Коллектив авторов - Строение и история развития литосферы

Уямкандинский ультрабазит-габбровый массив расположен в бассейне верхнего течения р. Уямканда. Геологическое строение, состав и тектоническое положение массива рассмотрены в работах ( Пинус, Стерлигова 1973; Сурнин, Округин, 1989; Лычагин и др, 1992 ), авторы которых придерживаются различных мнений.

Г.В.Пинус, В.Е. Стерлигова (1973) включали породы Уямкандинского массива в состав выделенного ими пояса альпинотипных гипербазитов ЮАС. А.А. Сурнин и А.В. Округин (1989) связывали становление пород массива с дифференциацией «единой пикритовой магмы» и высказывали мнение о принадлежности пород массива к позднеюрской вулкано-плутонической ассоциации пород толеитовой серии. П.П. Лычагин с соавторами (1992) рассматривает Уямкандинский массив как концентрически-зональное тело ультрамафит-мафитового состава, в строении которого выделяются комплексы двух фаз внедрения. Первая фаза соответствует габбро, а вторая фаза сложена расслоенной серией ультраосновного и основного состава. Предполагается позднеюрско-раннемеловой возраст Уямкандинского массива.

Пенвельвеемское поднятие расположено в восточной части ЮАС (рис. 5), где слагающие его автохтонные и аллохтонные комплексы погружаются под пологозалегающие вулканогенно-осадочные образования Охотско-Чукотского вулканогенного комплекса. Автохтон сложен терригенными породами, имеющими сходство с триасовыми отложениями чехла Чукотского микроконтинента и верхнеюрско-нижнемеловыми полимиктовыми отложениями Турбидитового комплекса. Аллохтон состоит из двух частей, ограниченных надвигами северной вергентности (рис. 4). Складчато-надвиговая структура с угловым несогласием перекрыта эффузивами альба-сеномана.

В пределах Пенвельвеемского сегмента реконструируется сложная складчато-надвиговая структура. Здесь выделяются элементы структур северной и южной вергентности. В пользу надвигового (покровного) стиля тектоники Пенвельвеемского сегмента свидетельствует факт пространственного совмещения разрезов, свойственных Алазейско-Олойской складчатой системе и разрезов, типичных для ЮАС.

Отложения автохтона представлены туфотерригенными и полимиктовыми турбидитами. Для верхней юры характерно тонкое ритмичное переслаивание туфопесчаников, туфоалевролитов и туфоаргиллитов, содержащих горизонты туфосилицитов. Это достаточно глубоководные отложения. Нижнемеловые отложения представлены проксимальным полимиктовым флишем берриас-валанжина. Выше залегают более мелководные отложения, состоящие из многометровых пластов и пачек полимиктовых песчаников с текстурами волнистой и косой слоистости, хорошо развитыми гиероглифами и пачек ритмичного переслаивания песчаников и алевролитов готерив-барремского возраста.

Нижняя часть аллохтона состоит из чешуй, сложенных породами базальт-кремнистой ассоциации и турбидитами, сходными с гремучинским комплексом. Выше расположены габбро, плагиограниты и зеленые сланцы. Габбро и плагиограниты по составу близки с палеозойским Вургувеемским офиолитовым массивом, расположенным на границе ЮАС и Яракваамского террейна.

Верхняя часть аллохтона представляет собой антиформу, крылья которой сложены юрско-валанжинскими, а ядро – позднетриасовыми вулканогенно-терригенными образованиями, типичными для островодужных разрезов Яракваамского террейна Алазейско-Олойского складчатой зоны. Верхнетриасовые, юрские и валанжинские отложения содержат разнообразную фауну.

Первые детальные структурные наблюдения в пределах ЮАС были сделаны Б. А. Натальиным ( Натальин, 1984 ), который выделил в пределах Стадухинского сегмента разновозрастные надвиговые и сдвиговые деформации. Структурные наблюдения авторов данной статьи были проведены в трех перечисленных выше сегментах и позволили выделить четыре этапа тектонических деформаций.

Деформации первого этапа зафиксированы в габброидах Вургувеемских офиолитов (рис. 6). Они представлены изоклинальными складками F1, которые приурочены к зонам динамометаморфизма и фиксируются в апогаббровых амфиболовых кристаллических сланцах (рис. 6В). Оси складок ориентированы субширотно. Тектонический транспорт был направлен с юга на север. На рисунке 6А показаны деформации жил плагиогранитов, сопровождавшие этот транспорт. Поскольку плагиограниты имеют позднепалеозойский возраст ( Палымский, Палымская, 1975 ), эти деформации имели место позднее. Возможно, они произошли в результате аккреции Алучинских офиолитов, которая маркируется трансгрессивным залеганием верхнетриасовых конгломератов.