкой осциллятор-ной зональности и высокого (0,2-1,6) отношения Th/U. Исключение представляют цирконы из метааплитов Даховского массива, где это отношение низкое [Сомин и др., 2007а].

О возрасте метаморфизма пород кристаллиникума Передового хребта можно судить по результатам датирования с использованием K-Ar, Ar-Ar, Rb-Sr и Lu-Hf методов [Чесноков, Красивская, 1986; Сомин,19916; Phillipot et al., 2001; Перчук, 2005]. Полученные датировки лежат в интервале 360-303 млн. лет, при этом для эклогитов они равны 322-305 Ма. Определенный разброс датировок, вероятно, указывает на неодновременный охват пород метаморфизмом и (или) на асинхронную их эксгумацию.

200

1000 WO 1800 2200

204СОГГ'MPb/"'U Ago

2600 30DO

Рис.11. Гистограмма значений U-Pb (SHRIMP И) возраста цирконов из метапсаммитов блыбского комплекса, проба 0-41, р.Б.Лаба.

Вставка: диаграмма с конкордией для девонских цирконов. СКВО (конкордантности) = 0,058, вероятность (конкордантности) = 0,81

Итак, среди пара- и ортопород кристаллиникума Передового хребта как в южном Блыбском), так и северном его поясах не выявлены породы с протерозойским или даже с раннепалеозойским возрастом протолитного материала. Последний в основном девонский. Возрастные рамки метаморфизма - 360-320 млн лет, т.е. фамен-серпухов, Отсюда можно заключить, что метаморфические толщи кристаллиникума Передового хребта частично одновозрастны УК, имеющему палеонтологически обоснованный верхнесилурийский-нижневизейский возраст, Отсюда следует, что кри-сталлиникум Передового хребта и урупский комплекс - это образования, испытавшие полное тектоническое совмещение при крупноамплитудных горизонтальных перемещениях, Поэтому все выступы кристаллиникума надо считать тектоническими окнами, а урупские толщи - аллохтонными массами,

Кристаллиникум Передового хребта в своей основе является сложно построенным, неоднородным комплексом субдукционного типа [Перчук, 2003; Кориковский и др., 2004]. Его протолиты (вероятно, за исключением пород Сахрайского выступа) формировались в энсиматических условиях, о чем свидетельствует обилие метабазитов и гипербазитов, присутствие ультрабазитов в виде ксенолитов в ортогнейсах, принадлежность почти всех метагранитоидов и гранитоидов к I - типу [Потапенко и др., 1999], низкое отношение в них 878г/8еБг (0,703-0,704) [Красивская, 1996; Самсонов и др., 1995; материалы автора].

Метамагматиты кристаллиникума имеют контрастный состав (основной и кислый), что в совокупности с петрохимическими данными, относящимися к метабазитам (среднее содержание ТЮг 1,2-1,5% [Лебедько и др., 2002]) и присутствием метаосад-ков указывает на возможность рифтогенного происхождения кристаллиникума, Его гранитоиды геохимически значимо отличаются от связанных с урупским комплексом [Красивская, 1996], Однако полноценное геохимическое исследование кристаллиникума, необходимое для строгого определения его формационной природы и степени гомогенности, еще предстоит выполнить,

Главная пликативная структура кристаллиникума последней генерации Блыбского выступа - это пологая антиформа с субгоризонтальным сводом, наклоненным под 25-35° северным крылом и коротким крутым, осложненным мелкими складками и час-

тично опрокинутым к югу южным крылом. Эти структуры наложены на более ранние лежачие синметаморфические складки Ри деформирующие композиционную полосчатость и позднеметаморфические жильные обособления, а также связанные с ними слайды. Кроме того, по Б.Лабе отчетливо видны наложенные крутошарнирные складки, свидетельствующие о сдвиговых деформациях.

Урупский вулканогенно-осадочный комплекс в своем вполне характерном виде распространяется вплоть до границы зоны Главного хребта. При этом почти непосредственно к метаморфитам и гранитоидам Главного хребта подходят слабо мета-морфизованные вулканиты и осадочные породы. Признаков резкого изменения фа-циального состава в отложениях девона при приближении к Главному хребту не отмечено. Более того, четко вырисовывается косое срезание формационных зон девонского возраста южным Пшекиш-Тырнаузским разломом [Белов, Омельченко, 1976]. Все это-свидетельства вторичного, тектонического характера границы между зонами.

2,3, Бечасынсная зона

В Бечасынской зоне выступает бечасынский метаморфический комплекса (БМК), на севере трансгрессивно перекрытый неметаморфизованным чехлом, включающим осадки верхнего ордовика (?), силура, нижнего и среднего девона. Строение БМК детально изучалось И. С. Красивской [1977 и др.], Ю.Я.Потапенко [1982,1991,2004], ВАСнежко [2005],

В настоящее время комплекс рассматривается как единое сложное образование, состоящее из многочисленных (до 20, по В.А.Снежко, 2005] свит и толщ (рис.12).

реки JCatayr и Малка

/ЕЗ"» * IS53ml

з I пй v mr

i™] ¡g-й

Худас Кубань с

ft й ,t S II

р. Кубань оргопмЯа кварцит

- ----- ZrttMUHT

ВЙММа

I ,'•I I ■ I I I

Худее

' lis «'

81551H

*EEI<S "»IM1 a EH " НИ

кварцкт чегвюка* аяирт мряя ЩММИа

f-З -сняты Бачасынсхого метаморфического комплекса:

I • икдышшя: амфиболиты и биотитовые сланцы 2- малкииская; метзоулканиты, конгломераты,

известняки

3•муштинская: биотитовые сланцы, порфироиды 4 - мораялыкольская: зеленые аловулканс генные сланцы

5-шиджапшшя: Метатуффиты 6 - шаухопьская: мусковитовыа сланцы с

порфиробластами альбита 7- тубаллыкулаксмш! субаркоэовыч иетааесчаиикн i • тзллыкольская: мономинеральные кварциты 0-ташлыкольская: транаг-двуслюдяиыа сланцы

10. урлешская свита чехла, песчаники, алевролиты

II • граниты пмднаго палмзйя t2-серпентиниты

13 - асимметричны» складки, вероятный индикатор

опрокинутого залегания Zr430 Ma-U-Pb (SHRIMP) вмраст в млн. лет

Рис.12. Схематизированные разрезы Бечасынской зоны (по Ю.Я.Потапенко, 2006, с дополнениями)

Его единая стратиграфическую схема пока не выработана. В северной части поля БМК выделяют несколько свит, большинство из которых (муштинская, индышская, ташлыкольская, тубаллыкулакская) сложены метаосадочными породами, а малкин-ская, шиджатмазская и мораллыкольская свиты включает разнообразные по составу

(основные, средние и кислые) и фациальной принадлежности (лавы, туфы, гипабас-сальные тела) метаморфизованные вулканогенные образования известково-щелочной формации и подчиненное количество осадочных пород — метапесчаников, филлитов, внутриформационных конгломератов, известняков, Общая мощность этих трех свит достигает 2 км. Состав метаосадочных пород муштинской и других свит реконструируется Ю.Я.Потапенко как малоглиноземистые метапелиты, субграувакко-вые алевро-псаммиты и зрелые псаммиты, содержащие графит, обломочные зерна калишпата и хорошо окатанный циркон. В южной полосе своих выходов БМК сложен метатерригеными толщами, в частности, характерной таллыкольской свитой слюди-сто-кварцевых сланцев и чистых кварцитов. Метаморфизм БМК нарастает в южном направлении от хлоритовой до биотит-гранатовой зоны,

В пределах Бечасынской зоны, на ее севере поверх отложений ее палеозойского чехла расположено мощное пластовое тело аллохтонных ультрабазитов. Судя по геофизическим данным, под покровом мезозоя оно протягивается к востоку влоть до Нальчика [Потапенко,1982].

Чехол БМК начинается с терригенной урлешской свиты (1200 м), на которую без несогласия налегают известняки и аргиллиты верхнего силура и нижнего - среднего девона. Возраст урлешской свиты предположительно определялся как венд-кембрийский [Потапенко, 1982] или ордовик-нижнесилурийский (Чегодаев,1988). Присутствие в поле отложений силура глыбы известняка с трилобитами среднего кембрия традиционно рассматривается как аргумент в пользу присутствия среднекем-брийских пород в урлешской свите. U-Pb (SHRIMP) датирование обломочных цирконов, выделенных из алевролитов этой свиты [Сомин, Потапенко, 2008], показало, что они представлены зернами со средним значением возраста 528±6 Ма (диапазон датировок 657-507 млн лет) (рис.13). Это означает, что осадки свиты моложе раннего кембрия и их возраст должен находиться в интервале средний-поздний кембрий -ранний силур. Вендский возраст свиты в свете этих данных исключен,

О максимальном возрасте пород БМК можно судить по tNd (DM) модельным возрастам его метавулканитов [Семкин и др., 1997], Они составляют 787, 831 и 877 Ма, Следовательно, возраст магматического протолита ортопород комплекса должен быть не древнее позднего рифея. Еще важнее, что U-Pb (SHRIMP) возраст цирконов из ортогнейсов (метамикрогранит-порфиров или метариолит-порфиров) р.Кубань определен в 530±8 Ма. Но наибольшее значение имеет тот факт, что средний возраст 30 окатанных зерен циркона из кварц-полевошпатовых метапесчаников тубаллыку-лакской свиты составил 534 ±5 Ма (диапазон 573-509 Ма), а средний SHRIMP -возраст 9 из 10 детритовых зерен циркона из кварцитов таллыкольской свиты р.Чегем равен 524 Ма (диапазон 560-444 млн лет), и только одно зерно показало рифейский (1144 Ма) возраст [Сомин, 2007а; Сомин, Потапенко, 2008] (рис.13). Судя по средней величине Th/U>0,5, все детритовые цирконы метапсаммитов БМК исходно магматические. Низкий уровень метаморфизма этих пород (биотитовая и биотит-гранатовая ступени зеленосланцевой фации) позволяет принимать полученные датировки за отражающие возраст их магматической кристаллизации. Близость оценок возраста, полученных по детритовым цирконам и цирконам из ортогнейса, пока не нашла объяснения, но, принимая во внимание, что датировок по детритовым зернам в три раза больше, чем по магматическим, мы ориентируемся на первые из них. Они позволяют

считать, что исходные породы БМК не должны быть древнее кембрия и скорее всего относятся к кембрию-ордовику, а урлешская свита - в основном к нижнему силуру (и верхам ордовика?)

до m шчтт

460 ДО ВИ WO 1000 ИЗО 1Я» Млилвг

495

Р-81

Рис.13. Гистограммы значений U-Pb (SHRIMP II) возраста детритовых цирконов из алевролитов урлешской свиты (UR) и бечасынского комплекса- тубаллы-кулакской свиты, р.Кубань (495) и тал-лыкольской свиты, р.Чегем (Р-81).

Вставка: диаграмма с конкордией для цирконов пробы 495.

Конкордантный возраст -534± 5 Ма, СКВО (конкор-дантнооти) = 0,13, вероятность конкордант-ности) = 0.72

Как метапесчаники БМК, так и алевропсаммиты его чехла формировались за счет размыва довольно однородного источника, в основном венд-раннекембрийских (ка-домских) гранитоидных массивов, одним из представителей которых могут предположительно считаться плагиограниты балки Акбаева с вендским (562 Ma) SHRIMP-возрастом [Сомин, 2007а], которые при такой интерпретации надо считать экзотическим блоком в поле БМК, Аркозовый состав песчаников и алевролитов урлешской свиты и значительной части метапсаммитов бечасынского комплекса указывает на сравнительно близкое расположение области размыва, которая, согласно Ю.Я.Потапенко, находилась к северу от выходов БМК.

Полное отсутствие в составе детрита бечасынских метапсаммитов цирконов древнее 1200 Ma показывает, что в области размыва не входили структуры Балтии и от последних Бечасынская зона могла отделяться депрессией с корой оканического типа, возможно, продолжением Трансевропейского разлома [Sobornov.1996; Хаин, 2002; Gerdes, Zeh,2006], Сама зона с проявленным в ее пределах вулканизмом из-

вестково-щелочного типа могла быть северным активным краем Гондваны, и тогда кора бассейна могла поддвигаться под нее.

Все K-Ar датировки БМК отражают термальные процессы варисцийского возраста, поскольку находятся в интервале 380-320Ма с пиком на 370-350Ма [Красивская, 1977; Потапенко, 1991]. Эти же процессы отражены в Rb/Sr датировке 355 млн лет. Варис-цийский тектогенез проявился в Бечасынской зоны также в деформации среднепа-леозойских чехольных отложений и во внедрении больших объемов позднепалеозой-ских малкинских гранитов. Все эти данные не исключают, что в южной полосе БМК могут иметься возрастные аналоги его чехла. Присутствие отдельных зерен детрито-вого циркона с возрастом на уровне границы ордовика и силура свидетельствует в пользу этого предположения.

Обобщение данных по доальпийским комплексам Большого Кавказа.

1. Один из главных результатов проведенных исследований состоит в установлении того факта, что подавляющая часть метаморфических комплексов Большого Кавказа сложена породами палеозоя, и предположение ряда авторов, что здесь выступает древнее основание Восточно-Европейской платформы, не получило подтверждения. 2, Сравнение одновозрастных (или частично одновозрастных) комплексов показывает их резкую контрастность. Силур и девон Бечасынской зоны представлены лишенными вулканической примеси и не метаморфизованными карбонатными и тер-ригенными отложениями, В Передовом хребте это преимущественно вулканогенные толщи с большой долей пирокластического материала (урупский комплекс). Они тектонически перекрывают частью синхронный, но глубоко метаморфизованный при HP/LT-условиях энсиматический комплекс, включающий, наряду с метабазитами и метапелитами, также значительные объемы метагранитоидов. Метаморфиты Ацга-ринского покрова, возраст которых еще не определен, резко отличаются от этого комплекса и, очевидно, так же, как офиолиты Передового хребта, относятся к числу «наиболее дальних пришельцев». Расположенные южнее комплексы Главного хребта также включают ортопороды силура-девона и нижнего карбона (гнейс-мигматитовый комплекс), но они относятся к энсиалическому ряду и метаморфизованы при НИР условиях и тесно связаны с гранитами S-типа, Эти комплексы тектонически перекрыты метаморфизованным энсиматическими островодужным лабинским МК, вероятным аналогом урупского. Поэтому метаморфиты Эльбрусской подзоны, по-видимому, составляют тектоническое окно в островодужном аллохтоне Лабинского-Урупского комплексов, Его корни могли располагаться южнее «надвига» Главного хребта, Энсиматический буульгенский комплекс, включающий как среднепалеозойские, так и более молодые апогранитоидные ортогнейсы, в современной структуре, напротив, с севера тектонически перекрыт гнейс-мигматитовым комплексом, однако на юге он почти соприкасается со слабо метаморфизованной дизской серией индосинийского возраста и с фрагментами палеозойских гранитов р.Ненскры [Shengelia,1997].

Таким образом, доюрское основание Большого Кавказа - это коллаж комплексов, испытавших в раннем и позднем палеозое и в конце триаса сближение и взаимное перекрытие, сопровождавшееся частичным исчезновением корневых зон. Возраст комплексов омолаживается в южном направлении от кадомского (не вскрытого) и каледонского на севере до варисцийского в Передовом и Главном хребте и индосиний-

ского на юге, в Сванетии, В пределах изученного (обнаженного) сектора Б.Кавказа нет выходов архейской-раннепротерозойской коры Восточно-Европейской платформы (Балтии) и нет признаков палеогеографической связи с ней раннепалеозойских структур Б.Кавказа. СДКостюченко и др. [2004], исходя из геофизических данных, заключили, что разрез кристаллической коры под центральной и южной частями кряжа Карпинского радикально отличается от коры Воронежской антеклизы и продолжается в сторону Ставропольского свода. Они считают, что на кряже Карпинского контактируют две коровые плиты, причем контакт может иметь характер крупноамплитудных севе-ровергентных поддвигов. В южной части кряжа выявлены геофизические слои с аномально высокими скоростями, соответствующими таковым верхней мантии или коро-во-мантийной смеси. П.С.Бабаянц и др.[2006] рисуют в этом районе большие северо-вергентные надвиги. Эти структуры, возможно, скрывают реликты древней (додевон-ской) сутуры.

Совокупность всех данных позволяет предполагать, что структура Б.Кавказа сформировалась в результате аккреции к Балтии террейнов северной Гондваны, возраст которых омолаживается к югу, а позже и террейнов Палеотетиса. Южное обрамление Палеотетиса составлял гондванский Понтийско-Закавказский массив [1а-капайге е1 а1., 2007]. Иногда предполагают, что события в метаморфическом ядре Большого Кавказа были связаны с коллизионным столкновением этого массива с островной дугой Большого Кавказа в позднем палеозое. Однако в Сванетском домене нет надежных признаков варисцийского тектогенеза. Поэтому более вероятно, что главной причиной метаморфизма и гранитоообразования в позднем палеозое были процессы, обусловленные субдукцией к югу энсиматической коры Передового хребта, и надсубдукционные процессы в Главном хребте. В зависимости от типа субстрата последние вызывали формирование З-или 1-гранитоидов. Гранитообразование привело к утолщению коры Большого Кавказа: эти явления субсинхронны, тогда как сжатие, приведшее к покровообразованию, проявилось на 15-20 млн лет раньше. Можно предполагать, что за утолщением последовал гравитационный коллапс, растяжение и «всплытие», обусловившие очень быстрый вывод к поверхности глубокометаморфи-зованных комплексов [Сомин,1997]. На это, в частности, указывает преимущественно пологое положение фолиации метаморфитов в структурах Передового хребта и Эль-брусской подзоны и куполовидный характер этих структур. Проблема экспонирования кристаллических ядер Б.Кавказа, однако, должна быть предметом специальных исследований.

Гипотетический сценарий тектонических событий в палеозое на территории Большого Кавказа приведен на рис.14.

Доверхнепалеозойские структуры части Большого Кавказа могут предположительно рассматриваться как продолжение к юго-востоку варисцид Центральной Европы (Богемского массива, Среднегерманского вала, Шварцвальда), формировавшихся на северном краю Гондваны [КоЬег е{ а1.,2002; Оегс1е8, геЬ, 2006]. В метаосадках этих структур широко распространены детритовые цирконы кадомского («панафриканского») возраста и наряду с ними - цирконы раннего протерозоя (2500-1600 Ма), тогда как зерна гренвильского возраста встречаются очень редко. В нашем случае имеется детрит как раннепротерозойского, так и «гренвильского» диапазона, указывающий на влияние как западноафриканских, так и «трансамазонских» источников.

е-о

Рис.14. Гипотетическая схема эволюции Б.Кавказа и Предкавказья в палеозое -триасе.

1 - Континентальная кора; 2 - океаническая кора; 3 - островодужная кора; 4 - вергентность структур; 5 - терригенные осадки. Структуры: АС - Астраханский свод, БЗ - Бечасынская зона, КК - кряж Карпинского, ПХ - Передовой хребет, ЭГХ - Эльбрусская подзона Главного хребта, ПГХ - Перевальная подзона Главного хребта, СВ - Сванатский бассейн, ЗМ - Понтийско-Закавказский массив, ВЕП - ВосточноЕвропейская платформа.

Материал этого раздела приводит к первому защищаемому положению.

Доальпийское основание Большого Кавказа гетерогенно, гетерохронно и в своей обнаженной части включает три тектонически сближенных и анкетированных к структурам Балтии домена ■ индосинийский, варисцийский и каледонский. Варисцийский домен имеет коллажную покровно-аккреционную структуру и состоит из различных по происхождению палеозойских формаций, испытавших метаморфизм в конце среднего - начале позднего палеозоя в связи с субдукционными и надсубдукционными процессами, приведшими к формированию субсинхронного метаморфического пояса Большого Кавказа.

Особенности альпийской структуры Большого Кавказа

Проявления метаморфизма в альпийском доорогенном чехле Большого Кавказа сводятся к ката- и метагенезу нижних частей его разреза, формированию в нем кливажа [Гаврилов, 2002], а также к появлению узких аномальных зон вдоль границы с фундаментом, обусловленных «эффектом цоколя». Собственно альпийские грани-тоиды здесь представлены лишь небольшим Эльджуртинским массивом. Иными словами, приращение гранитно-метаморфического слоя БК на альпийском этапе было ничтожным. Причина этого, очевидно, связана со спецификой альпийского структуро-образования на Большом Кавказе. Сокращение коры здесь было гораздо меньшим, чем на доальпийском этапе, и не сопровождалось формированием крупных (с захва-

том мощных комплексов и фундамента) покровов и субдукцией. Это утверждение противоречит представлениям [Дотдуев, 1986], в соответствии с которыми в поздне-альпийский этап северная часть Большого Кавказа, относимая к Скифской плите, была перемещена к югу вдоль поверхности «надвига Главного хребта» навстречу поддвигавшемуся Закавказскому массиву; амплитуда перемещения оценивается в 100 км или более.

Ряд аргументов показывает, что такой надвиг не существует [Сомин, 2000]. 1) Почти во всех пересечениях по глубоко врезанным долинам видно, что «надвиг» представлен разрывом с наклоном к северу не менее 65°; такой наклон до глубины 80 км дают и последние геофизические данные [Шемпелев и др., 2001,2005]. 2) Плоскости как самого «надвига», так и сопряженных с ним разломов залечены телами сред-неюрских (около 170 Ма) габброидов и гранитоидов l-типа (Ушба-Эцерской, Санчар-ский, Аксаутский, Кардывачский и др. массивы), которые за пределами зоны «надвига» присутствуют только в ядре Сванетского антиклинория. Следовательно, после средней юры горизонтальные смещения по плоскости «надвига» не происходили. 3) Породы чехла и фундамента «висячего» крыла «надвига» имеют такой же разрез и структурную характеристику, как отложения «лежачего» крыла [Видяпин, Сомин, 2007]; они здесь были сильно деформированы в средней юре, тогда как позднеаль-пийские деформации их затронули слабо.

4) С поверхностью «надвига» с юга, как правило, контактируют наиболее древние части нижнеюрского разреза. По отношению к фундаменту они находятся в нормальном стратиграфическом положении и нередко сохраняют базальные слои. Далее к югу сложно дислоцированный (чешуйчато-складчатый) разрез чехла характеризуется появлением в целом все более молодых стратиграфических компонентов. 5) К-Аг датировки кристаллических пород фундамента к северу от «надвига» не моложе 140 Ма, а в основном они равны 300-250 Ма, что указывает на отсутствие позднеальпий-ского регионального прогревания, которого бы можно было бы ожидать в случае предполагаемого сдваивания континентальной коры Большого Кавказа.

Таким образом, «надвиг» Главного хребта - это в действительности крутой глубинный (магмаподводящий) разрыв среднеюрского возраста, вероятно, заложившийся одновременно с крутым флексурным изгибом поверхности фундамента. На поздне-альпийском этапе по разрыву произошли субвертикальные взбросовые смещения, Амплитуда горизонтальных подвижек по нему в кайнозое близится к нулю, в средней юре она тоже не могла быть большой.

В зоне этого «надвига» отсутствуют серпентиниты или какие-либо экзотические типы пород или разрезов, следовательно, она не может считаться зоной поглощения (субдукции). Субдукция зоны Южного склона под Главный хребет, теоретически, могла бы развиваться только с полным срывом чехла и формированием его чисто чешуйчатой структуры. Но такой процесс мог произойти только при наличии плоской поверхности фундамента. Однако показано [Сомин,1994, 2000 и др.], что эта поверхность была сильно деформирована еще в средней юре и создала существеннно «вертикальный» структурный стиль зоны [Сомин, 1994,2000а; Расцветаев,1998 и др.] (рис. 15), Имеются и многочисленные свидетельства автохтонного залегания чехла, не позволяющие говорить о его полном срыве.

ре-ге,

Рис.15. Структура верхней части комплексов основания и их поверхности в некоторых пересечениях осевых зон Центрального Кавказа (Сомин, 2000)

(1-4) - Комплексы основания: 1- кристаллические сланцы и гнейсы с четкой фолиацией, палеозой, 2 - гранитоиды, средний и верхний палеозой, 3 - диориты, средний палеозой, 4 - дизская серия, девон - триас; (5-5) - чехол, верхний палеозой и юра: 5 - генерализованое положение слоистости чехла, 6 -трансгрессивное залегание; 7 - среднеюрские и более молодые интрузивные породы.

Следует подчеркнуть, что для альпийской складчатой области Большого Кавказа не характерна коллажность строения: из стратиграфических данных [Панов, 1988; Никишин и др., 2005] следует, что, хотя границы структурно-фациальных зон юрского и мелового возраста сильно осложнены разрывами, в том числе и надвигами и покровами, сохранились и признаки переходов между этими зонами. Здесь полностью отсутствуют офиолиты и даже единичные тела серпентинитов и нет никаких экзотических террейнов. Поэтому структура альпийского Большого Кавказа может быть определена как субкогерентная, принципиально отличающаяся от структуры его доаль-пийского основания.

С другой стороны, имеются веские доказательства того, что альпийская структура формировалась в обстановке горизонтального сокращения и сближения краев альпийских прогибов и не может трактоваться как результат внутричехольных (адвекци-онных, диапировых и т.п.) автономных процессов [Сомин,19946]. Одним из важных аргументов в пользу этого вывода является факт вовлечения в молодые деформации горизонтального сокращения доюрского, в том числе кристаллического, фундамента [Ажгирей, 1951 ;Сомин, Видяпин,1986; Сомин,1998 и др.]. Вовлечение происходило крайне неравномерно во времени и пространстве: главным образом в средне-

юрское время и с нарастанием интенсивности в южном направлении. Поэтому наиболее явственные признаки вовлечения обнаруживаются в раннеальпийской Псеаш-хинской зоне (приуроченной в основном к Перевальной подзоне фундамента) и в зоне Южного склона. Здесь совместные существенно пликативные структуры основания и нижнеюрского чехла имеют амплитуду до 4-6 км (см. рис.15). Их формированию способствовало преобладание в фундаменте пород с хорошо выраженной слоистостью или сланцеватостью. Изотропные палеозойские гранитоиды и ортогнейсы также вовлекались в молодые деформации продольного сжатия. На примерах Дарьяльского и других массивов установлено [Сомин, 1999; и др.], что их породы испытывали интенсивную милонитизацию, особенно в краевых частях выступов, и переработку сдвиговыми нарушениями. Наибольшему сокращению подвергся материал фундамента между его выступами. Здесь, над зонами древних доальпийских нарушений, закладывались глубокие щелевидные синклинали, в пределах которых чехол максимально сжат, нередко неоднократно деформирован и кливажирован. Кливаж, причем с той же ориентировкой, развит и на сводах выступов, хотя залегание чехла здесь, несмотря на присутствие базальных срывов, обычно пологое. Эти особенности показывают, что структуры такого «аркадного» [Сомин, 20006] типа являются результатом общего горизонтального сокращения, а не вертикальных блоковых перемещений. Заметим, что такие структуры очень характерны для Внешних массивов Гельветской зоны Альп. В области форланда Альп, в горах Юры, установлен крупноамплитудный срыва чехла, а к юго-востоку появляется пеннинская область глубокого альпийского метаморфизма, где фундамент и чехол слагают громадные, преимущественно лежачие складки с ядрами из пород ремобилизованного палеозойского фундамента. На Большом Кавказе из-за значительно меньшей величины общего сокращения и отсутствия альпийского метаморфизма чехол в области форланда имеет с фундаментом нормальные стратиграфические соотношения, а зона типа пеннинской отсутствует.

Общей особенностью альпийской структуры осевых частей складчатой системы Большого Кавказа является крутое положение основных структурных элементов- осевых поверхностей складок и разрывов и крайне неровная (гребенчатая) морфологии поверхности доюрского основания с большой (в несколько километров) амплитудой структур. Это свидетельствует об отсутствии общего регионального срыва в основании чехла. Вместе с тем возникает пока не имеющий ответа вопрос о том, насколько глубоко в кору могли уходить эти структуры. Поскольку мощность коры ограничена, наиболее вероятно предположение об их выполаживании с глубиной - так, как это устанавливается на основе комплексных геолого-геофизических работ в Альпах.

Материалы этого раздела обобщены во втором защищаемом положении: Альпийские (мезозойско-кайнозойские) комплексы Большого Кавказа характеризуются неколлажной (субкогерентной) структурой, сформированной в результате горизонтального сокращения, захватывавшего и фундамент, но не сопровождавшегося субдукцией и крупномасштабным покровообразованием.

КУБА

Кубинская складчатая система имеет сложную полизональную структуру, неодинаковую по расположению зон в разных секторах острова [Thiadens,1937; Rigassi-Studer, 1961; Hatten,1958; Geología de Cuba,1964; Пущаровский, Книппер, 1967; Khudoley, Meyerhoff, 1971; Pardo,1975; Сомин, Мильян, 1981; Пущаровский и др., 1989; Чехович, 1993 и др.; Iturralde-Vinent, 1998] (рис.16). В северной части Центральной Кубы находятся зоны Кайо-Коко, Ремедиос, Камахуани и Пласетас с осадочным типом верхне-юрско-мелового разреза, относящиеся к Североамериканской пассивной континентальной окраине [Пущаровский и др., 1989]. Южнее расположен сложно устроенный северный пояс офиолитов, сменяющийся вулканогенно-осадочными толщами меловой (нижний мел-кампан) островной дуги. Еще южнее породы дуги почти со всех сторон обрамляют куполовидные структуры метаморфических толщ антиклинория Тринидад. На Западной Кубе самую северную позицию занимают офиолиты и острово-дужные комплексы, они структурно перекрывают в основном осадочные эпиконтинен-тальные толщи юры, мела и палеоцена, составляющие зону Гуанигуанико. Последняя сдвигом Пинар отделена от крупной депрессии Сан-Диего-де-лос-Баньос, под третичными молассами которой находятся как осадочные толщи мезозооя, так и вулкано-генно-осадочные комплексы и офиолиты. Меловые вулканиты известны на о. Хувен-туд (Пинос), основная часть которого, однако, сложена метаморфическими породами, Вдоль побережья Западной Кубы, к западу от выходов офиолитов, известны разрезы, соответствующие северным зонам Центральной Кубы. Провинция Камагуэй и более восточные районы Кубы - это расчлененные на три сегмента поперечными левосторонними сдвигами и связанными с ними депрессиями, неоднородные по структуре комплексы островной дуги. Он смешаны с офиолитами и на севере контактируют с фрагментами осадочных разрезов зоны Камахуани. На крайнем востоке Кубы офиолиты слагают обширные полого залегающие покровы, перекрывающие слегка мета-морфизованные толщи островной дуги и МК района Асунсьон.

В работах большинства современных авторов тектоника Кубы описывается в трактовке, предложенной М.Итурралде-Винентом [1981] и Ю.М.Пущаровским и др.[1989а, 19896], которые, уже с учетом наших данных о природе МК в южной части кубинского архипелага, выделили их как компоненты особой юго-западной зоны, или как «юго-западные террейны».

Метаморфические комплексы (WIK)

До наших работ МК Кубы почти всеми авторами считались фрагментами фундамента, подстилающего его верхнеюрские - меловые толщи. Наши наблюдения показали, что к фундаменту можно отнести только комплекс Сокорро севера Центральной Кубы и гнейсы Эль-Гуаябо провинции Пинар-дель Рио. Остальные МК Кубы имеют мезозойский (юра-мел) возраст протолитного материала и, следовательно, составляют часть собственно альпийского (ларамийского) доорогенного этажа Кубы.

Рис.16. Схема размещения доверхнеэоценовых комплексов Кубы (Сомик, Мильян, 1981, с изменениями)

(1-3) - эпиконтинентальные комплексы: 1 - юрско-меловой не метаморфизованный, 2 - он же, метаморфизованный, 3 - комплекс основания; (4-9) - комплексы вулканических островных дуг и океанических бассейнов: 4 - офиолитовый, 5 - энсиматические метаморфические (за исключением связанных с офиолитами), 6 - меловой докампанский островодужный и кампан-маастрихтский молассовый нерасчпененные, 7 - палеоцен-эоценовый мопассовый, 8 - меловой гранитоидный островодужный, 9 - среднеэоценовый вулканогенно-осадочный; 10 - крупные разломы; 11 - некоторые глубокие скважины: 1 - Гуанаакабибес, 2 - Гуаналь, 3 - Вегас-1,4 - Мерседес-1, 5 - Хатибонико-79,6 - Тортуга-1.

1.Комплексы доюрского фундамента

Комплекс Сокорро (=Сьерра-Морена)[МШan, Somin, 1976; Renne et al„ 1989] представлен флоголитовыми кальцифирами и мраморами гренвильского возраста, обнажающимися на северо-востоке провинции Матансас. Возраст установлен K-Ar и адАг-39Аг датированием флогопита, показавшими 945±25 и 930 ±15 Ма, соответственно. Гренвильские породы интрудируются щелочными гранитами Каньяс, K-Ar возраст которых 152 Ма [Сомин, Мильян, 1977], U-Pb-цирконовый - 172Ма [Renne et al., 1989] уверенно указывают, что эти породы среднеюрские. Комплекс, вероятно, составляет тектоническую пластину, надвинутую на верхнеюрские отложения зоны Пласетас, в составе конгломератов которых имеются обломки мраморов и гранитов, Граниты Каньяс, судя по их химизму и возрасту, могут быть связаны со среднеюрским рифтин-гом коры Карибского региона,

Комплекс Эль-Гуаябо [Сомин, Мильян, 1981] представлен лейкократовыми ортог-нейсами, слагающими валуны в конгломератах свиты Капдевила (верхний палеоцен-нижний эоцен), обнажающейся близ разлома Пинар. В состав конгломератов входят также обломки неметаморфизованных вулканических и осадочных пород меловой дуги и валуны гранитов S-типа. Наше мнение о доюрском возрасте гнейсов сейчас подтверждено U-Pb (SHRIMP) датированием [Somin et al., 2006], Датировки центральных частей идиоморных цирконов находятся в интервале 250-220 Ма; низкое Th/U отношение указывает на сильное метаморфическое воздействие. Внешние каймы цирконов показали 72±2 Ма, что очень близко к K-Ar датировкам мусковита из этих пород 71 ±3 Ма (К=7,44%) и 70,5 ±1,4 Ма. Отсюда следует, что протопит гнейсов ран-нетриасовый или более древний, и первый этап его метаморфизма произошел в до-юрское время. В кампане реализовался второй эпизод перекристаллизации цирконов, вскоре после которого (в Маастрихте) породы уже были выведены в поверхностные условия. Поскольку молодые изотопные датировки гнейсов совпадают со временем прекращения вулканической активности в меловой дуге, есть основания считать, что эти события были связаны. Можно предположить, что еще горячая островная дуга была надвинута на породы фундамента блока Майя (Юкатан). Менее вероятно, что вулканиты дуги были автохтонным чехлом гнейсов: в этом случае их U-Pb возраст должен быть более древним.

2.Мезозойские метаморфические комплексы

Разделяются на две главные контрастные группы: метаосадочные эпиконтинталь-ные (энсиалические) и существенно мафические энсиматические, связанные с корой островодужного и океанического типа [Сомин,1979; Сомин, Мильян,1981]. К первой группе относятся комплексы Пинос, Эскамбрай, Кангре, Асунсьон, ко второй - комплексы Мабухина, единицы Яябо в Эскамбрае и Гуира-де-Хауко в блоке Асунсьон, все высокобарические включения в серпентинитовом меланже как офиолитового пояса северной и восточной Кубы, так и в массиве Эскамбрай.

2.1. Эпиконтинентальные (энсиалические) комплексы

Комплекс Пинос [Сомин, Мильян, 1972] имеет наиболее ярко выраженный эликон-тинентальный метаосадочный состав. В его разрезе наиболее древней является свита Каньяда, сложенная метапелитовыми и метапсаммитовыми сланцами, часто содержащими примесь графита. Выше находится свита Агуа Санта, в которой метакла-

ститы (преимущественно обогащенные графитом метапелиты) чередуются с подчк ненными тонкими пластами мраморов. Наиболее высокое положение можно предпс лагать для пачек разнообразных мраморов, слагающих крутые гряды на северс востоке острова (рис.17).

Рис.17. Геологическая схема северной части о.Пинос (Сомин, Мильян, 1981)

(1-10) - комплекс Пинос: 1 - свита Каньяда; 2 - свита Агуа Санта; 3 - амфиболиты Дагилья; 4- мраморы Асиенто-Вьехо; 5 - мраморы Лома-Бибихагуа; 6 - мраморы Коломбо; 7 - мраморы Сьерра-Чикита; 8 - мраморы Сьерра-де-Кабальос; 9 - мраморы Лас-Касас; 10 - известково-силикатные породы Па-Реформа; 11 - граниты; (12-14) - образования островной дуги; 12 - амфиболиты; 13 -кварцевые диориты; 14 - вулканиты андезит-базальтового состава; 15 - плиоцен-четвертичные отложения; 16-22 - структурные элементы.

В пользу такой последовательности в разрезе комплекса Пинос говорит его уж« давно отмеченное [Butt,1932] литологическое сходство с разрезами юры зоны Гуани гуанико. Однако глубокий метаморфизм пород заставлял многих авторов предпола гать докембрийский или палеозойский возраст комплекса. Дискуссия завершила^ после находки автором в органогенных мраморах Лома-де-Бибихагуа замещенны; графитом фораминифер и среди них формы Ophtalmidium sp., наиболее широко рас пространенной в позднем келловее и оксфорде [Сомин, Мильян, 1972].

Метаморфизм комплекса Пинос относится к кианит-силлиманитовой (барроусской фациальной серии и отличается инвертированным типом зональности [Сомин,1977) По оценкам [García-Casco et al., 2001] температура метаморфизма в самой высокотемпературной зоне 6 на его пике могла достигать 750°С при давлениях 11-12 кбар (вероятно, завышенная оценка). Затем последовала резкая декомпрессия (до 3 кбар при 1=600°), сопровождавшаяся отделением трондьемитового расплава при плавле нии метапелитов. Метаморфизм завершился в конце мела (68±2 Ма, 40Аг/39Аг дати-

ровки по биотиту и мусковиту) [Garcia-Gasco et al.,2001], почти идентичные K-Ar датировкам, полученным нами [Сомин, Мильян, 1981].

В структуре комплекса различимы четыре «фазы» деформации [Сомин, 1978; Сомин, Мильян, 1981; Garcia-Casco et al., 2001]. Самые ранние синметаморфические изоклинальные формы были переработаны «главными» тесно сжатыми большими складками F2, сопровождавшимися возникновением главной фолиации S2 и однообразно ориентированной на NW линейностью растяжения. На регрессивном этапе метаморфизма возникли кинк-зоны, а широкие открытые складки, образовавшие антиформы и синформы, а также крутые разрывы, были постметаморфическими,

Единственным типом магматических пород, прорывающих метаморфиты Пиноса, являются редкие дайки субвулканических дацитов с возрастом (K-Ar) около 60 Ма, Комплекс Савана Гранде (меловые вулканиты, безгранатовые амфиболиты, серпентиниты и кварцевые диориты), известный по редким обнажениям и результатам бурения на северо-западе острова, а также севернее в пределах залива Батабано, несо-менно, имеет аллохтонное положение и тектонически перекрывает метаморфиты комплекса Пинос,

Комплекс Эскамбрай (ЭК) [Сомин, Мильян,1981 и др.] - самый значительный выход метаморфических образований Кубы и Большой Антильской дуги, в составе которого доминируют метаосадочные породы. Он образует куполовидные антиформы Тринидад и Санкти-Спиритус (рис.18).

ЭК литологически значительно более разнороден, чем комплекс Пинос. В его состав входят силикокластиты, разнообразные карбонатные породы, метабазиты разных типов, метаультрабазиты, зоны серпентинитового меланжа. Метаморфизм комплекса также неоднороден: значительная часть толщ испытала высокобарический метаморфизм, часть - только зеленосланцевый низкобарический. Внутренняя структура ЭК сложна и еще не полностью расшифрована, но можно считать доказанным, что она характеризуется широким распространением покровов, многофазной складчатостью и деформацией всего ансамбля покровов [Сомин, 1984; Millan, Somin, 1985; Моссаковский и др., 1986; Сомин, 1986; Добрецов и др., 1987]. Установленное нами изменение в степени метаморфизма пород ЭК сначала трактовалось [Сомин, Мильян, 1981] как проявление температурной зональности, наложенной на ранние покровы, однако после того, как выяснилось, что в центральных частях антиформ нет пород повышенных давлений, стало ясно, что это изменение обусловлено покровной тектоникой [Сомин,1986; Добрецов и др., 1987], К выводу о наличии в Эскамбрае покровов пришли также A.A. Моссаковский и др. [1986], однако их аргументы были иными - они трактовали покровы как фрагменты различных структурно-формационных и возрастных комплексов.

С учетом Р/Т особенностей метаморфизма и литологических особенностей в ЭК можно выделить три покровные единицы первого порядка. I. Самой верхняя из них -покров Яябо [Сомин, 1986], субвертикально стоящая пластины мощностью до 800 м, сложенная фенгит-(или парагонит)-цоизит-гранатовыми амфиболитами с редкими прослоями апокремневых кварцитов. По составу амфиболиты Яябо близки к тонким прослоям, местами наблюдаемым в следующей покровной единице Эскамбрая- Ло-ма-ла-Глориа,

Рис.18. Геологическая схема массива Эскамбрай [МШап, Бошт, 1985, с дополнениями]

Свиты: 1 - Лома-ла-Глориа; 2 - Яябо; 3 - Апгарробо; 4 - Кобрито; 5 - Па Числа (а - метасипткжластиты; б - метасиликокластиты с прослоями зеленых сланцев, мраморов и метасилицитов); 6 - Фелисидад; 7 - единицы группы Сан-Хуан; 8 - Лома Кивикан; 9 - Ла Сабина; 10 - Ягуанабо; 11 - Чарко Асуль; 12 - Эль Тамбор; 13 - крупные тела эклогитов; 14 - крупные тела ультрабазитов; 15 - метагабброиды и метадиабазы; 16 - комплекс Мабухина; 17 - грани-тоиды, в том числе комплекса Мабухина; 18 - не метаморфизованные вулканиты мела; 19 - третичные молассы; 20 - разрывы; 21 - стратиграфический контакт; 22 - границы основных тектонических покровов (I - Яябо, II - Лома-ла-Глориа, III- Кобрито, IV - Эль-Тамбор-Ягуанабо

Часть пород, особенно на границе с комплексом Мабухина, является бластомило-нитами. Амфиболиты Яябо имеют повышенное (до 1,6 %) содержание ТЮг и пониженное до 0,30-0,16% содержание К2О, что сближает их с океаническими (MORB) базальтами, Равновесная ассоциация белой слюды, граната и сине-зеленой роговой обманки при обилии рутила определяет умеренно- высокобарический тип метаморфизма, Его параметры Т=520°С, Р=6,5 кбар [Gräfe et al,, 2002]. Возраст протолита пород Яябо можно определить только косвенно по присутствию пород сходного типа в покрове Лома-ла-Глория, отложения которого не древнее юрских (см. ниже). Никаких свидетельств домезозойского возраста этих пород ни нами, ни позже работавшими исследователями [Gräfe et al., 2002; Stanek et al., 2006] не найдено, Возраст метаморфизма покрова Яябо ограничен K-Ar датировкой 80±6 Ма мусковита из пегмато-идной жилы, пересекающей амфиболиты.

2, Покров Лома-ла-Глориа [Пущаровский и др.,1989] распространен в обеих антиформах, где слагает их краевые части. В его состав входит свита с тем же названием, в ней доминируют силикокластиты, часто обогащенные графитом, метапелиты, подчиненную роль играют слюдисто-карбонатные сланцы и чисто карбонатные породы, В породах этих единиц развиты минералы группы глаукофана, гранат, метасоматиче-ский альбит, клиноцоизит, фенгит и парагонит. Типичные породы свиты Лома-ла-Глориа по латерали замещаются «сланцами Алгарробо», отличающимися повышенной ролью граната и глаукофана. Другая часть покрова, свита Кобрито, имеет существенно карбонатный состав (слюдисто-графит-карбонатные сланцы, переходящие в сланцеватые мраморы), содержат прослои силикокластитов, В пределах этой свиты находятся многочисленные структурно согласные линзовидные тела эклогитов с ассоциацией омфацит-гранат-фенгит при значительной примеси рутила [Сомин и др., 1972; Добрецов и др., 1987; Somin et al., 2005]. Среди этих пород обнаружена необычная разновидность «Арройо Чаркой», резко обогащенная цирконом (Zr 820 ppm), имеющим детритовое происхождение [Somin et al., 2005].Т-Р параметры метаморфизма эклогита < 600°С и 14-16 кбар, что выше параметров глаукофановых сланцев (450°С и 7-8 кбар), и это доказывает тектоническое позднесинметаморфическое совмещение этих пород.

Учитывая характерную литологию, мы предположили юрский возраст осадков рассматриваемых толщ и их коррелируемость с низами юрского разреза зоны Гуанигуни-ко [Сомин, Мильян, 1972]. Найденная здесь позже микрофауна (Spumellarla, Nasselarla, Globochate alpina?) [Millan, Somin, 1985] не противоречила такому выводу, но плохая сохранность фоссилий оставляла место для сомнений. Они были сняты после CA -TIMS и SHRIMP- датирования детритовых цирконов из эклогита Арройо Чаркон: получены значения возраста от 270 Ма до 200Ма при единичных датировках около 375Ма; метаморфические оторочки датированы в ЮОМа [Somin et al., 2005] (рис,19). Окатанные цирконы из кварцитов Лома-ла-Глориа дали от 1500 до 279Ма. При этом пики возрастов оказались близкими к пикам, полученным при 40АгЯ9Аг датировании обломочных мусковитов из песчаников свиты Сан-Каэтано [Huston et al., 1998]. Эти данные показывают, что осадки изученных толщ действительно не древнее триас-юрских, а их обломочный материал происходил в целом из той же области, что и материал свиты Сан-Каэтано.

а * с >

i.i EU

, с»'1 I _

'21 ЕЯ

■2-2 Ш

:. j

¡. '.„.¡¡¡r.ty

'' i

\ „ .9.1

*.....^ шт^.

__ 112" Y< r " I

'--Ei ШВ

V к . . • - 1

ь К ж

О _ , ' 1

(.л на

(шз С16.2 «v. д еа

Рис.19. Изображения в режиме катодолюминисценции цирконов из экпогита Чарко-Редондо (проба F 50-7), Эскамбрай.

Светлые эллипсы и кружки - точки датирования. Цифры в белых прямоугольниках - возраст, млн лет. Диапазон значений возраста - 270-105 млн лет. Определения проведены в ЦИИ ВСЕГЕИ.

В поле покрова Лома-ла-Глориа встречаются линзы серпентинитового меланжа, включающего крупные блоки эклогитоподобных пород, петрологически иных, чем когерентные прослои. U-Pb-возраст цирконов из двух наших проб таких пород был определен Дж. Маттинсоном (CA-TIMS метод) в 102 и 105 Ма [Сомин и др., 1992]. Все эти породы и вмещающие их осадки и серпентиниты были метаморфизованы в сено-мане и испытали эксгумацию к Маастрихту, на что указывают K-Ar и Ar-Ar датировки их слюд порядка 68-70 Ма [Сомин и др., 1992; Schneideret al., 2004].

3. Покров Кобрито представлен флишоидными карбонатными сланцами с прослоями метатерригенных. Присутствие лавсонита, фенгита и глаукофана указывает на повышенные давления при метаморфизме, но гранат отсутствует,

4. Вся занимающая более низкое структурное положение внутренняя часть купола Санкти-Спиритус и центральная часть купола Тринидад сложена литологически пестрым набором формаций с зеленосланцевым типом метаморфизма. Сюда входят карбонатные толщи (группа Сан Хуан), зеленые аповулканогенные сланцы формации Ягуанабо (ТЮг до 1,5%.) с прослоями известняков, светлые кристаллические известняки Ла-Сабина и Лома Кивикан и, вероятно, замещающая их формация Чарко Асуль и, наконец, флишоидная карбонатно-терригенная формация Эль-Тамбор. Присутствие в ее известняках форм Nannoconus указывает на ее меловой возраст [Millan, Somin,1985]. К этому структурному уровню приурочены как толщи метапесчаников (свита Наранхо), аналогов Сан-Каэтано, так и залегающие выше кристаллические известняки литофации Нарцисо, содержащие среднеоксфордские аммониты Рег-isphictes Waagen и Microsphictes Schindewolf и мраморы свиты Маяри, в которых най-

дены аммониты РепзрЫпсШае, морфологически похожие на таковые титана зоны Гунигуанико [МШап, МусгупвМ.^б]. Особенно интересна формация Лома Кивикан, сложенная кристаллическими известняками светлых тонов, содержащими прослои метакремней. Вполне вероятно, что эта часть разреза, похожая на глубоководную, имеет мел-палеоценовый возраст,

Структура этой области очень сложна и наверняка включает деформированные покровы [МШап, Богш, 1985; Моссаковский и др., 1986; Пущаровский и др., 1989], которые, однако, из-за проблем с возрастом ряда толщ не могут быть полностью уверенно откартированы.

Как видно, ЭК состоит из генетически различных элементов. Единица Яябо имеет океаническое происхождение, серпентинитовый меланж - также океаническое или надсубдукционное, часть вулканитов (Фелисидад и Ягуанабо) могли формироваться в обстановке растяжения. Основная часть ЭК, однако, формировалась на континентальной коре: это зрелые силикокластиты и карбонатные породы, включая доломиты, породы, как правило, обогащенные графитовым веществом. На эпиконтинентальную природу части толщ ЭК указывает находка в диабазах скважина Ла Сабина района Ягуанабо идиоморфных цирконов, РЬ/РЬ возраст которых составляет около 1,1 млрд лет [Сомин и др., 1986]. Эти цирконы, очевидно, были захвачены при внедрении диабазов в континентальную кору. Вероятно, под значительной частью ЭК находятся фрагменты континентальной коры, имеющей отношение к блоку Юкатан и соседним структурам. На это указывает и четко выраженная отрицательная гравитационная аномалия над Эскамбраем.

В ЭК развиты складки нескольких генераций [Сомин, Мильян, 1974,1981]. Самые ранние не везде наблюдаемые синметаморфические складки сменяются изоклинальными позднесинметаморфическими, затем формировались резко асимметричные опрокинутые формы, по-видимому, указывающие на смещение к северу и осложняющие поверхности надвигов; возникновение этих складок сопровождались формированием кливажа. Эти последние структурные элементы имели довольно однообразную ориентировку, поэтому при формировании антиформ они были закономерно переориентированы: на юге шарниры складок наклонены к югу, на севере - к северу и т.д. Самыми поздними являются хрупкие тектонические нарушения в виде пологих надвигов и крутых взбросов, осложнивших исходную непростую картину.

Комплекс (серия) Асунсьон Восточной Кубы [Сомин, Мильян, 1972, 1981; Сомин, 1979; Мильян и др., 1985] состоит из двух свит (рис.20). Свита Чафарина сложена мраморами, слюдисто - кальцитовыми сланцами и доломитами, свита Сьерра-Верде - филлитами, содержащими редкие прослои метаалевролитов, мраморов, метасили-цитов и метабазальтов. Метаморфизм обеих свит низкотемпературный-высокобарический, на что указывает найденные здесь нами глаукофан и лавсонит. Позднемезозойский (наиболее вероятно - титан - раннемеловой) возраст комплекса установлен по формам Са1рюпеИа и №ппосопиэ [Мильян и др.,1985]. С запада комплекс Асунсьон тектонически контактирует с высокотемпературными амфиболитами Гуира-де-Хауко. В упомянутых работах комплекс Асунсьон параллелизовался с комплексом Эскамбрая. Однако следует признать, что, поскольку аналогов свиты Сан-Каэтано здесь нет, не меньше аргументов существует и в пользу сравнения этого комплекса с разрезами зоны Ремедиос [Пущаровский и др.,1989; 1Шгга1с1е-\/тепи998].

Рис.20. Геологическая схема восточной части Сьерра-дель-Пурьяль [МШап, Эотт, 1985]

1 - Карбонатный чехол, неоген-квартер; 2-известняки, Маастрихт; 3 - конгломераты с обломками офиолитов (Маастрихт?); 4 - комплекс Пурьяль, толща Рио Баракоа; 5 - свита Сьерра-Верде, мета-терригеныа породы; 6-свиты Чафарина, мраморы; 7 - свита Гуира-де-Хауко, мфиболиты; 8-ультрабазиты; 9-габбро; 10- диабазы; 11 - плоскостные текстуры пород; 12-разрывы; 13-транс-грессивное налегание; 14 - точки находок фоссилий.

2.2. Энсиматические метаморфические комплексы

Среди них выделяются когерентные комплексы, сложенные породами, имеющими между собой геологическую связь, и некогерентными, представленными блоками в серпентинитовом меланже. В первую группу входят комплексы Мабухина, Пурьяль, метадиабазы офиолитов, пластины Яябо и Гуира-де-Хауко, во вторую - включения высокобарических метаморфитов в меланже офиолитового пояса Кубы и в линзах меланжа, разделяющих тектонические пластины метаосадочных и осадочных толщ в районе Эскамбрая, Гуанигуанико и на севере Восточной Кубы.

Комплекс Мабухина (КМ) [Сомин,1979] в виде крутостоящего пояса обрамляет купола Эскамбрая. В отличие от комплекса Эскамбрай, КМ состоит на 85% из основных магматических пород, метаморфизованных в условиях эпидот-амфиболитовой и ам-фиболитовой фаций низкого давления, В состав КМ входят также метатоналиты (рис.21). Большой объем в пределах его поля занимают слабо метаморфизованные гранитоиды 1-типа и монцодиориты, полностью отсутствующие в Эскамбрае. Амфиболиты КМ в своем происхождении связаны с базальтами и габброидами. У метаба-зальтов бластопорфировая структура (рис. 22), содержание ТЮг около 0,9% (п=23), среднее содержание глинозема 18%, что указывает на островодужную природу пород [Сомин, 1993] (рис. 23). Геохимические данные [В1ет е( а1,, 2003] подтвердили этот вывод. На островодужный генезис КМ указывают также заметная доля в его составе метагранитоидов и присутствие метаандезитов. В совокупности все эти факты позволяют предполагать принадлежность КМ к надсубдукционным образованиям.

Рис.21. Метатоналиты (ортогнейсы) комплекса Мабухина, деформированные совместно с амфиболитами (темное), р. Хикайа. Длина таблички 10 ом.

Рис.22. Базальтовый метапорфирит комплекса Мабухина.

Вкрапленник клинопироксена замещен роговой обманкой. Увел. х5.

U-Pb-возраст самых ранних дометаморфических метагранитоидов КМ меловой (133-110 Ма) [Бибикова и др., 1988; Сомин,1993; Rojas-Agramonte et al, 2005], наиболее точна конкордантная SHRIMP- датировка 132,9±1,4 , воспроизведенная Дж.Маттинсоном, который использовал классический U-Pb метод [Rojas-Agramonte et al., 2007]. Близкий возраст получен Р.Кистлером по Rb-Sr (wr) изохроне [Blblkova et al,, 1989]. Возраст собственно базитов скорее всего также меловой и во всяком случае не древнее юрского, поскольку установлено большое сходство метабазальтов КМ и таковых пояса Сьерра-де-Ромпе в Камагуэе; среди последних нами найдены мраморы с рудистами [Сомин, Мильян, 1981] (рис. 24).

Возрастной предел метаморфизма КМ можно оценить по 20 K-Ar датировкам роговой обманки и биотита его амфиболитов и гнейсов, находящимся в интервале 95-73 Ма, и мусковита из недеформированного пегматита (85 Ма). Судя по значениям К-Аг возраста, метаморфизм мог произойти в предсантонское или даже предконьякское время, тогда как вулканизм в меловой дуге в целом развивался до конца кампана. Это может быть объяснено тем, что со временем произошло пространственное смещение вулканической активности, и уже сформировашаяся часть вулканического пояса испытала поднятие и охладилась. Подчеркнем, что изотопные (U-Pb SHRIMP и K-Ar) датировки неметаморфизованных гранитоидов из пояса Маникарагуа-Мабухина и Камагуэя отвечают интервалу 104 -85Ма, при этом низкокалиевые I- гранитоиды и монцодиориты Камагуэя, полностью расположенные среди меловых вулканогенно-осадочных толщ островной дуги, в целом идентичны интрузивам пояса Маникарагуа-Мабухина и датированы (SHRIMP) от 104 до 81 Ма [Сомин,1993; Rojas-Agramonte et а!., 2005, 2006]. Отношение B7Sr/86Sr в гранитоидах комплекса Мабухина варьирует от 0,70305 до 0,70370 [Hatten, Somin et al., 1986], указывая на энсиматический характер островной дуги. Таким образом, гранитообразование развивалось параллельно с вулканизмом и длилось более 50 Ма. Как видно, КМ «сшит» интрузивными телами с неметаморфизованными толщами островной дуги. Это означает что эти две части дуги, уже начиная по меньшей мере с альба, не могут считаться аккретированными друг к другу единицами, как иногда предпопагают [Kerr et al., 1999]. КМ, очевидно, является нижней метаморфизованной частью меловой дуги, а не ее фундаментом.

FeO*/MgO

FoO*

и j a ecntKofl о-Ц{е/и>н /ая серия

толеитоаая серия

тввстково-щвлочная

SIO!« AIR

>азальты аке&ничбских островов

™рофаО+МвО

Рис.23. Петрохимические диаграммы метавулканитов комплекса Мабухина [Сомин, 1993].

А и Б: Поле I - толеитовая серия, поле II - известково-щепочная серия. В: поле I - абиссальные толеиты, поле II - вулканические породы островных дуг (Керма-дек, Изу-Бонин) и офиолитов островных дуг(Тродос, Вуринос и др.) по Миасиро. Непрерывная граничная линия по Миасиро, пунктирная - по Глессли;квадрат - средний абиссальный толеит. Г - диаграмма Муллена; поле I -толеиты океанических островов, поле II - толеиты СОХ, попе III -толеиты островных дуг, поле IV -базальты известково-щелочной серии островных дуг, поле V -щелочные базальты океанических островов.

Метабазиты офиопитового комплекса, испытавшие метаморфизм «океанического» типа [Сомин, Мильян,1981], представлены главным образом диабазами офиоли-товой ассоциации на севере Центральной Кубы. Они подверглись неравномерной амфиболизации и альбитизации, но, как правило, не испытали деформаций сжатия (нет складок, сланцеватости и др.). Все это указывает на преобразование океанической коры в обстановке растяжения и лишь локальных деформаций в зонах спрединга и трансформных разломов [ВопаШ,1978].

Рис.23. Деформированные рудисты (светлое) в кристаллических известняках, расположенных среди базальтовых метапорфиритов серии Тобас южнее города Виктория-де-лас-Тунас [Сомин, Мильян, 1981].

Длина таблички 10 см.

Комплекс (серия) Пурьяль (КП) [Сомин, Мильян, 1972,1981] сложен низкометамор-физованными и частью неметаморфизованными толщами вулканогенного происхождения, обнажающимися на Восточной Кубе в горах Сьерра-дель-Пурьяль. В состав КП входят главным образом пирокластические породы разной гранулометрии - от псаммитовых туфов до туфобрекчий базальтового и андезит-базальтового, изредка рио-лит-дацитового состава, собственно лавы здесь редки. В некоторых разрезах наблюдаются прослои кристаллических известняков и кремней. Метаморфические ассоциации, развитые в этих породах, отвечают низкотемпературной зеленосланцевой фации и характеризуются широким распространением эпидота, хлорита, актинолита и альбита, однако в них спорадически встречаются голубой амфибол, лавсонит, пумпелли-ит. Наличие этих минералов указывает на повышенные давления при метаморфизме.

Преобладание пирокластики, обилие андезито-базальтов и содержание "ПОг до 0,8% [Сомин, Мильян, 1981] уверенно указывает на островодужную природу КП. Возраст его определяется по найденным здесь глоботрунканидам и бентосным формам псевдоорбитоидов как сантон-кампанский [Сомин, Мильян, 1981; Мильян и др.,1985], но не исключено, что здесь имеются и более древние уровни мела. K-Ar возраст слюдистых сланцев 77 Ма. Таким образом, комплекс Пурьяль, вероятно, является аналогом верхнемеловой части вулканической дуги Центральной и Западной Кубы, но испытал низкотемпературный метаморфизм повышенных давлений.

Амфиболиты Гуира-де-Хауко (АГХ) [Сомин, Мильян, 1972, 1981] составляют небольшую крутостоящую тектоническую пластину, расположенную между выходами комплекса Асунсьон с одной стороны, и полосой метадиабазов и габброидов, с другой, западнее которых находится комплекс Пурьяль. Иначе говоря, их положение напоминает таковое амфиболитов Яябо и комплекса Мабухина Центральной Кубы, Это гранатовые амфиболиты повышенных давлений. Они включают прослои метасилици-тов и ассоциируют с габбро-амфиболитами и серпентинитами, что, по-видимому, указывает их на связь с океанической корой. Содержание ТЮг здесь до 2,4% при КЮ= 0,3-0,6%, т.е. исходные базальты относились к щелочному ряду. Наиболее высокие значения K-Ar возраста амфиболитов достигают 75 Ма, мусковита из прорывающих пегматитов-72 Ма, что указывает на домаастрихтский возраст пород.

Высокобарические метаморфиты, связанные с северным офиолитовым поясом Кубы, обнаружены нами практически на всем протяжении этого пояса от провинции Пинар-дель-Рио на западе до района пос. Имиас на Восточной Кубе [Сомин, Мильян,1981; Millan, Sornin,1985; Сомин и др.,1993]. Эти породы представлены метабази-тами, метаультрабазитами, реже метасилицитами, изредка Na-гранитоидами. Доминируют фенгит- (парагонит)-гранатовые амфиболиты, эклогиты, гранат-глаукофановые и фенгит-цоизитовые сланцы и фенгит-альбит-кварцевые сланцы, тогда как силикокластиты и метакарбонатные породы отсутствуют, Эти метаморфиты в виде блоков размещены в серпентинитовом меланже, что указывает на их связь с океанической корой и эксгумацию в потоках меланжа. Иначе говоря, данные породы не имеют отношения ни к мезозойским МКэпиконтинентального ряда, ни к комплексу Мабухина.

Изотопное датирование показало мезозойский возраст этих пород. Так, по выделенным автором цирконам Дж. Маттинсон и А.Кренер получили U-Pb (TIMS и SHRIMP) датировки порядка 100 Ма по гранатовому амфиболиту и гранат-

цаизитовому сланцу, включенным в меланж Сьерра-дель-Конвенто Восточной Кубы. К-Аг датирование (в том числе изохронное) пород этого района дало значения возраста от 85 до 75 Ма [Сомин и др., 1993], По породам Центральной и Западной Кубы наряду с датами такого уровня получены и более высокие, вплоть до 124 Ма [Miilan, Somin,1985а]. ^Аг/^Аг датирование [Garcia-Casco et al,, 2006] подтвердило проявление таких метаморфических событий в меловое-предальбское время. Как можно видеть, для предположений о палеозойском возрасте этих пород нет оснований.

2.3. Структурные соотношения метаморфических комплексов энсиматического и энсиалического типов

Эти соотношения однозначно выясняются в районе антиклинория Тринидад. Поскольку здесь выходы комплекса Мабухина с трех сторон облекают купола Эскам-брая, и породы этого комплекса залегают так же, как и породы ЭК на крыльях куполов, очевидны сильная совместная деформация данных комплексов и более высокое структурное положение комплекса Мабухина. Однако формационные и петрологические различия этих комплексов столь велики, что залегание КМ на ЭК может быть только тектоническим,

В частности, комплекс Мабухина и меловые вулканиты включают большие объемы гранитоидов, тогда как в Эскамбрайском комплексе нет ни одной дайки этих пород, Отсюда, а также из петрологических и геофизических данных и данных бурения в межкупольном пространстве следует, что купола Эскамбрая представляют собой два больших тектонических окна, прорезанных в аллохтонных массах меловой дуги в результате поднятия пород Эскамбрая [Сомин, Мильян,1974; Сомин, 1979] (рис.25). Гранатовые амфиболиты и бластомилониты Яябо составляют промежуточный палеогеографический элемент и одновременно- структурную подошву островодужных аллохтонных масс.

Тектонической окно Эскембрай ширина 30 кы

Р>8№

Ti3S0-400°C нет гранитоидов U-Pb 102 Ма фОССИЛИИ Jg-K

Платформа

U-Pb 98-102 Ма амфибол итовый комплекс Мабухина >10 км

Рис.25. Схематический разрез через Центральную Кубу [Сомин, 2004]

Комплекс Пинос также должен рассматриваться как тектоническое окно в аллох-тонных массах островной дуги, от которых в современном эрозионном срезе сохранились лишь небольшие остатки на северо-западе острова. Последовательность тектонических пластин на крайнем востоке Кубы также напоминает таковую на Центральной Кубе. Самую верхнюю позицию здесь занимают офиолиты, ниже которых располагается зеленосланцевый меловой островодужный комплекс Пурьяль и далее -умеренно-высокобарические амфиболиты Гуира-де-Хауко, сменяющиеся далее породами энсиалической серии Асунсьон.

На Западной Кубе соотношения осадочных (частично метаосадочных) комплексов Гуанигуанико с островодужными (включая молассы) и офиолитовыми комплексами также исключительно тектонические: первые находятся внизу, а два последних последовательно надстраивают колонну покровов и сейчас сохранились на севере Пи-нар-дель-Рио в виде мощных клиппенов зоны Байа-Онда [Шеин.Клещев, 1977; Сомин, Мильян, 1981; Моссаков-ский и др., 1986]. Глубокое бурение подтвердило, что строение самого комплекса Гуанигуанико также покровное - его нижне-среднеюрские толщи перекрывают верхнеюрские-меловые [Моссаковский и др.,1986,1989]. Перемещение покровов, судя по всему, происходило в северном направлении, а их корневые зоны находились к югу от разлома Пинар, возможно, даже южнее о.Хувентуд,

Обобщение данных по Кубе

Структура Кубы является одним из лучших примеров сближения и тектонического совмещения разнородных комплексов коры при формировании складчатой системы [Пущаровский, Книппер,1965; Сомин, Мильян,1981; Шеин и др., 1986; Пущаровский и др.,1989;.. Наши данные свидетельствуют, что процессы сближения и совмещения захватили глубокие уровни коры и литосферы и сами привели к новообразованию гранитно-метаморфического слоя в меловое время. Процесс раннемеловой субдук-ции краевого океанического бассейна, сейчас маркированного северным офиолито-вым швом, обусловил появление на поверхности пояса с некогерентными высокобарическими метаморфитами -метабазитами, производными океанической коры. На юге новообразование гранитно-метаморфического слоя было связано с более поздней северонаправленной субдукцией сложной по составу плиты, включавшей как океанический (Яябо), так и континентальный (собственно Эскамбрай) материал (рис.26).

В результате субдукции исходные породы этой плиты были частично метаморфи-зованы в условиях высоких давлений - низких температур, частично остановились в самой верхней части субдукционной зоны и метаморфизовались только в условиях зеленосланцевой фации. Очень важно то, что время формирования HT/LP комплекса Мабухина, как и HP/LT комплекса Эскамбрай в целом одно и то же, меловое, что указывает на существование на юге Кубы субсинхронного метаморфического пояса. Некоторое различие в K-Ar датировках этих комплексов может быть объяснено более поздним экспонированием Эскамбрая и мелкозернистостью его метаморфитов. Очень сложная покровно-складчатая структура Эскамбрая сформирована выведенными из зоны субдукции пластинами, разделенными линзами серпентинитового меланжа. Средняя плотность эскамбайских толщ около 2,7 г/см3, что позволило им всплывать

из-под более плотного (3 г/см3) островодужного аллохтона, по-видимому, сначала в виде тектонических чешуй, а затем купольной диапироподобной структуры. Метаморфизм Пиноса тоже должен быть связан с погружением под мощный плотный аллохтон. Однако экспонироваться он должен был как субкогерентное тело. Требует объяснения уникальный случай проявления инвертированной зональности этого комплекса в едином стратиграфическом разрезе, с повышением температуры вверх по разрезу, Не исключено, что важную роль сыграло тепло быстро надвигаемого остро-водужного аллохтона.

Саеа

Эскамбрай ? # Плйсетас Ремедиос

Рис.26. Реконструкция эволюции Центральной Кубы.

1 - Континентальная кора, 2 - осадки массива Эскамбрай, 3 - океаническая кора, 4 - вулканические островные дуги, 5 - надсубдукционные метаморфиты, 6 - гранитоиды

Достаточно давно был описан надвиговый характер контакта офиолитов и остро-водужных толщ Кубы с расположенными севернее толщами североамериканской пассивной окраины [Пущаровский, Книппер, 1965]. Теперь, когда надежно установлена аллохтонность меловой островной дуги в широкой южной зоне Центральной Кубы, на о.Хувентуд и на северо-западе Кубы - в провинции Пинар-дель-Рио [Сомин, Миль-

ян, 1981; Пущаровский и др., 1989] и также на крайнем востоке острова, то становится достаточно очевидной полная аллохтонность этой дуги. Таким образом, устанавливается «композитный», или тектонически наслоенный, характер земной коры кубинской складчатой системы.

Данные по Кубе могут быть сведены к третьему защищаемому положению.

Метаморфические комплексы Кубы включают образования докембрия и палеозоя, но в основной своей части, в осевой зоне складчатой системы, они представлены юрско-меловыми контрастными по формационному составу и термобарическим характеристикам комплексами, тектонически совмещенными с формированием аккреционно-покровной структуры, в которой островодуж-ные и океанические формации расположены над эпиконтинентальными. На юге Кубы эти комплексы образуют парный метаморфический пояс.

Раздел II, выводы общего характера

Полученные региональные материалы позволяют затронуть некоторые общие проблемы, имеющие отношение к формированию комплексов консолидированной коры складчатых систем. Они касаются продолжительности регионального метаморфизма и сопровождающих его деформаций, его геодинамической (тектонической) обстановки, особенностей формирования комплексов высокого давления- низкой температуры.

Продолжительность регионального метаморфизма и связанных с ним деформаций. На Большом Кавказе самые молодые датировки протолитов ортопород получены по метааплитам Даховского массива (354 Ма), метаплагиогранитам Эль-брусской подзоны (333 Ма), и туфогенно-осадочным породам - парасланцам бууль-генского комплекса (355 Ма) и его метатоналитам (<320 Ма). Наиболее древние из неметаморфизованных молассовых толщ, содержащих детрит метаморфитов, - это отложения верхнего визе Передового хребта (около 330 Ма) и среднекаменноуголь-ные слои намюра - в хребте Хуко (320-315 Ма). Из этих данных следует, что продолжительность метаморфизма могла быть здесь менее 10 млн лет. Комплекс Пинос на Кубе, как отмечалось, был метаморфизован в самом конце мела (68-70Ма), часть компонентов комплекса Эскамбрай испытала метаморфизм на рубеже 100 Ма, другая часть позже, в конце мела. Метаморфический детрит на Центральной Кубе появляется на границе палеоцена и эоцена (55-60Ма). Следовательно, здесь тоже продолжительность метаморфизма плюс время на экспонирование пород не превышали 15 млн лет. В том, что такая оценка реальна, убеждают материалы по другим молодым складчатым системам. Так, длительность метаморфизма верхнемеловых - палеоценовых отложений на юге Срединного хребта Камчатки по результатам SHRIMP-датирования составляет максимум 2-3 млн лет [Соловьев, 2005]. В классической области барроусского («грампианского») метаморфизма Шотландии его продолжительность определена в 15+2,5 млн лет; экспонирование этих пород произошло за период менее 7,6 млн лет [Oliver, 2000]. Таким образом, региональный метаморфизм низкобарического и умереннобарического типов в упомянутых случаях происходил значительно быстрее, чем это принимается моделью «сдваивания» континентальной коры [England, Thompson,1984], предполагающей источником тепла радионуклиды этой коры, кондуктивную форму теплопереноса и длительность процесса свыше 35 - 40 млн лет. Очевидно, метаморфизм в рассмотренных случаях не мог происходить без быстрого поступления тепла из подкоровых горизонтов. Источником тепла могли быть массы горячего астеносферного вещества, поднявшиеся кверху в результате процессов деламинации литосферы, в том числе числе и в результате отрыва субдуцирую-щего слэба [von Blankenburg, Davies,1995], и связанные с ними интрузии габброидов. И в том и в другом случае конечным агентом теплопереноса скорее всего были флюиды, поскольку скорость их перемещения в коре наиболее высока. Представления о ведущей роли роли флюидов при метаморфизме давно развиваются школой Д. С. Коржи некого [Маракушев, 2005; Летников, 2001; Кориковский, 2004; Л.Перчук, 2006].

Региональный метаморфизм всегда сопровождается большими «полифазными» деформациями, которые, соответственно, развиваются в течение короткого интерва-

ла геологического времени. Такие деформации фиксируются в метаморфических комплексах любого возраста - от архейских до третичных и, следовательно, отражают не геологическую длительность процесса, а его особенность как физического и тектонического явления - погружение субстрата на определенную глубину коры или даже мантии, его преобразование на этих глубинах и затем вывод к поверхности [Эз, 1977; Сомин, 1974,1978], а также высокую чувствительность прогретых пород к изменению ориентации полей напряжений. «Наложенные» структуры появляются сразу же при переходе от неметаморфизованных пород к метаморфитам того же возраста в пределах той же тектонической зоны. Это наблюдается, например, в толщах юры западного сектора Кубы при движении с севера на юг к о.Хувентуд. Особенно острым остается вопрос о происхождении самых ранних (изоклинальных) складок-обязательного атрибута структуры МК [Миллер, 1973; Сомин,1974], Наиболее вероятно, что в большинстве случаев их формирование и дополнительное изгибание отражают непрерывную (прогрессивную) деформацию, развивающуюся при погружении крутых в верхней части коры структур на глубину, где они и испытывают изгибание или большие горизонтальные смещения. В неметаморфизованных породах «наложенные» деформации фиксируются редко и их величина, как правило, существенно меньше, чем в метаморфических. Очевидно, в земной коре существует вертикальная структурная зональность: изменение стиля и сложности структур одновозрастных толщ с глубиной. Этому вопросу, имеющему крайне важное значение, в том числе и для анализа геофизических данных, посвящены лишь единичные работы [Matte, 1985; Розен, Федоровский, 2001].

Главное условие проявления регионального метаморфизма. Из сравнения доальпийского Большого Кавказа и Кубы, с одной стороны (в этот ряд можно поставить также Камчатку, Альпы, Аппалачи, Эллиниды) и, с другой стороны, альпийского Большого Кавказа (а также Верхоянья, Копетдага, Пиренеев), видно, что интенсивность проявления регионального метаморфизма и связанного с ним гранитообразо-вания находится в прямой корреляционной зависимости от масштаба и особенностей горизонтального сокращения подвижного пояса [Сомин,1986]. Это утверждение в своей основе не является новым, поскольку вытекает из концепции тектоники плит, но в данном случае найдено прямое подтверждение идей этой концепции на сравнительном тектоническом материале. Метаморфизм проявлен только в областях с коллаж-ной структурой, крупноамплитудными покровами и признаками субдукции и отсутствует там, где тектонический стиль складчатой системы может быть назван когерентным [Сомин, 1986, 2006в]. Фактически к такому же выводу пришли многие другие авторы (например [Федоровский, 1987; Dewey, 1988]).

Метаморфизм низко-среднебарического типа часто называют коллизионным, вкладывая в это тот смысл, что за его причину принимают тектоническое «сдваивание» гранитно-метаморфического слоя земной коры, вызывающее резкое увеличение массы радионуклидов, что, как полагают, приводит к постепенному разогреву коры за счет кондуктивного теплопереноса. Выше, однако, было показано, что скорость метаморфизма может быть по меньшей мере в два раза больше. Это значит, что ведущим процессом при метаморфизме в таких случаях является ке кондуктивная, а конвективная, преимущественно флюидная форма теплопереноса. Из существования суб-

синхронных метаморфических поясов на Большом Кавказе и Кубе следует, что метаморфизм здесь скорее был связан с надсубдукционными процессами и с самой суб-дукцией.

Наиболее сложной является проблема природы регионального метаморфизма HT/LP типа в «горячих» сиалических зонах типа Эльбрусской подзоны Б.Кавказа. Здесь метаморфизм происходил в субизобарических условиях под воздействием мощного теплового потока, вероятно, переносимого флюидами [Петрология.,, 1991]. Изначально источником тепла мог быть астеносферный материал, поднявшийся к основанию литосферы после того, как произошел отрыв слаба океанической литосферы зоны Передового хребта (по модели [von Blankenburg, Davies, 1995]), испытывавшей субдукцию под зону Главного хребта. Крупный фрагмент плотного материала, установленный геофизическими методами в Эльбрусской подзоне [Ершов, 2002], возможно, является, реликтом этого слэба. Другое, альтернативное, объяснение рассматривает этот метаморфизм как изначально надсубдукционный.

Метаморфиты высокого давления - низкой температуры {ИР/ LT) до начала 1980-х г.г. считались большинством авторов продуктом субдукции океанической литосферы под островные дуги или окраины андийского типа. Вместе с тем альпийские геологи [Compagnioni et al., 1977] к этому времени уже описали случаи проявления HP/LT-метаморфизма в кислых кристаллических породах. Исследования на Кубе и анализ литературы привели автора к выводу, что субстратом для такого метаморфизма служат формации самого различного происхождения, в том числе и эпиконти-нентальные [Сомин и др., 1975; Сомин, 1984], причем последние доминируют в составе HP/LT поясов. К их числу относятся мелководные карбонатно-терригенные, молассоидные, наземно-континентальные, комплексы сиалического фундаманта, островодужные. Таким образом, исходные формации HP/LP- комплексов формировались в самых разных обстановках - от шельфа и даже суши до континентального склона, в бассейнах с корой океанического типа, в островных дугах и желобах [Сомин, Добрецов, 1989]. Доминирование среди HP-комплексов зпиконтинентальных формаций и приуроченность именно к ним наиболее высокобарических пород, очевидно, связано с тем, что магматические комплексы океанической коры при HP/LT метаморфизме приобретают среднюю высокую плотность и тонут в мантии. К поверхности транспортируется лишь небольшая часть этих пород в виде блоков в потоках низко-плотностного серпентинитового меланжа [Cloos, 1978]. В то же время средняя плотность зпиконтинентальных толщ и после метаморфизма из-за их состава остается низкой, и после прекращения субдукции они «всплывают» как когерентные или субкогерентные массы [Сомин, 1984], На эту важную особенность HP/LT- комплексов, которая частично решает проблему эксгумации, в последние годы обратили внимание многие другие авторы [Chemenda et al., 1995; Ernst et al., 1995; Ernst, 1999]. Субдук-ция, однако, не является единственным условием появления глаукофан-лавсонитовых сланцев. Они, как показывают, в том числе и данные по Кубе, могут формироваться вдоль узких зон дислокаций в вязких породах и в подошве крупных надвигов (Калабрия, Полярный Урал, пояс Кангре Кубы, возможно, ее серия Пурьяль [Сомин, 1984; Русин, 2005].

Материалы этого раздела суммированы в четвертом защищаемом положении.

В изученных и в ряде других молодых складчатых систем выявляются следующие особенности регионального метаморфизма как тектонического явления:

1. Новообразование гранитно-метаморфического слоя здесь происходило в обста-новке значительных горизонтальных сокращений литосферы, сопровождавшихся субдукцией.

2. Региональный метаморфизм и всегда сопровождающая его «полифазная» деформация развиваются геологически скоротечно(<15 млн лет).

3. Установлено большое разнообразие литолого-формационного состава комплексов эклогит-глаукофан-слацевого типа. Среди них доминируют эпикон-тинентальные формации, что указывает на проявление субдукции континентальной коры. Невысокая средняя плотность таких комплексов относится к числу факторов, способствовавших их эксгумации.

Основные публикации по теме работы

Белов A.A., Сомин МЛ. 1964. О преднижнеюрском несогласии в Сванетии// ДАН

СССР. Т. 159. №1. С.81-84. Бибикова Е.В., Сомин М.Л., Грачева Т.В., Шукопюков Ю.А. 1988. Первые результаты U-Pb датирования метаморфических пород Большой Антильской дуги: возраст комплекса Мабухина Кубы//ДАН СССР, Т.30Ш4. С.924-928. Бибикова Е.В., Сомин МЛ.. Красивская И.С.„Грачева Т.В., Видяпин Ю.П.. 1991. U-Pb -возраст ортогнейсов Главного Кавказского хребта// Изв. АН СССР. Сер. геол. №9. С,23-34.

Видяпин ЮЛ., Сомин МЛ. 19886. О дислокациях кристаллических сланцев северного склона Главного хребта Большого Кавказа на примере района р. Б. Дукки II Сообщ. АН Груз. ССР. Т.79. N2. С.381-384. Видяпин Ю.П., Сомин МЛ. 2007. Строение зоны Главного Кавказского разлома («надвига Главного хребта») в районе Санчаро-Авадхара (Северо-Западный Кавказ)//Бюл, МОИП. Отд. геол. Т.82. №2.С.13-20. Глико А.О., Сомин МЛ. 1998. Термический режим коры и метаморфический «эффект цоколя» в области раздела фундамент-чехол в складчатых поясах II Физика Земли. №6. С.37-41.

Добрецов Н.Л., Добрецова Л.В., Мильян Г., Сомин МЛ. 1987. Эклогиты Кубы: новые

данные //ДАН СССР. Т.292. N1 .С.179-184. Кориковский С.П., Сомин М.Л., Корсаков С,Г. 2004. Симплектитовые высокобарические гранат-клинопироксен-маргарит-мусковит-клиноцоизитовые амфиболиты Да-ховского массива (Северный Кавказ): генезис и состав реакционных структур// Докл. РАН. Т.397. №5. С.650-654. Леонов М.Г., Колодяжный С.Ю.. Сомин МЛ. 1996. О тектонической подвижности кристаллических пород фундамента в ядрах антиклинальных структур Северного Прионежья (Балтийский щит)// Геотектоника. N1. С.22-32.

Леонов М.Г., Колоджный С.Ю., Зыков Д.С., Лишневский Э.Н., Сомин МЛ. 2001. Очерки постархейской геодинамики Карельского массива// М.: ГЕОС. 119 с.

Мильян Г., Сомин МЛ., Диаз К. 1985. Новые данные по геологии горного массива Сьерра дель Пурьяль Восточной Кубы //ДАН СССР. Т.283. N6. С. 1442-1446.

Морозов Ю.А., Сомин М.Л. 1997. Структурные и термические следствия взаимодействия чехла и фундамента в подвижных поясах// Структурные парагенезы и их ансамбли. М.: ГЕОС. С.122-124.

Морозов Ю.А., Сомин М.Л., Травин 6.6. 2000. О поведении гранитоидного фундамента при формировании свекокарельского складчатого пояса Северного Приладожья //Докл. РАН. Т.370. N.4. С.1-5.

Потапенко Ю.Я., Снежко В.А., Сомин М.Л., Усик В.И. 1999. Герцинские гранитоиды в структуре и эволюции Большого Кавказа// Проблемы геологии и петрологии. Тбилиси: Мецниереба. С.148-167.

Славин В.И., Сомин М.Л., Моргунов Ю.Г. .Доюрские отложения Сванетии// Геология Центрального и Западного Кавказа. Гостоптехизат.1962. С.315-334.

Сомин М.Л. 1965. Некоторые особенности связи магматизма и тектоники кристаллического ядра Главного хребта Большого Кавказа// Геотектоника. N33. С.61-76.

Сомин М.Л. 1967. Тектоника и история развития доюрского основания западной часта Главного Кавказского хребта и его южного склона// Автореф. канд. дисс. М. ГИН РАН. 35с.

Сомин МЛ. 1969а. О древнейших структурных комплексах Главного Кавказского хребта и смежных областей// Геотектоника. №5. С.20-28.

Сомин МЛ 1971. Доюрское основание Главного хребта и Южного склона Большого Кавказа IIМ,: Наука. 246с,

Сомин М.Л. 1974. Фазы складчатости и формирование структуры метаморфических комплексов//ДАН СССР. Т.214. N1.0.176-179.

Сомин М.Л. 1977. Глубинные надвиги и "перевернутая" метаморфическая зональность //Геология метаморфических комплексов. Межвузовский научн. темат. сборник. Вып. VI. Свердловск. С.79-84.

Сомин МЛ. 1978. Структурная эволюция метаморфических комплексов фанерозоя // Принципы и методы изучения метаморфических комплексов. П.: Наука. С.202-215.

Сомин М.Л. 1979. Метаморфические комплексы в структуре Карибско-Антильской дуги//Тектоника и геодинамика Карибского региона. М.: Наука. С, 17-49.

Сомин М.Л. 1982. О движениях, формировавших структуру Большого КавказаII Проблемы геодинамики Кавказа. М.: Наука. С.122-129.

Сомин М.Л. 1984а, Некоторые аспекты тектонической обстановки глаукофанового метаморфизма II Геотектоника. N4. С.8-20.

Сомин МЛ 1986. Метаморфизм, метаморфические комплексы и вопросы формирования структуры складчатых поясов 11В кн. Неоднородность тектоно-сферы и развитие земной коры. rn.IV. М.: Недра. С. 48-66.

Сомин М.Л. 1987. Метаморфизм высокого давления- низкой температуры и сейсмо-фокальные зоны геологического прошлого II Строение сейсмофокальных зон. М.: Наука. С. 179-189.

Сомин М.Л. 1991а, Метаморфические комплексы и формирование альпинотипных складчатых систем II Геодинамика и развитие тектоносферы. М.: Наука. С.39-50.

Сомин МЛ. 19916. Геологическая характеристика метаморфических комплексов Большого Кавказа. Зона Передового хребта. Зона Главного хребта. Выво-ды.//В кн. Петрология метаморфических комплексов Большого Кавказа. ГЛ.1.С.18- 46. М.:Наука.

Сомин МЛ. 1993, Комплекс Мабухина Кубы: пример метаморфической инфраструктуры энсиматической островной дуги// Петрология, минералогия и тектоника. Тбилиси: Мецниереба. С.18-32.

Сомин МЛ. 1994а. Деформация фундамента как индикатор генезиса складчатости в подвижных поясах II Докл. РАН. Т. 336. N3. С. 376-379.

Сомин МЛ. 19946. Адвекционная гипотеза складкообразования на Большом Кавказе в свете данных о деформациях его фундамента (дискуссия) II Геотектоника. N5. С. 91-94.

Сомин МЛ. 1998а. Реакция кристаллического цоколя при формировании складчатых поясов //Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты. Мат. XXXI Тек-тон. совещ. Т.2. С.198-202. М:. ГЕОС.С.199-202.

Сомин М.Л. 19986. Кристаллиникум Большого Кавказа и его роль в тектонической эволюции региона// Мат. XXXI Тектон. совещ. Т.2.. М.: ГЕОС. С.196-199

Сомин М.Л. 1999а. Альпийская деформация фундамента Большого Кавказа II Проблемы геологии и петрологии, Тбилиси: Мецниереба, С,133-147.

Сомин МЛ. 19996. Соотношения низко- и умереннобарического метаморфизма и деформаций в подвижных поясах: хронологические и генетические аспекты// Тектоника, геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма. Мат. XXXII Всерос. тект. совещ. Т.2. М.: ГЕОС. С.161-164.

Сомин М.Л. 2000а. О структуре осевых зон Центрального Кавказа //Докл. РАН, Т.375. N5. С.662-665.

Сомин М.Л. 20006. Структуры аркадного типа в складчатых поясах II Общие проблемы тектоники. Тектоника России. Мат-лы XXXIII Всерос. тект. совещ. М.: ГЕОС. С.997-500.

Сомин М.Л. 2002. Проблема тектонических обстановок регионального метаморфизма// Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX XXI веков. Т.З.Геофизика. М..С,198-199.

Сомин М.Л. 2004, Геология кристаллиникума складчатых систем как ключ к анализу их структуры и условий формирования II Исследования в области геофизики. М.: ИФЗ РАН. Т.2.С.219-227.

Сомин М.Л. 2006а, Большой Кавказ доальпийский и альпийский: пример связи между структурообразованием и эндогенной активностью// Области активного тектогенеза в современной и древней истории Земли. Мат-лы совещания. Т.Н. М.: ГЕОС. С.261-264.

Сомин М.Л. 2007а. Главные черты строения доальпийского основания Большого Кавказа II «Комплексы горных пород и геодинамика главных этапов развития Большого Кавказа». Гл.1. М.: ГЕОС. С.10-52.

Сомин МЛ. 20076. Альпийская деформация комплексов основания и тектонический стиль Большого Кавказа II «Комплексы горных пород и геодинамика главных этапов развития Большого Кавказа». Гл. III. М.: ГЕОС. С.95-132.

Сомин МЛ., Аракеляни, М.М., Колесников ЕМ. 1992. Возраст и тектоническое значение высокобарических метаморфических пород Кубы// Изв. АН СССР, сер. геол. N3. С.91-104

Сомин М.Л., Баянова Т.Б., Левкович Н.В., Лаврищев В.А. 2004. Геологические и геохронологические исследования метаморфического фундамента зоны Главного хребта Большого Кавказа: новые данные и проблемы II Труды Геологического института АН Грузии, Нов. серия, вып. 119.С. 521-534.

Сомин МЛ, Белое A.A. 1967а. О стратиграфическом расчленении десской серии Сванетии (Центральный Кавказ) II Бюл. МОИП. Отд. геол. N1, С. 40-48.

Сомин МЛ., Белое A.A. 19676. К истории тектонического развития зоны Южного склона Большого Кавказа II Геотектоника. N1. С. 41-50.

Сомин МЛ., Добреиов ИЛ., Лаврентьев Ю.Г., Мильян Г. 1975, Глаукофановые и апо-эклогитовые породы на юге Центральной Кубы //ДАН СССР. Т.221. N 2. С.454-457.

Сомин МЛ., Добрецов ИЛ. 1986. Протолитовые и метаморфические формации экло-гит-глаукофансланцевых и глаукофансланцевых комплексов //VII Всерос. совещ. Происхождение и эволюция метаморф. формаций в истории Земли. Тез. докл. Новосибирск. С. 47-48.

Сомин МЛ., Видяпин ЮЛ. 1975. Складки ранней генерации в породах лабинской серии Большого Кавказа II Бюл, МОИП, отд. геол. N3, С.25-34.

Сомин МЛ., Видяпин Ю.П. 1986. Соотношения фундамент-чехол и проблема происхождения альпийской складчатости Большого Кавказа II Геология и полезные ископаемые Большого Кавказа. М.: Наука. С.62-69.

Сомин МЛ., Корикоеский СЛ. 1988. Среднепалеозойские метаконгломераты Главного Кавказского хребта и их тектоническое значение//ДАН СССР. Т.299. N1. С. 194-198.

Сомин МЛ., Котов A.B., Левченков О.А, Сальникова Е.Б., Левченков O.A., Письменный А.Н., Яковлева С.З. 2006, Палеозойские породы в инфраструктуре метаморфического фундамента Главного хребта Большого Кавказа// Стратиграфия. Геологическая корреляция. №5 .С. 16-27.

Сомин МЛ., Лаврищев В.А. 2005. Совмещенные комплексы в структуре Передового хребта Большого Кавказа II Докл. РАН. Т.401. №3. С.370-372.

Сомин МЛ., Левченков O.A., Котов А.В, Макеев А.Ф, Комарова А.Н., Ро И.И., Лаврищев В.А, Лебедев В.А. 2007а. Палеозойский возраст высокобарических метаморфических пород Даховского массива (Северо-Западный Кавказ): результаты U-Pb геохронологических исследований II Докл. РАН. Т.416. №3. С.360-363.

Сомин МЛ., Лепехина E.H., Конилов А.Н. 20076. О возрасте высокотемпературного гнейсового ядра Центрального Кавказа// Докл. РАН. Т.414. №6. С.793-797

Сомин МЛ., Мильян Г, 1972, Метаморфические комплексы Пиноса, Эскамбрая и Ори-енте на Кубе и их возраст II Изв. АН СССР, сер. геол. N5. С. 48-57,

Сомин МЛ, Мильян Г. 1974. Некоторые черты структуры мезозойских метаморфических толщ Кубы II Геотектоника. N5. С, 48-57.

Сомин МЛ., Мильян Г. 1976. Амфиболитовый комплекс юга Центральной Кубы и проблема тектонического положения эвгеосинклинальной серии острова II Бюл. МОИП, отд. геол. N 5. С.73-93.

Сомин МЛ., Мильян Г. 1977. О возрасте метаморфических пород Кубы II ДАН СССР. Т. 234. N 4. С.900-903,

Сомин М.Л., Мильян Г. 1981. Геология метаморфических комплексов Кубы II М.: Наука. 219с.

Сомин МЛ.. Мильян Г. 1982. Метаморфические комплексы и тектоника Кубы II Тектоника альпид "тетисного" происхождения. М: Наука. С.211-218.

Сомин МЛ., Морозов Ю.А., Смульская А.И. 2002. «Эффект границы» в подвижных поясах// Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков. Т. 1. Тектоника, стратиграфия, литология. М. ГИН РАН. С,99-100.

Сомин МЛ., Потапенко Ю.Я. 2008. Бечасынская зона фундамента Большого Кавказа: возраст комплексов и проблема палеотектонического положения// Материалы XLI Тект, совещания. Т.2. М.: ГЕОС ( в печати).

Сомин МЛ., Смульская А.И. 2004, Фундамент Атамажинского поднятия СевероЗападного Кавказа: природа метаморфитов и альпийские деформации II Труды Геологического ин-та АН Грузии, нов. серия. Вып.119. С.204-214.

Сомин МЛ., Смульская А.И. 2005, Бластомилониты и инвертированная метаморфическая зональность в фундаменте Атамажинского поднятия Северо-Западного Кавказа// Докл. РАН. Т.402. №3C.370-374.

Сомин М.Л., Травин В. В. 2002. О сумийских кварцитах и природе Кукасозерской структуры Балтийского щита //Докл. РАН. Т.392. №1. С.92-96.

kdamia Sh., Agamalyan V., BelovA., LetavlnA., Somin M. 1980. Prevariscan and variscan complexes of the Caucasus and Precaucasus (northern part of the geotraverse G) II Newsletter. Padova. P. 10-40.

Adamia Sh., BelovA., Lordkipanidze M„ Kutelia Z, Somin M. 1982. Field excursion guidebook on the Caucasus //Tbilisi: Metsniereba. 83 p,

BelovA. A., Somin M.L., Adamia Sh.A. 1978. Precambrian and Palaeozoic of the Caucasus (brief synthesis) //Jahrb. Geol. B.-A., B.12. H.1. S.155-175.

Belov A., Somin M„ Abesadze M., Adamia Sh., Agamalyan V., Chegodaev I, Letavin A., V.Omelchenko. 1989. Explanatory note to the stratigraphic correlation forms series of the Caucasus (USSR) II Rend. Soc. Ital. V. 12. P. 119-126.

Hatten СЖ, Somin ML, Millan G„ Renne P., KistlerR., Mattinson J. 1988. Tectonostratl-graphic units of Central Cuba II Mem. XI Caribbean geol, conf. Barbados. P.20-53.

Millan G., Somin M.L. 1976. Algunas consideraciones sobre las metamorfltas Cubanas II Serie geologica. No.27. Academia de Ciencias de Cuba. La Habana.21 p.

Millan G., Somin M.L. 1981. Litoiogia, estratigrafía, tectónica y metamorfismo del ma-sizo del Escambray. Edit. Academia. La Habana. 104 p.

Millan G., Somin M.L. 1984, El masizo de Escambray, Cuba: composition de una gigantesca ventana tectónica //XXVII Internal Geol.Congr, Absr. Moscow. V.lll. Sect.07, P.326.

Miliars G., Somin M.L. 1985a. Contribución al conocimiento geologico de las metamor-fitas del Escambray y Purial II Reportes de Investigación. N2. Academia de Ciencias de Cuba. La Habana. 74p.

Millan G., Somin M.L. 1985b. Condiciones geológicas de la constitución de la capa granito-metamorfica de la cortesa terrestre de Cuba II Edit. Academia. La Habana. 83p.

Renne P., Matilnson J.P., Hatien C.W., Somin M„ Onstoti T.S., Millan G„ Linares E. 1989, 40Ar-39Ar and U-Pb evidence for Late Proterozoic (Grenvllle age) continental crust In North Central Cuba and regional tectonic Implication II Precambrian Res. T.42. P. 325341.

Rojas-Agramonte Y„ Kroner A., Somin M„ Sastrputro K.S., Wlgnate M. 2005. Timing of Cretaceous island arc magmatlsm In Cuba as revealed by U-Pb SHRIMP zircon dating II V Latinamer.geol. conf. abstracts. Potsdam. P.175.

Rojas-Agramonte Y„ Kroner A., Somin M„ Sukar K, Mattinson J., Wignate M., Millan G„ 2007. Timing of cretaceous island arc granitiod magmatism in Cuba as revealed by U-Pb SHRIMP dating: significance for arc magmatism in the Caribbean// Journal of Geology (In press).

Shengelia D., Korikovski S.P., Chichinadle G. , Kakhadze R„ Somin M.L.. Potapenko Yu. Ya., Okrostsvaridze A., Poporadze N. 1995. Metamorphic fades of the Great Caucasus (Explanatory note to the Map of metamorphic fades of the crystalline basement of the Great Caucasus, scale 1:200 000) II Moscow - Tbilisi :Metsniereba. 72p.

Somin M.L, Arakeliants M.M., Kolesnikov Yu.M. Age and tectonic significance of high-pressure rocks of Cuba II Intern. Geol. Rev. 1993. No.4, P.75-89

Somin M.L.. 1997. Pre-Alpine crystalline core of the Greater Caucasus: structure and possible conditions of formation //A.K.Sinha, F.P.SassI, D.Papanicolaou (edit.). Geodynamic domains in the Alpine-Himalayan Tethys. Oxford & IBN Publ. Co. PVT Ltd. New Delhi Calcutta. P.399-412.

Somin M.L., Mattinson J., Rodionov N.V., Berezhnaya N.G., Kroner A., KonilovA.N., Ser-geev S.A. 2005. The Arroyo Charcon, an unusual eclogite from the Escambray Massif, Cuba: petrology and zirconology II MlttOsterr. Miner.Ges. B.150. P.148.

Somin M.L., Lepekhina E.N., Tolmachei/a E.V. 2006. El Guayabo gneiss basement boulder, Western Cuba IIEGU Conference, abstracts.№ 003377. Vienna.

Somin ML, Vidyapin Yu.P. 1989. The Damkhurts metaconglomerates of the Main Caucasus Range and their tectonic significance //Geol.Soc. Greece, Sp. Publ. N.1. P.91-95. Aphens.

Текст научной работыДиссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Сомин, Марк Львович, Москва

71 09-4/13

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК Институт физики Земли им. О.Ю.Шмидта

На правах рукописи

Сомин Марк Львович

СТРУКТУРНАЯ ПОЗИЦИЯ И ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ БОЛЬШОГО КАВКАЗА И КУБЫ

Специальность 25,00.01- общая и региональная геология

ДИССЕРТАЦИЯ в форме научного доклада на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва 2007

Работе выполнена в Институте физики Земли им. О.Ю.Шмидта Российской Академии наук

Официальные оппоненты:

академик РАН, доктор геолопо-минералогических наук В.Е. Хаин (Геологический институт РАН, Москва)

доктор геолого-минералогических наук И.К. Козаков

(Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, Санкт-Петербург)

Ведущая организация: Геологический факультет Московского государственного университета им. М.В Ломоносова, Москва

Защита соотоитоя 24 января 2008 г. в 14 ч. 30 мин. наэаседаниии Диссертационнного Совета Д. 002.215.01 по общей и региональной геологии, геотектонике и геодинамике при Геологическом институте РАН по адресу: Москва, Пьомевский пер., 7, Геологический институт РАН. Факс (495) 9510443

Отзывы нв работу просьба высылать в двух экземплярах, заверенных печатью, по адресу: Геологический институт РАН, Пыжевский пер.,7,119017, Москва, Россия, ученому секретарю Диссертационного совета

Автореферат разослан 24 декабря 2007 г.

Ученый секретарь Диссертационного совета, кандидат геолого-минера ло гических наук

\ ' - ,„ Í-? ,

. 'альиость работы. Метаморфические комплексы (МК) составляют преобладающую часть консолидированной части земной коры складчатых систем. Поэтому проблема их структурного положения и тектонического значения - одна из наиболее важных, сложных и актуальных тем континентальной геологии. Известно, что эти комплексы могут быть' как древнейшим элементом структуры складчатых систем (МК фундамента), так и представлять собой новообразование - продукт глубокого изменения их наиболее молодых формаций. Во втором случае особенно остро встает вопрос о причинах проявления процесса приращения (вертикальной аккреции) гранитно-метаморфического слоя земной коры.

Задача работы состояла: в изучении метаморфических комплексов складчатых систем Большого Кавказа и Кубы с тем, чтобы ответить на вопросы, касающиеся возраста МК, их позиции в структуре этих систем, особенностей их деформаций, папео-тектонического положения; в проведении, на этой основе, анализа региональной структуры этих регионов; в исследовании общих (тектоно-геодинамических) аспектов формирования и преобразования метаморфической части их земной коры. Для обсуждения проблемы тектонических условий метаморфизма следовало провести сравнение структурных особенностей областей с интенсивным проявлением регионально-метаморфических процессов (доальпийское основание Большого Кавказа, Куба) и с их отсутствием {альпийский Большой Кавказ).

Фактический материал был получен в основном самим автором при многолетних исследованиях. На Большом Кавказе они осуществлялись с 1959г., на Кубе -с 1988г. Часть наблюдений на Большом Кавказе проведена совместно с Ю.П.Видяпиным и A.A.Беловым, на Кубе - совместно с ПМильяном.

Методика исследований. При изучении МК использовался набор методов - их расчленение, картирование, литолого-петрографичеокое и петрологическое исследование, структурный и петрохимический анализ. Для анализа тонких особенностей структуры на Кавказе проводилось особо крупномасштабное картирование. Большое внимание было уделено изотопному датированию метаморфических пород. Использованы K-Ar и U-Pb (классический, SHRIMP, Pb/Pb) методы, ограниченно -Rb-Srf Sm-Nd, CHIME и другие. Для датирования по циркону было подготовлено 58 проб. Изучение циркона было использовано также как важный метод для определения исходной природы метаморфических пород.

Большая часть данных, касающихся как доальпийской, так и альпийской геологии Большого Кавказа, в том числе и полученных еще 30- 40 лет назад, широко используется в современных обобщающих работах по этой территории [например, Шолпо и др. ,1993; Потапенко, 2004; Гашрелидзе, Шенгелиа, 2006}. Материалы, полученные по геологии Кубы, использованы в качестве одного из главных новых элементов в последней версии тектонической и геологической карт Кубы (1989 г, отв. ред.

Ю.М.Пущаровский), в своей основе приняты как российскими, так и многими зарубежными исследователями [например, Пущаровский и др.,1989; Чехович.1993; Хаин, 2000; Iturralde-Vinent, 1998; Garcia-Casco et а!., 2001, 2005; Biein etal., 2003; Gräfe et al.( 2002],

Научно-организационная активность в рамках темы. В течение ряда лет автор был лидером рабочей группы Проекта 276 МПГК «Палеозой в Альпийско-Гималайском горном поясе», в последние годы - руководителем двух завершенных инициативных проектов РФФИ, одним из ответственных исполнителей Программ ОНЗ РАН, научным руководителем трех защищенных кандидатских работ. В роли заведующего Лабораторией тектоники и геодинамики ИФЗ РАН в течение 12 пет осуществлял руководство исследованиями, включавшими тематику представляемой работы,

Благодарности

Выполнение большого объема исследований было бы невозможно без активного участия многих коллег. Полевые работы на Большом Кавказе проводились в сотрудничестве с Ю.П.Видяпиным, А.А.Беловым, с рядом сотрудников ФГУГП «Кавказге-олсъмка» и «Севкавгеология». Наши работы на Кубе были начаты по инициативе Ю.М.Пущаровского и постоянно пользовались его поддержкой, так же как и поддержкой со стороны В.В.Белоусова. Партнером автора во время работ на Кубе был сотрудник Института геологии и палеонтологии АН Кубы Г.Мильян. Петрологические микрозондовые исследования были проведены НДДобрецовым, С.П.Кориковским,

A.Н.Кониловым, А.И.Смульской. Большой объем K-Ar датирования выполнен в ИГЕМ РАН (М.М.Аракелянц, В.А.Лебедев), а также в лабораториях ВСЕГЕИ, Принстонского университета США (П.Ренни), Далласа, США (Р.Денисон). U-Pb-цирконовое датирование проведено в ГЕОХИ РАН под руководством ЕВ.Бибиковой, в ИГГД РАН (руководитель работ А. Б.Котов), в Калифорийском (Санта-Барбара) универститете США (Дж. Маттинсон), в ЦИИ ВСЕГЕИ (руководитель САСергеев) и Геологическом институте КНЦ РАН (Т.Б.Баянова), А.Кренером (Майнц, ФРГ) в университете Перта, Австралия, Л.В.Суминым (ВИМС). Rb/Sr датирование осуществлено Р.Х,Гукасяном (Геол. институт АН Армении) и Р. Кистлером (Геол.служба США).

B.Г.Казьминым, М.Г,Леоновым, Ю.А.Морозовым, Г.С.Закариадзе, В.С.Федоровским, Д.И.Пановым, М.В.Минцем, В.Е.Хаиным, Е.В.Хаиным, Ю.П.Видяпиным, Ю.А.Воложем, ВА Бушем, Ю.О.Гавриловым, А.Н.Кониловым, И.С.Красивской, А,Б.Котовым, Д.И.Матуковым, А.Кренером, М.Итурральде-Винентом, Д.М.Шенгелиа,

C.П.Кориковским, ААЩипанским, Л.М.Расцветаевым, Д.З.Журавлевым и многими другими коллегами. Неоценимую помощь в подготовке компьютерной графики оказала И.В.Погорелова. Финансовую поддержку работам предоставляли Российский фонд фундаментальных исследований, Отделение наук о Земле РАН, ФГУГП «Кавказге-олсъемка», ИМГРЭ.

Всем названным друзьям, коллегам и организациям автор приносит свою самую искреннюю признательность.

Научная новизна

Большой Кавказ

Впервые показано, что: в на Б.Кавказе существует самостоятельная доальпийская Сванетская зона (домен), в пределах которой варисцийские тектонические события отсутствовали, а первое структурное несогласие имеет предлейасовый возраст [Белов, Сомин, 1964; Сомин, Белов, 1967]; поскольку на Северном Кавказе ранее были выявлены проявления варисцийского тектогенеза, сделан вывод, что доаль-пийское основание Большого Кавказа включает два главных домена - варис-цийский (Северокавказский) и индосинийский (Сванетский) [Сомин, 1967]; » метаморфизм в пределах зоны Главного Кавказского хребта имеет региональный субизохимический характер, а метаморфические толщи могут быть расчленены на ряд литостратиграфических единиц разного ранга [Сомин, 1965]; 9 протолиты и метаморфизм всех основных МК Большого Кавказа, а также ба-зальная урлешская формация Бечасынской зоны имеют палеозойский возраст [Сомин, 19916; Сомин и др., 2005; Сомин, 2007а];

• высокобарические метаморфиты Передового хребта частью синхронны низкобарическим Главного хребта [Сомин, 2007а];

в ранне-среднепалеозойские толщи Большого Кавказа формировались на северной активной окраине Гондваны и в этом отношении эквивалентны комплексам варисцид Центральной Европы [Сомин, 2007а]; » кристаллиникум зоны Передового хребта и, вероятно, Эльбрусской подзоны Главного хребта образуют тектонические окна среди аллохтонных масс остро-водужного типа [Сомин, 2007а]; ® в Главном хребте существуют мощные пологие зоны доальпийских бластоми-лонитов, в которых проявлена инвертированная метаморфическая зональность [Сомин, Сеульская, 2005]; » все МК Большого Кавказа характеризуются «полифазными» деформациями [Сомин,1971,1978];

• альпийская структура Б. Кавказа отличается от доальпийской неколлажным характером, ограниченным масштабом горизонтального сокращения, отсутствием признаков субдукции зоны Южного склона под Главный хребет [Сомин, 2000];

Куба

Впервые показано, что:

в мезозойские МК включают группы, резко контрастные по формационному составу, типу регионального метаморфизма и характеру ассоциирующих грани-тоидов [Сомин, 1979];

® на Кубе широко распространены высокобарические метаморфиты мезозойского возраста; они разделяются на несколько типов, различающихся по литологии, условиям залегания, структурному положению, способу эксгумации; среди эклогитов имеются разности с детритовым цирконом [Сомин, Мильян, 1981; Сомин и др., 1992; Somin et ai., 2005];

® нижняя часть меловой вулканической островной дуги Кубы превращена в низкобарический метаморфический комплекс Мабухина [Бибикова, Сомин и др., 1988];

в метаморфизованные и неметаморфизованные вулканогенно-островодужные меловые комплексы везде на Кубе тектонически перекрывают знсиалические карбонатно-терригенные; следовательно, земная кора острова имеет тектонически наслоенный характер [Сомин, 1979];

® на Кубе существует парный субсинхронный метаморфический пояс ларамий-ского возраста [Сомин, 1986];

» в метаморфическом комплексе Пинос развита инвертированная метаморфическая зональность [Сомин, Мильян, 1981];

• породы всех МК Кубы, за исключением низкобарических метаофиолитовых, претерпели сложную «полифазную» деформацию [Сомин, 1978].

Показано, что:

• МК HP/LT типа характеризуются большим формационным разнообразием и широким распространением эпиконтинентальных формаций и что средняя низкая плотность последних способствала их эксгумации [Сомин, 1984];

» все регионально метаморфизованные комплексы, вне зависимости от своего возраста и барических условий метаморфизма, характеризуются «полифазными» деформациями [Сомин, 1974,1978]; региональный метаморфизм и эти деформации в изученных и в ряде других фанерозойских систем развивались геологически скоротечно, в период до 15 млн лет [Сомин, 1974,1978,2004].

Практическое значение выполненных исследований состоит прежде всего в создании новой основы для геологического картографирования в исследованных регионах. Новый взгляд на тектонику глубинных частей их коры важен для определения стратегии геолого-разведочных работ как на рудные, так и нерудные полезные ископаемые. Так, на Кубе данные автора использовались для определения направления поисков нефтеносных ловушек в поднадвиговых структурах, материалы по возрасту кристаллических комплексов Центрального Кавказа привлекались для ориентировки поисков титан-циркокиевых россыпей в Предкавказье. Заключение о природе Главного Кавказского разлома увеличивает перспективы его рудоносности. Использованные автором подходы к анализу структуры гранитно-метаморфического слоя земной коры складчатых систем и соотношений фундамента и чехла в их пределах имеют общее методическое значение.

БОЛЬШОЙ КАВКАЗ

Доальпийское (доюрское) основание, включающее как в разной степени метамор-физованные, так и не метаморфизованные комплексы, выступает во всех альпийских зонах Большого Кавказа от Лабино-Малкинской на севере до зоны Южного склона на юге (рис.1). В 1930-1950гг. исследования В.Н.Робинсона, Г.ПАгалина, Д.С.Кизеваль-тера, ГДАфанасьева и ряда других геологов показали, что в пределах доальпийской тектонической зоны Передового хребта Северного Кавказа отчетливо проявился ва-рисцийский (герцинский) тектогенез - накопление и деформация мощных толщ среднего палеозоя, формирование позднепалеозойских моласс, а в Главном хребте -внедрение позднепалеозойских гранитов. Вместе с тем оставался неясным вопрос о том, что представляют собой метаморфические комплексы, подстилающие среднепа-леозойские серии и слагающие большие пространства в зонах Главного хребта и Бе-часынской. С учетом высокого уровня метаморфизма предпочитали думать, что МК здесь досреднепалеозойские, наиболее вероятно -протерозойские образования. Неясной оставалась и доюрская история зоны Южного склона Большого Кавказа. Находка отложений нижнего карбона в Сванетском антиклинории этой зоны [Агалин.1935] долгое время ставилась под сомнение, и все доюрские отложения этой

Рис.1. Схема строения доальпийского основания Большого Кавказа

А— Г - доальпийские домены и структурно-формационные зоны: (А-В - Северокавказский домен) А - Бечасынская зона, Б - зона Передового хребта, В - зона Главного хребта, Г - Сванетский домен.

(1-4) - основные выходы домезоаойских комплексов в зонах и подзонах; 1 - в Бечасынской зоне; 2 - в зоне Передового хребта; 3 - в Эльбрусской подзоне Главного хребта; 4 - в Перевальной подзоне главного хребта; 5 - поднятия (выступы) доальпийского фундамента (цифры в кружках): 1 - Чуг/шское, 2 - Ата-мажинское; 3 - Софийское, 4 - Блыбское; 5 - Бескесское; 6 - Тебердинское, 7 - Балкаро-Дигорское; 8 - Шхарское; 9 - Адайхохское; 10 - Унальское; 11 - Дарьяльское; 12 - Кубанское;

Информация о работе

Сомин, Марк Львович
доктора геолого-минералогических наук
Москва, 2007
ВАК 25.00.01

Диссертация

Структурная позиция и геодинамические условия формирования метаморфических комплексов Большого Кавказа и Кубы - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы