авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 9 |

«В. Н. Пучков Палеогеодинамика Южного и Среднего Урала Уфа — 2000 Институт геологии Уфимского Научного Центра ...»

-- [ Страница 2 ] --

11 – контуры метаморфических комплексов;

12 – расположение палеозойских разрезов, показанных на рис. 7. Рамкой показано поло жение рис. 2, а положение самого рис. 10 показано на рис. 1. Цифры на схеме объяснены в конце Главы 1.

Итак, Урал представляет собой хорошо сохранив- этой и следующей к востоку зоны (1.4);

поперечное Кара шийся, внешне довольно симметричный бивергентный тауское поднятие, делящее прогиб на впадины (1.5).

ороген. В то же время, по генезису, возрасту и вещест- Западно-Уральская мегазона: позднепалеозойские венному составу слагающих его элементов он резко (варисские) западновергентные складчато-надвиговые асимметричен и в конечном итоге является результатом структуры в шельфовых и батиальных отложениях пас коллизии двух очень разных по своему геологическому сивной окраины палеозойского Восточно-Европейского строению континентов: древнего Восточно-Европейского континента (2.1);

то же — в рифейско-вендских немета и молодого Казахстанского. В соответствии с этим, Урал морфизованных мелководных осадочных отложениях четко распадается на две части, разделенные Главным западной части Башкирского антиклинория (2.1.1) и Уральским разломом. Западная часть, представленная Кваркушского антиклинория (2.1.2);

ретронадвиги вос Предуральским краевым прогибом, Западно-Уральской точного крыла Зилаирской синформы и западного крыла и Центрально-Уральской мегазонами, отвечает краю Уралтауской антиформы (2.2);

осевая часть Зилаирской Восточно-Европейского континента с несколькими аллох- синформы (2.3);

аллохтоны, сложенные офиолитами тонами океанических и островодужных комплексов, и батиальными комплексами, расположенные в осевой имеющих корни в Главном Уральском разломе. Восточная части синформы: Сакмарский (2.3.1), Кракинский (2.3.2);

представляет собой сложный коллаж океанических, Бардымский аллохтон (2.3.3).

островодужных и микроконтинентальных блоков, неко- Центрально-Уральская мегазона: эксгумированный торые из которых имеют большие размеры и сохранили докембрийский складчато-метаморфический фундамент реликты первоначальной структуры, а большинство палеозойской континентальной окраины. К нему отнесены представляют собой мелкие тектонические пластины, восточные зоны Башкирского и Кваркушского антиклино образующие сложнейшее нагромождение. риев;

они отделены от западных зон точечным пунктиром В качестве своеобразного графического резюме все (на Южном Урале пунктир показывает положение Зюрат важнейшие тектонические элементы Уральского орогена кульского разлома). Мегазона включает катагенетически сведены в схему (рис. 10), представляющую Южный измененные осадочные серии рифейско-ранневендского и Средний Урал в рамках территории, для которой прогиба (3.1) и более высокометаморфизованные кри построены схемы структурно-фациальной зональности, сталлические комплексы;

и те, и другие подверглись де обсуждаемые в следующих разделах книги. Здесь формациям двух и более этапов: варисским и доварисским устанавливаются следующие структурные элементы (3.2;

3.4 – 3.6);

они включают, в частности, Белорецкий (с запада на восток): метаморфический комплекс (3.2), сближенные по над Край Восточно-Европейской платформы, с поздне- вигам Александровский, Кувашский и Златоустовский протерозойскими авлакогенами в теле архейско- метаморфические комплексы (3.4), Уфалейский (3.5), раннепротерозойского фундамента, перекрытыми поздне- Тараташский (3.6) и Кваркушский (3.7) метаморфические вендско-фанерозойским чехлом (0). Специально отмечен комплексы. Крупные наложенные синклинальные структу выступ платформы — Уфимский амфитеатр (0.1). ры, в которых сохранились палеозойские отложения:

Предуральский прогиб, заполненный пермской мо- Тирлянская мульда (3.3), Юрюзанская (3.8) и Улс лассой, которая подстилается шельфовыми отложениями Велсовская (3.9) синклинали.

Восточно-Европейского континента: западная граница Уралтауская антиформа, полностью или частично прогиба и цепочка нижнепермских барьерных рифов, палеозойская, разделенная Янтышевско-Юлукским в основном (кроме северной части Среднего Урала) совпа- ретронадвигом на два комплекса, частично одновоз дающая с этой границей (1.1);

внешняя часть прогиба, растных: суванякский слабо метаморфизованный для которой характерны пологие платформенные струк- батиальный комплекс пассивной окраины Восточно туры или соляные антиклинали и гребни диапирового Европейского континента (4.1);

максютовский мета происхождения (1.2);

фронтальная линия западновер- морфический комплекс высоких давлений — составная гентных складчато-надвиговых структур орогена (1.3);

часть аккреционного комплекса девонской островной внутренняя часть краевого прогиба, характеризующаяся дуги (4.2).

складчато-надвиговой тектоникой и возможно — присутст- Главный Уральский разлом, представленный зоной вием клиновидных поддвиговых структур на границе серпентинитового меланжа, падающей к востоку (5).

Глава 1. Тектоническое районирование и структурные особенности Урала На Южном Урале отвечает Сакмаро-Вознесенской зоне (7.5);

Адуйский разлом западного падения (7.6);

Челя меланжа, на Среднем — Салатимской. бинско-Карталинский разлом (сдвиг, примерно совпадаю Тагило-Магнитогорская мегазона. Область развития щий по положению с более ранней зоной надвигания, островодужных вулканогенных и вулканогенно-осадочных входившей в серию разломов Карталинского пакета отра формаций (6);

Срединно-Магнитогорский рифт ранне- жений (см. выше) (7.7);

Пышминско-Петрокаменская зона каменноугольного возраста, маркируемый интрузиями развития океанических и субдукционных комплексов (7.8);

габбро-гранитной формации и комагматичными им Алапаевско-Режевская зона развития океанических и трахириолит-базальтовыми вулканитами (6.1);

ретро- островодужных комплексов, шарьированных на карбонат надвиги восточной границы мегазоны, маркируемые ный чехол микроконтинента (7.9);

раннекаменноугольно Восточно-Магнитогорской зоной серпентинитовых мелан- раннебашкирские вулканогенно-осадочные формации жей (6.2);

Сухтелинская синформа (6.3);

Берчогурская на продолжении Срединно-Магнитогорского рифта (7.10);

позднедевонско-каменноугольная мульда (6.4);

Плати- метаморфические комплексы: Салдинский (7.11), Мурзин ноносный пояс габбро-гипербазитовых массивов (6.5);

ско-Адуйский (7.12), Талдыкский (7.13);

Буруктальская Серовско-Маукская сутурная зона серпентинитовых синформа, сложенная офиолитами и девонскими вулка меланжей (6.6). ногенно-осадочными толщами (7.14);

грабенообразные Восточно-Уральская мегазона. Коллаж микрокон- впадины Восточных Мугоджар, в которых сохранились тинентальных блоков (блока?) с блоками и пластинами, ордовикско-каменноугольные осадки и вулканиты, сложенными палеозойскими офиолитовыми и острово- с запада на восток: Балкымбайская, Старокарабутакская, дужными формациями (7). Главная гранитная ось Урала Уймолинская (7.15).

(7.1);

зоны надвигания западного падения, с серпенти- Зауральская мегазона. Турнейско-раннебашкирский нитовым меланжем: Денисовская (7.2). и Новониколаев- вулкано-плутонический комплекс, сложенный преиму ская (7.3);

Сысертско-Ильменогорский термальный купол, щественно известково-щелочными магматическими возникший при метаморфизме пакета тектонических образованиями (8). Уркашский разлом (предположительно пластин, сложенных протерозойскими и палеозойскими раннебашкирская сутурная зона), возможно, представля континентальными и океаническими комплексами, и сильно ющий собой границу между уралидами и казахстанидами сжатый на последних стадиях коллизии (7.4);

межгорная (8.1). Местоположение разлома показано условно.

депрессия, заполненная верхнекаменноугольной молассой Казахстаниды (9).

Глава 2. ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ И ПАЛЕОГЕОДИНАМИКА УРАЛА Протерозой Дорифейский кристаллический фундамент и его развитие в позднем протерозое К началу раннего рифея территория западной части интенсивной позднейшей переработке, отмечаются также Южного Урала и Приуралья была областью вполне сфор- в Александровском комплексе, развитом в виде узкого мировавшейся континентальной коры. Нижнерифейские протяженного блока непосредственно к востоку от отложения — в основном неметаморфизованные или Тараташского [Пыстин, 1977]. Здесь Pb–Pb методом сравнительно слабо метаморфизованные — с перерывом получены датировки в интервале 2330–920 млн лет и угловым несогласием ложатся на метаморфические [Краснобаев и др., 1998б].

комплексы архея и раннего протерозоя;

в их составе На восточном склоне Урала, к востоку от Главного существенную роль играют кварцевые и аркозовые песча- Уральского разлома сведения о характере и времени ники — продукты выветривания и перемыва сиалических формирования континентальной коры значительно комплексов. На западном склоне Урала эти комплексы менее определенны. Тем не менее, и здесь имеются выходят на поверхность в Тараташском поднятии, которое сведения о развитии гнейсов, гранитов и кристаллических может рассматриваться как «окно», дающее возможность сланцев с реликтовыми датировками по цирконам древнее увидеть и изучить целый ряд типичных деталей строения 1600 млн лет.

дорифейского фундамента. В вещественных комплексах Наиболее изучен Селянкинский блок Ильменогорско этого поднятия, среди преобладающих двупироксеновых го поднятия, где, как и в Тараташском, нащупываются кристаллических сланцев, гнейсов, мигматитов, амфибо- реликты гранулитовой фации метаморфизма и имеются литов с подчиненным развитием глиноземистых сланцев свидетельства длительной последующей геологической и кварцитов, в том числе железистых, устанавливается истории, с этапами регионального диафтореза и мигмати наличие реликтовых комплексов гранулитовой фации зации в условиях высокотемпературной амфиболитовой метаморфизма с возрастом цирконов свыше 2600 млн лет фации, гранитизации, высокотемпературного кислотного [Краснобаев, 1986;

Краснобаев и др., 1965], что позволяет выщелачивания, дислокационного метаморфизма от рассматривать его как фрагмент чарнокит-гранулитовых зеленосланцевой до амфиболитовой фации [Рассказова, комплексов платформ. Сделаны попытки выделить в нем 1988]. Наиболее древняя датировка цирконов, считаю метаморфизованные коматииты и серые гнейсы. На эти щаяся достоверной — 2080±15 млн лет (U–Pb метод) архейские комплексы последовательно наложились [Краснобаев и др., 1998б].

процессы ретроградного метаморфизма амфиболитовой Дорифейские датировки цирконов U–Pb методом (2100–2200 млн лет), эпидот-амфиболитовой (около получены также в Мариинском, Ильиновском (район 1100 млн лет) и, наконец, зеленосланцевой (650–590 млн г. Троицка), Челябинском, Кожубаевском (вблизи лет) фаций, причем амфиболитовый метаморфизм имеет Суундукского гранитного массива), Самарском, площадной характер, а метаморфизм последних этапов Мурзинско-Адуйском блоках [Краснобаев и др., 1998б], приурочен к линейным зонам бластомилонитов, по кото- что рассматривается данными авторами как указание на рым, вероятно, происходили значительные тектонические присутствие в этой (Восточно-Уральской) полосе тер смещения [Иванов, Краснобаев, Русин, 1986;

Ленных 1986;

рейнов — фрагментов дорифейских литосферных плит.

Ленных и др., 1978, 1989]. С определенной скидкой на Размеры террейнов неясны;

вопрос о времени их соедине предварительный характер данных можно предполагать, ния в более крупный, консолидированный блок земной что формирование зон бластомилонитов относится коры с трудом поддается решению. Предварительные к среднерифейскому рифтовому и к вендским рифтовому изотопные и геологические данные (см. ниже) позволяют и орогенному этапам (см. ниже). допускать, что их аккреция с образованием Восточно Признаки существования гранулитовой фации Уральского микроконтинента завершилась лишь в конце метаморфизма в дорифейских породах, подвергшихся протерозоя.

Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала Рифей и венд западного Урала и смежной части платформы Основой для восстановления позднепротерозойской и просуществовали в дальнейшем вплоть до позднего истории Южного Урала и смежной части платформы венда, когда на востоке в результате кадомского орогенеза являются материалы, полученные при изучении хорошо возникли более высокие и интенсивно размываемые обнаженных разрезов Башкирского антиклинория, поднятия. Мощности нижнего рифея достигают местами, скважин, пробуренных в Приуралье и сейсмических в приосевых частях Камско-Бельского авлакогена, ги профилей, которые позволяют увязать эти материалы гантских величин в 10–12 км [Лозин, 1994;

Романов, и повышают надежность их корреляции. Значительно Ишерская, 1994;

Маслов, Ишерская, 1998а].

хуже обстоит дело с характеристикой протерозоя При общей тенденции к увеличению мощностей восточного склона Урала, и этот вопрос обсуждается нижнего рифея на платформе в сторону Урала, никакой в специальном разделе. Что же касается разрезов принципиальной границы по фациям и мощностям хр. Уралтау, относившихся ранее к нижнему протерозою между территориями Урала и смежной части Восточно [Козлов, 1982;

Стратиграфические…, 1993], то как уже Европейской платформы в это время (как и в дальнейшем отмечалось, благодаря находкам палеозойской фауны в течение всего рифея) не наблюдается. Более того, палео сам факт наличия там протерозойских комплексов под- фациальный анализ [Маслов, 1997;

Маслов, Ишерская, вергается серьезнейшему сомнению [Захаров, Пучков, 1998а] выявляет по ряду временных срезов наличие 1994;

Пучков, 1997в и др.]. очень заметных фациальных границ северо-западного и даже субширотного направления. Это отражается и в стратиграфии бурзяния: существуют две стратиграфиче Ранний рифей ские схемы — одна для центральной части Башкирского антиклинория, а другая — для его северной части Раннерифейская история Южного Урала в настоящее [Стратотип рифея, 1983]. В северной части — на северо время более или менее удовлетворительно восстанавли восточном плече Камско-Бельского авлакогена, где он вается лишь для его западной части, благодаря наличию граничит с Красноуфимским выступом — проявился прекрасных обнажений бурзяния (нижнего рифея) в осевой навышский субщелочной вулканизм рифтового типа части Башкирского антиклинория [Нижний рифей, 1989].

[Краснобаев и др., 1992 и др.] с абсолютным возрастом На платформе нижний рифей вскрыт рядом скважин 1615±60 млн лет (U–Pb метод), 1608±30 млн лет (Rb–Sr на довольно большом расстоянии (150–200 км) к западу метод). В осевой части авлакогена вулканиты отсутствуют, от Урала. Тем не менее, эти отложения успешно корре а роль груботерригенных осадков уменьшается.

лируются между собой, а наличие большого количества —"— сейсмических профилей ОГТ позволяет говорить, что Карбонатные отложения нижнего рифея в Башкир в раннерифейское время возникла широкая грабено ском антиклинории вмещают уникальные по запасам образная структура — Камско-Бельский (Калтасинский) стратиформные месторождения сидеритов (Бакальская авлакоген [Романов, Ишерская, 1994], прослеживав группа) и магнезитов (Саткинская группа и др.), а также шийся в юго-восточном направлении с платформы Суранское гидротермальное флюоритовое месторождение.

в пределы территории современного Урала. Один из Как и во многих других случаях, процесс формирования разломов этой грабеновой системы виден на профиле месторождений обусловлен металлогенической специали УРСЕЙС–95 [Diaconescu et al., 1998].

зацией рудовмещающих толщ, но является эпигенети Осадки бурзяния, представленные преимущественно ческим и полихронным, будучи в большей или меньшей аркозовыми и кварцевыми песчаниками, алевролитами, степени оторван по времени от возраста этих толщ черными малоуглеродистыми сланцами, доломитами [Анфимов, 1997;

Крупенин, Эльмис, 1999].

и известняками, образуют крупный трансгрессивный цикл с аллювиальными и прибрежно-морскими грубо терригенными толщами в низах и преимущественно Средний рифей карбонатными отложениями открытого шельфа в верхах разреза. Основными органическими остатками в карбона- На рубеже раннего и среднего рифея (бурзяния и юр тах являются строматолиты, изучение которых позволяет матиния) — 1350 млн лет и несколько ранее — территория повысить надежность корреляции разрезов. Одним из Западного Урала и Приуралья испытала поднятия и мощных маркирующих горизонтов нижнего рифея на эрозию. Поднятия не были чисто эпейрогеническими;

платформе являются доломиты калтасинской свиты. отчасти они были связаны с начальными стадиями новой Достоверно устанавливаются источники сноса терри- эпохи рифтогенеза, проявившейся на территории Южного генного материала, расположенные преимущественно Урала. С этой эпохой связано образование машакской в западных румбах от рассматриваемого района. Эти ис- контрастной базальт-липаритовой формации, дати точники — поднятия во внутренних частях Восточно- рованной по цирконам в липаритах U–Pb методом Европейского континента — оказались очень стабильными (1348±30 млн лет), а также Rb–Sr и K–Ar методами, Протерозой. Рифей и венд западного Урала и смежной части платформы показавшими прекрасную сходимость результатов оруденения. С Кусинской расслоенной интрузией связаны [Краснобаев и др., 1985;

Парначев и др., 1986]. Вулканиты месторождения титаномагнетитов.

по химизму характерны для рифтовых зон [Ронкин и др., 1997г];

базальты имеют местами столбчатую Поздний рифей отдельность, характерную для наземных излияний, и ассоциируют с конгломератами прибрежно-морского Позднерифейская история рассматриваемого генезиса, перекрываясь более глубоководными бассей- региона начинается после перерыва в осадконакоплении новыми осадками [Маслов, 1997]. Береговая линия в это с образования груботерригенных толщ зильмердакской время имела четко уральское простирание;

с этого вре- свиты, низы которой сложены субаркозовыми и кварце мени и до конца протерозоя уральские простирания фаци- выми песчано-гравийными толщами преимущественно альных зон начинают проявляться несколько более явно, аллювиального и аллювиально-дельтового генезиса, хотя в целом остается справедливым замечание А. В. Мас- которые к востоку и вверх по разрезу сменяются при лова о том, что единых тенденций в распределении брежно-морскими терригенными отложениями [Маслов, литофациальных зон рифея, сложенных проксимальными 1997]. Фациальная картина начала позднего рифея и дистальными фациями, в Башкирском антиклинории (каратавия) отвечает развитию морской трансгрессии не наблюдается. в северо-восточном направлении;

в дальнейшем каратав К этому же времени относится интрузивный магма- ское время характеризуется в Башкирском антиклинории тизм, также носивший контрастный характер: образуются и в Приуралье развитием мелководного морского Бердяушский плутон гранитов рапакиви (1348±13 млн лет бассейна, в котором, в соответствии с изменением интен Rb–Sr методом, по А. А. Краснобаеву и др. [1981]) и не сивности привноса терригенного материала, кварцевые получившая надежной изотопной датировки Кусинская песчаники, алевролиты и глинистые сланцы дважды интрузия расслоенных габбро. сменялись или частично замещались карбонатными С формированием машакской свиты началась новая отложениями со строматолитами и микропроблематикой.

трансгрессия, приведшая к формированию юрматинского При всей изменчивости фациальных границ осадкона седиментационного цикла. Конгломераты и кварцевые копление в целом было подчинено южноуральскому песчаники начала цикла последовательно вверх по разрезу направлению, что подчеркивается северо-восточным сменяются алевролитами, слабоуглеродистыми глинисты- простиранием изопахит, значения которых достигают ми сланцами и карбонатами, местами со строматолитами 2,5 км на территории Предуральского прогиба. При этом, и микропроблематикой, формировавшимися преимуще- однако, считается, что именно в позднерифейское время ственно в мелководных условиях открытого шельфа. на платформе образовался Серноводско-Абдулинский Мощности юрматиния достигают максимальных значений авлакоген субширотного простирания [Романов, Ишер 4 км в южной части Бельской впадины Предуральского ская, 1994]. Отметим, что иного мнения придерживается краевого прогиба и несколько уменьшаются снова в Баш- В. И. Козлов, который выделяет в разрезах вышеупомя кирском антиклинории;

эта тенденция, проявившаяся нутого авлакогена нижнерифейские отложения.

в структуре рифейского прогиба в целом, отражается Регрессия в конце рифея и в особенности предвенд и на профиле УРСЕЙС–95, где рифейские отложения ский размыв обусловили ограниченный характер развития образуют отчетливый линзообразный раздув в западной отложений верхнего каратавия по сравнению с нижним:

части профиля, под Предуральским прогибом и Западно- инзерская, миньярская, укская и криволукская свиты Уральской зоной складчатости. Распределение мощностей распространены только на Урале и не имеют возрастных среднего рифея на платформе указывает на то, что к концу аналогов в Приуралье, причем кварцито-сланцевая криво этой эпохи Камско-Бельский авлакоген как протяженная лукская свита сохранилась от размыва (и то, видимо, структура С–З простирания прекращает свое существо- частично) лишь в наиболее восточных районах Башкир вание, и западная граница распространения средне- ского антиклинория. Более того, и катавская свита нижнего рифейских отложений приобретает южноуральское каратавия в некоторых западных разрезах Башкирского направление [Лозин, 1994]. Впрочем, положение этой антиклинория (среднее течение р. Зилим) также отчасти границы могло быть несколько модифицировано пред- размыта, что, впрочем, связывается не с площадной вендской эрозией. эрозией, а с наличием широкой эрозионной долины, —"— в которую вложены отложения низов вендского разреза Месторождения полезных ископаемых приурочены [Стратотип рифея, 1983]. В последнее время появились главным образом к верхней части юрматиния — данные о глубоком предвендском размыве и в одном существенно карбонатной авзянской свите, где сосредото- из более восточных районов (разрез у с. Кага на восточном чены стратиформные месторождения железа (Туканская, борту антиклинория [Маслов, Крупенин, 1998]).

Авзянская группы), барита и полиметаллов (Кужинское, Рудообразование в осадочных толщах верхнего рифея Аршинское). Большой интерес в последнее время и венда далеко не достигло тех масштабов, как в нижне вызывают черносланцевые толщи верхов машакской среднерифейских отложениях, что напрямую увязывается свиты — в связи с проявлениями золото-платиноидного с большей степенью диагенетических изменений на Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала глубоких горизонтах рифейско-вендского осадочного и альтернативное объяснение: поднятия земной коры как бассейна [Анфимов, 1997]. следствие рифтогенеза [Иванов, 1987]. Первое объяснение нам кажется более конструктивным, так как оно увязывает такие события как оледенение, появление тиллитоподоб Венд ных конгломератов, образование широких эрозионных долин в условиях резкого понижения базиса эрозии.

Вендская система — наиболее «молодое» из страти В то же время, появление на западном склоне Урала графических подразделений этого ранга, установленных субщелочных базальтоидов и других специфичных геологами. С момента ее выделения Б. С. Соколовым магматических пород, датированных ранним вендом не прошло еще и 50 лет. Однако ее значение как пере [Карпухина и др., 1999;

Голдин и др., 1999], указывает ломной и в истории органического мира, и в палеогео на проявление рифтогенеза, так что оба фактора могли графии, и в геодинамическом развитии Урала и смежных действовать совместно, хотя и не однонаправленно.

регионов трудно переоценить [Вендская система, 1985;

В любом случае, однако, несмотря на специфические Соколов, 1998].

черты эпохи, эти ранневендские события еще ложатся Венд Урала [Стратиграфические…, 1993] разделен в тектонический контекст предыдущих, рифейских на два региональных стратона,– ашинский (верхний венд) этапов развития. Иначе обстоит дело с вышележащими и серебрянский (нижний венд). Верхняя граница венда толщами венда.

оценивалась в 570±20 млн лет, нижняя 650±20 млн лет, Начиная с байкибашевско-урюкского времени граница между стратонами 620±15 млн лет. Южноураль [Маслов, Ишерская, 1998б], начинается трансгрессия, ский венд характеризуется развитием эдиакарской биоты и область осадконакопления распространяется далеко [Беккер, 1996].

на запад, причем осадки, мощности которых обычно В последние годы в международной стратиграфиче не превышают здесь 1–1,5 км [Лозин, 1994], впервые ской шкале произошли изменения в сторону омоложения образуют платформенный чехол, в целом довольно верхней границы докембрия: теперь она помещается на равномерно утолщающийся в сторону Урала;

структуры уровень 545 млн лет, хотя в состав кембрия включается типа авлакогенов для этого этапа уже не характерны.

немакит-далдынский горизонт, ранее относившийся к юдо На сейсмопрофилях хорошо заметно угловое несогласие мию (венду) [Gradstein, Ogg, 1996]. По другим данным между вендом и подстилающими разновозрастными [Odin, 1994 и др.] эта граница может находиться еще горизонтами рифея;

угол очень невелик, однако сам факт выше — на уровне 540 млн лет. Это позволяет по-новому наличия этого контакта типа эрозионно-трансгрессивного оценивать определения абсолютного возраста в интервале налегания подчеркивает существенный характер струк 540–570 млн лет, раньше считавшиеся кембрийскими.

турной перестройки на этом рубеже. Другой важнейшей Вне зависимости от того, где проводится на Южном особенностью этого этапа является образование устой Урале граница нижнего и верхнего венда (в основании чивой, высоко поднятой, расчлененной и быстро размы или в кровле бакеевской свиты и ее аналогов [Страти вавшейся восточной суши, поставлявшей терригенный графические…, 1993;

Чумаков, 1998;

Вендская..., 1985;

(включая гравийно-галечный) материал в морской бассейн, Маслов, Ишерская, 1998б]) наиболее важным рубежом находившийся на территории западной части Башкир вендской истории региона является время появления ского антиклинория, Предуральского краевого прогиба интенсивно размываемых поднятий на востоке. До этого и края Восточно-Европейской платформы. Западный момента разрезы венда (бакеевская, толпаровская и суи источник сноса также существует, однако он играет ровская свиты на западе, кургашлинская и аршинская подчиненную роль и на Урале не ощущается. В начале свиты на востоке), представленные терригенными толща рассматриваемого этапа формируются преимущественно ми, характеризуются: размывом и стратиграфическим аркозовые толщи, характер источника которых еще несогласием, а местами и глубоким локальным эрозион предстоит выяснить с применением аналитических ным врезом в основании;

кварцевым составом песчаников методов. В дальнейшем же преобладают граувакковые (как и в большей части разрезов рифея);

наличием толщи, в обломочном материале которых отмечается тиллитовидных конгломератов, первично представлявших значительное присутствие обломков метаморфизованных собой дистальные марино-гляциальные отложения лапланд пород рифейского разреза.

ского уровня [Чумаков, 1998], а на востоке — к тому же Вышеописанный рубеж вендской истории, хорошо еще и присутствием аршинских субщелочных ба изученный на Южном Урале, не менее четко выявляется зальтоидов рифтового типа [Парначев, Козлов, 1979].

и на Среднем, где выделены две серии: нижневендская Для этого уровня венда, как и для верхней половины серебрянская, характерной чертой которой является каратавия, характерно отсутствие возрастных аналогов кварцевый состав песчаников, присутствие тиллитовидных на платформе, в это время испытывавшей значительные конгломератов, субщелочных и щелочных базальтоидов поднятия. Эти поднятия и вышеупомянутые врезы и их туфов на нескольких уровнях, и верхневендская А. В. Маслов и М. Т. Крупенин [1998] предположительно сылвицкая, в песчаниках которой вверх по разрезу нарас связывают с крупным падением уровня мирового океана тает полимиктовость и резко меняется состав минералов в лапландскую (варангерскую) гляциоэру. Допускают они Протерозой. Рифей и венд западного Урала и смежной части платформы тяжелой фракции, указывающий на смену источника отнести зильмердакскую свиту, хотя ее образование не сноса с западного на восточный [Аблизин и др., 1982]. сопровождается рифтовым вулканизмом. С рифтовым —"— эпизодом может связываться образование аршинских С ранневендскими рифтовыми магматическими вулканитов раннего венда и их возрастных аналогов на формациями Среднего Урала связываются месторождения Среднем Урале. И все. Остальное время происходило хромитов (Сарановское), титаномагнетитов (Юбрыш- спокойное накопление кварцито-сланцевых и карбонат кинское) и ряд непромышленных, но перспективных ных толщ мелководного шельфового бассейна, ничем проявлений минерализации. не напоминающих формации зон активного рифтогенеза.

—"— Таким образом, пассивное развитие глубокого седи Итак, постараемся кратко суммировать рифейско- ментационного бассейна лишь прерывается (и обеспе ранневендскую историю бассейна под углом зрения чивается благодаря эпизодам растяжения) пароксизмами геодинамики. Высказывается точка зрения, что земная рифтогенеза, длительность которых, как ни трудно кора под ним растягивалась и утоньшалась в течение ее оценить, очень далека от названной А. И. Русиным 1 млрд лет [Русин, 1998]. Однако реальная картина цифры.

выглядит иначе. В рифее толщи, с полным основанием Поздневендское время, отвечающее орогенической могущие рассматриваться как рифтогенные молассоиды, эпохе, можно оценить примерно в 50 млн лет [Страти образование которых сопровождается вулканизмом, графические…, 1993]. Геодинамика этого промежутка расположены лишь на двух уровнях — айском и ма- времени, соизмеримого с орогеническими эпохами шакском. С некоторой условностью к ним можно фанерозоя, требует специального рассмотрения.

Геодинамика территории западного склона Урала в конце протерозоя Мнения исследователей по поводу геодинамического 1. Наличие угловых несогласий между ордовиком характера поздневендского этапа развития западного и верхним протерозоем. Несогласия регионально распро Урала и Приуралья далеки от единодушия. До последнего странены в восточной части Башкирского антиклинория, времени как в отечественной, так и зарубежной литературе где ордовик ложится на различные по возрасту отложе преобладали представления о байкальском возрасте ния — от ранневендских до низов среднего рифея [Пучков, позднепротерозойского орогена Урала [Шатский, 1963]. 1997а]. Расчеты мощностей удаленных эрозией отло Вместе с тем, значительное распространение получила жений, а также разница в метаморфизме подстилающих и другая точка зрения [Иванов, 1987] о том, что в позд- и перекрывающих толщ позволяют предполагать, непротерозойской истории Урала вообще не было что глубина эрозии могла местами превышать 10 км.

складчато-орогенических движений, а все события этого 2. Существование резкого азимутального несогласия времени могут быть описаны как проявления рифтогенеза. в простираниях структур доуралид и наложенных на них Автор данного обзора отстаивает представления, уралид на Северном, Приполярном и Полярном Урале в той или иной мере отличающиеся от вышеуказанных. (рис. 11).

Полностью соглашаясь с тем, что в конце позднего 3. Наличие в доордовикском, поздневендском анти протерозоя на Урале действительно проявились складчато- клинории по крайней мере двух систем складчатости, орогенические процессы, автор неоднократно обращал одна из которых принадлежит позднедокембрийскому внимание на то обстоятельство, что эти процессы орогену. Это подтверждается исследованиями, проведен не могут коррелироваться с байкальскими sensu stricto, ными независимо рядом квалифицированных геологов и наоборот, прекрасно совпадают по времени с ка- структурщиков [Perez-Estaun et al., 1997;

Bauer et al., 1999].

домскими [Puchkov, 1988, Пучков, 1997в]. Появившиеся 4. Присутствие на западной периферии Башкирского в последнее время новые данные позволяют не только антиклинория мощной верхневендской терригенной уточнить возраст протерозойского орогена на Урале, толщи, которая издавна характеризовалась как моласса но и внести определенные коррективы в глобальные [Шатский, 1963;

Беккер, 1968]. Литологические исследо реставрации континентов для поздневендско-раннекем- вания последнего времени подтверждают это [Willner et al., брийского времени [Puchkov, 1998]. См. также дискуссию in print]. Следует лишь уточнить, что по мнению автора [Русин, 1998 — Пучков, 1999]. молассой может быть названа не вся ашинская серия, Не давая здесь всестороннего анализа вопроса на все- а только ее большая, верхняя часть (басинская, куккараук уральском материале (что отчасти сделано в цитированных ская и зиганская свиты), характеризующаяся полимикто более ранних работах автора), отметим, что аргументами вым, граувакковым составом (с некоторой условностью в пользу поздневендского орогенеза в пределах Баш- к молассе можно отнести и существенно аркозовую кирского антиклинория являются следующие факты: урюкскую свиту, поскольку в ее образовании принимал Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала участие восточный источник сноса);

в бакеевской и нижележащих свитах еще преобладает нехарактерная для молассы кварцитовая компонента, а минералы тяжелой фракции примерно те же, что и в рифейских терригенных отложениях. Резкое изменение состава терригенных пород происходит в позднем венде [Willner et al., in print;

Аблизин и др., 1982 и др.]. Наличие в куккараукской свите гальки метаморфизованных терригенных и карбонатных пород, базитов, гранитов, красных яшмоидов указывает на то, что источником сноса для нее был вышеуказанный поздневендский антиклинорий. Резко меняются состав и тонкие особенности минералов тяжелой фракции.

Присутствие в молассе высокобарических слюд — фен гитов прямо указывает на Белорецкое поднятие как на один из источников сноса [Алексеев, Алексеева, 1999;

Willner et al., in print]. В качестве источников сноса офиолиты и островодужные вулканиты практически не ощущаются;

это может указывать на то, что обломочный материал поставлялся экстернидами орогена — как это характерно и для пермской молассы уралид. Восточная часть орогена, наиболее насыщенная гранитами и воз можно включавшая пластины офиолитов, в настоящее время не обнажена (ушла в виде террейна или перекрыта палеозойскими надвигами).

5. Складчатость, эрозия, образование молассы в крае вом прогибе коррелируются в позднем венде с последними стадиями формирования Белорецкого метаморфического комплекса, в составе которого присутствуют амфиболиты и эклогиты. Согласно K–Ar датировкам гранитов и метаморфических сланцев [Ленных, 1966;

Горожанин, устное сообщение], возраст основной фазы метаморфизма находится в интервале 510–635 млн лет. По Ar–Ar дати ровкам [Matte et al., 1993, Glasmacher et al., 1999b] время остывания метаморфических комплексов основной фазы колеблется в интервале 597–542 млн лет. Вместе с тем, Ar–Ar возраст роговой обманки из амфиболитовой «рубашки» эклогитов Белорецкого комплекса составил 720 млн лет. По данным стендового доклада Б. Кобера на заседании комиссии ЕВРОПРОБА (Мюнхен, 1999), 1 – относительно поднятые архейско-протерозойские блоки;

2 – рифейские авлакогены;

3 – архейско-протерозойские блоки (а) и авлакогены (б), перекрытые вендским платформенным чехлом;

4–6 – доуралиды: 4 – антиклинории;

5 – синклинории с рифтовым вулканизмом (а) и субдукционным вулканизмом (б);

6 – предгорный прогиб и межгорные впадины;

7 – западная граница Уральского складчатого пояса: 8а – Главный Уральский разлом;

8б – Манюкую ская вендская сутура. Буквы на схеме: А, B, C – рифейские авлако гены (Кажимский, Камско-Бельский и Серноводско-Абдулинский соответственно);

D – Предгорный прогиб;

E, F, G – краевые антиклинории на территории Южного, Среднего Урала и Тимана соответственно;

K, L, P – внутренние антиклинории (Маньхамбов ский, Колвинско-Хобеизский и Марункеу-Харбейский соответст венно);

H, I, M, O – внутренние синклинории (Вишеро-Илыч Чикшинский, Денисовско-Саблинский, Лемью-Хорейверский и Оченырдский соответственно;

J – Лаптопайский межгорный Рис. 11. Схема тектонической зональности доуралид прогиб;

N – Манюкуюская сутура.

Протерозой. Геодинамика территории западного склона Урала в конце протерозоя возраст ядра циркона из Ахмеровского массива гранитов Башкирского палеозойского антиклинория, находят свои равен 1350 млн лет, а оболочки — 940 млн лет (Pb–Pb аналоги на Тимане. Вызывают, правда, некоторое метод по единичным зернам). Таким образом, эти граниты недоумение представления В. Г. Оловянишникова о том, метаморфизованы (по устному сообщению А. А. Алек- что фундамент Тимано-Печорского бассейна состоит сеева, в них присутствует и метаморфогенный гранат). из многочисленных террейнов (не расшифровывается, Эти данные, а также результаты структурных иссле- что из себя представляют эти террейны: микроконтиненты дований, установивших в Белорецком комплексе три или просто сближенные блоки). Впрочем, по поводу фун последовательных фазы доордовикских деформаций дамента современного Печоро-Колвинского авлакогена [Bauer et al., 1999], ставят под большое сомнение пра- прямо говорится что это (позднерифейский) «палеоокеан вомерность существующей стратиграфической схемы с развитием океанической коры». Заметим, что предполо рифейских толщ Белорецкого комплекса и позволяют жение о наличии офиолитовой сутуры северо-западного предположительно рассматривать его в качестве террейна простирания под указанным авлакогеном могло бы быть с его особой, пока слабо расшифрованной историей, проверено на Урале, куда эта сутура должна прослежи аккретировавшего к краю континента во время поздне- ваться. Однако автору такие данные неизвестны.

вендского орогенеза или смещенного вдоль этого края Не исключено, что кадомиды развиты на значитель по крупноамплитудному сдвигу [Glasmacher et al., 1999a]. ных пространствах Баренцева моря;

в пользу этого говорит —"— тот факт, что на Шпицбергене описаны предсреднеордо Итак, весь комплекс геологических и геохимиче- викские складчатые деформации и глаукофансланцевый ских данных позволяет уверенно говорить о проявлении метаморфизм [Ohta et al., 1986]. В литературе упоми поздневендской фазы (эпохи) складчатости и орогенеза наются также сведения о наличии предордовикского на Урале в интервале 620–540 млн лет. Сравнение этих углового несогласия на о-ве Медвежий [Хаин, 1998].

данных с материалами по геологии Центральной и Сведения о вендском тектогенезе на Шпицбергене, тради Западной Европы [Puchkov, 1988;

Le Corre et al., 1991;

ционно коррелировавшемся с байкальским, приводились Linnemann et al., 1998] позволяет коррелировать образо- и раньше [Красильщиков, 1973].

ванные в результате этой фазы складчатости структуры Для понимания структурных связей доуралид весьма доуралид с кадомидами. Напротив, традиционная важны новые данные по геологии Таймыра,— в частности, корреляция их с байкалидами не выдерживает критики: изотопные данные о развитии там позднерифейских в Прибайкалье в поздневендское время не было орогени- офиолитов и проявлении поздневендского (573–626 млн ческих процессов, а осадки представлены известняками лет) метаморфизма [Vernikovsky, 1997].

и эвапоритами [Вендская система, 1985]. Автор присоеди- Еще большее значение имеют глобальные реконст няется к исследователям [Gibshner et al., 1999], которые рукции континентов для конца протерозоя, приведшие говорят о протяженной (850–450 млн лет) байкальской к идее о существовании одностороннего кадомского эре тектогенеза, включающей целый ряд эпох (в том числе орогена на периферии Гондваны [McKerrow, 1994;

Erdt кадомскую). mann, 1996]. Согласно новейшим палеомагнитным Новые данные по геологии более северных районов построениям [Torswik et al., 1996], Восточно-Европейский Урала не только подтверждают эту точку зрения, и Сибирский континенты располагались в южном высказывавшуюся нами и раньше, но и более уверенно полушарии, напротив кадомской Перигондваны, но на позволяют говорить о наличии на Полярном Урале изрядном расстоянии от нее. Вместе с тем, Палеоурал, рифейских офиолитов, вовлеченных в поздневендскую Палеотаймыр и Перигондванские кадомиды располага складчатость [Душин, 1997;

Gee, Pease, 1997]. лись, согласно этим же данным, на очень близких Новые данные по геологии Тимана также подтвер- широтах. Имея в виду, что палеомагнитные данные не ждают кадомский возраст складчатых структур его позволяют однозначно определить палеодолготу, можно фундамента;

существенным, в частности, является откорректировать реконструкцию [Torswik et al., 1996] определение абсолютного возраста гранитов на восточном таким образом, что Палеоурал, Палеотаймыр и Пери фланге Тимана в интервале 550–565 млн лет [Белякова и гондванские кадомиды образуют компактный, более др., 1997;

Оловянишников, 1998]. Краевой антиклинорий крупный ороген в составе следующего после Родинии и краевой прогиб кадомид, выявляемые в пределах суперконтинента Вендия или Пантерра (см. рис. 25).

Рифей и венд восточного склона Урала Достоверность самого факта наличия связных раз- Адуйского, Сысертского, Ильменогорского, Кочкарского, резов рифейских и вендских отложений на восточном Карталинского, Зауральского, Восточно-Мугоджарского, склоне Южного и Среднего Урала требует на наш взгляд Орь-Илецкого и Поимского районов. Развитие докем дальнейшего обоснования, хотя в Стратиграфических брийских толщ в первом районе, как уже отмечалось, схемах Урала [1993] даны схемы стратиграфии рифея ставится под серьезное сомнение благодаря находкам и венда для Верхотурско-Салдинского, Мурзинско- палеозойской фауны — позднеордовикско-силурийских Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала конодонтов в истокской серии и буксинской свите, ордовика [Пелевин, Пучков, 1989 и др.], контакт с ними считавшихся протерозойскими [Петров и др., 1999;

Petrov, нигде не обнажен и ее вендский возраст может быть Friberg, 1999]. Присутствие докембрия в Мурзинско- принят в качестве одного из вариантов. Впрочем, выска Адуйском районе подтверждается изотопными датировка- зывается и иная точка зрения: о постепенном переходе ми [Краснобаев и др., 1998б] и может характеризовать от ордовикских известняков вниз по разрезу к шебек одноименный микроконтинент. Третий и четвертый тинской свите, и в этом случае она должна считаться районы расположены в Сысертско-Ильменогорском ордовикской [Павлов, 1988].

поднятии и относятся к одноименному микроконтиненту, В Карталинском районе отнесение к рифею мощной а остальные, кроме двух последних, предположительно серии метаморфических толщ, представленных слюди характеризуют фундамент Восточно-Мугоджарского стыми и амфиболовыми сланцами, мраморами, графи палеозойского микроконтинента (два последних района тистыми кварцитами, микрокварцитами, не имеет даже находятся на продолжении антиформы Урал-Тау, и в них, такого слабого обоснования как находки микрофоссилий, как и в самом Урал-Тау, была найдена палеозойская не говоря уже об изотопных датировках. То же можно фауна: конодонты, хитинозои). сказать о благодатской толще, отнесенной к среднему В Зауральской зоне (среднее течение р. Уй, истоки рек рифею в Кочкарском районе. Вышележащие свиты, Тогузак и Аят) к нижнему рифею отнесена, в частности, рассматриваемые здесь как верхнерифейско-вендские, городищенская свита (зеленые сланцы, порфиритоиды, представлены слюдистыми сланцами, плагиосланцами, амфиболиты и мраморизованные известняки с мик- и кварцитами, часто графитистыми, метабазальтами и рофитолитами, графитисто-кремнистыми сланцами, мраморами и охарактеризованы лишь очень бедным ком порфиритоидами, известняками со строматолитами, плексом микрофоссилий. Имеются не вполне достоверные залегающая, как предполагается [Евлентьев, Гауэр, 1981;

сведения о том, что цирконы из плагиосланцев средней Стратиграфические…, 1993], на нижнепротерозойской части разреза имеют возраст в пределах 785–920 млн лет, мариновской гнейсо-амфиболитовой свите (мариинский а из гранитов, рвущих эти толщи — 580–950 млн лет террейн, по А. А. Краснобаеву и др. [1998б]). К среднему ([Сначев, Муркин, 1989] со ссылкой на устное сообщение рифею отнесена алексеевская свита, представленная Б. К. Львова). По-видимому, речь идет об определениях, кварцитами, углисто-кремнистыми, кремнистыми слан- сделанных термоизохронным методом;

они могут расце цами, порфиритоидами, прослоями известняков со строма- ниваться лишь как предварительные, хотя и игнорировать толитами. Верхний рифей представлен известняками их нельзя.

арчаглинской свиты, с комплексом микрофитолитов;

В Ильменогорской зоне, с которой по характеру к венду же отнесена тогузак-аятская свита песчаников разрезов во многом сходна и Сысертская, к отложениям (в том числе кварцевых и аркозовых), алевролитов и слан- среднего рифея отнесена саитовская серия, мощностью цев, с микрофоссилиями, Sabellitides (скелетными Metazoa) свыше 2000 м, содержащая микрофоссилии. Породы этой и Laminarites (водорослями). Однако находки в апокрем- серии метаморфизованы в амфиболитовой фации, и их нистых (?) кварцитах алексеевской свиты радиолярий первичный характер может быть восстановлен лишь плохой сохранности, а в тогузак-аятской свите ордовикских приблизительно. По-видимому, в серии преобладали квар водорослей [Иванов и др., 1987, 1992;

Иванов, 1989] циты, сланцы, в том числе углеродистые и фосфоритсодер сильно «подмочили» репутацию этого разреза и требуют жащие, возможно кремнистые), известняки, эффузивы его ревизии. основного и среднего состава;

толщи серии ассоциируют В Восточных Мугоджарах отложения нижнего с межпластовыми телами и протрузиями серпентинитов, рифея не выделяются, однако здесь имеются надежные зачастую имеющих сложную метаморфическую историю.

среднерифейские изотопные датировки. Мугоджарская В настоящее время накопилось достаточно много серия, представленная гнейсами и кристаллическими аргументов к рассмотрению Сысертско-Ильменогорской сланцами, получила надежную изохронную датировку структуры в качестве серии разновозрастных, совместно 1165±72 млн лет (средний рифей), отвечающую времени метаморфизованных и деформированных тектонических формирования метаморфического комплекса [Краснобаев пластин [Пучков, 1996а;

Краснобаев и др., 1998а;

Шатагин и др., 1997, 1998б]. Возраст отнесенных к нижнему – и др., 2000]. Верхний рифей не выделяется, а к нижнему среднему рифею мамбеткульской и милысайской венду отнесена кундравинская толща кварцитов, орто свит Восточных Мугоджар, представленных мета- сланцев и мраморов — также с микрофоссилиями.

морфическими породами — графитистыми кварцитами Отнесение всех вышеописанных толщ к протерозою и ортосланцами [Стратиграфические…, 1993],— ничем далеко не бесспорно;

в частности, имеются данные не подтвержден. Не содержит органических остатков о палеозойском возрасте кундравинской толщи [Турбанов и перекрывающая их шебектинская свита полимиктовых и др., 1986;

Пучков, Иванов, 1987а]. К тому же и и аркозовых песчаников и сланцев, хотя ей приписывались к микрофоссилиям, как мы уже имели возможность находки фауны, ошибочно определенные как кембрийские убедиться, надо относиться осторожно: в истории изучения [Абдулин, 1973]. На самом деле она перекрывается южноуральского докембрия и до находки конодонтов фаунистически охарактеризованными известняками в саитовской свите имелся наглядный пример, когда Протерозой. Рифей и венд восточного склона Урала в метаморфизованных отложениях, охарактеризованных можно провести прямую, пересекающую линию эволю якобы протерозойскими микрофоссилиями, были найдены ции однородного резервуара приблизительно около граптолиты и конодонты [Иванов, Пучков, Бабенко, 1990а]. 500 млн лет [Горожанин, 1998].

Тем не менее изотопные данные и датировки, полученные —"— в последнее время по Сысертско-Ильменогорскому под- Итак, вышеприведенные данные, несмотря на нятию, позволяют предполагать здесь существование, их предварительный характер, говорят о многом:

наряду с селянкинским континентальным, также и ком- о невозможности сопоставления докембрийской конти плексов, близких по геохимии к океаническим и остро- нентальной коры восточных зон Урала с корой Восточно водужным [Краснобаев и др., 1978;

Раевский, 1986;

Европейского континента, о ее преимущественно Бушляков и др., 1994;

Бушляков, Баженов, 1999;

Шатагин незрелом, базитовом характере, о краткости истории ее и др., 2000], и испытавших интенсивные метаморфические «рециклинга», то есть ее метаморфических и метасомати изменения в вендскую и палеозойскую эпохи [Ронкин и др., ческих преобразований. Если эти данные и в дальнейшем 1993]. U–Pb возраста цирконов, полученные из шумихин- будут подтверждаться, останется очень небольшая ской и ильменогорской серий Сысертско-Ильменогор- возрастная вилка, в пределах которой можно поместить ского поднятия, составляют, соответственно, 576±65 и время формирования континентальной коры восточных 643±46 млн лет [Краснобаев и др., 1998а]. Эти данные микроконтинентов. В этом случае кадомский возраст снова напоминают нам о поставленной в ряде работ заключительной (аккреционной) фазы формирования [Офиолиты Южного Урала, 1985;

Раевский, 1986;

Щер- континентальной коры Восточно-Мугоджарского и баков, 1998 и др.], но не решенной пока путем прямых Ильменогорско-Сысертского блоков становится весьма доказательных геологических наблюдений проблеме правдоподобным, несмотря на наличие в ней более докембрийских офиолитов на Южном Урале. Эти и другие древних — среднерифейских и дорифейских — блоков.


новые изотопные данные позволяют также обсудить Эти блоки могли быть вовлечены в кадомскую аккрецию, и вопрос о возможном проявлении кадомской складчато- орогенез и метаморфизм, о чем свидетельствуют, в част сти и возрасте континентальной коры на востоке Урала. ности, данные А. А. Краснобаева и др. [1995] по U–Pb Материалы по геологии Восточно-Уральской зоны возрасту цирконов из гнейсов челябинского комплекса, (см. ниже) показывают, что в палеозойское время она где получены две значимые цифры: 1928±146 млн лет проявляла себя как микроконтинент, на котором уже (верхнее пересечение с конкордией) и 531±28 млн лет в ордовике формировались эпиконтинентальные рифтовые (нижнее). Приблизительно такова же цифра нижнего вулканиты и шельфовые осадки. В частности, присутствие пересечения и для Самарского блока.

здесь ордовикских кварцитов требует предположения Следует при этом иметь в виду, что между Башкир о том, что источником сноса для них должен был быть ским антиклинорием и Сысертско-Ильменогорским обширный, невысоко поднятый блок континентальной поднятием находится зона палеозойского офиолитового коры, подвергавшийся выветриванию. В то же время, меланжа ГУР — то, что, вероятно, осталось от разделявше предварительные данные по Sr–Nd изотопии [Шатагин го их океанического бассейна. От предполагаемых выхо и др., 1998] говорят о том, что «Nd-модельные возрасты дов верхнепротерозойских толщ Восточно-Уральского уральских гранитоидов (зона Главного Уральского поднятия (Восточно-Мугоджарского микроконтинента) глубинного разлома, Ильменогорский блок и Восточно- Башкирский антиклинорий отделен еще и широкой Уральское поднятие) укладываются в диапазон 0,75– полосой энсиматических (эпиокеанических) образований 0,85 млрд лет, модельный возраст Нижне-Санарского Магнитогорской зоны.

массива составляет 1 млрд лет». Ю. Л. Ронкин и др. [1997а] Палеомагнитные исследования ордовика указывают говорят о наличии в Сысертском комплексе U–Pb данных на значительную разницу в палеоширотах между по четырем монофракциям цирконов 575±75 млн лет Восточно-Европейским континентом (включавшим и приводят полученный ими спектр Sm–Nd модельных территорию Башкирского антиклинория) и Восточно датировок: 1033, 807, 600 и 564 млн лет. Большой инте- Мугоджарским микроконтинентом [Свяжина и др., рес представляют также значения ISr, полученные для 1998]. Поэтому поиск непосредственных, «коротких»

орогенных S-гранитов Главной гранитной оси Урала, структурных связей между названными областями проходящей в пределах Восточно-Уральского микро- на конец протерозоя – начало палеозоя может оказаться континента. Они колеблются в пределах 0,707–0,704, бесперспективным. Зато далеко небеспочвенным может что значительно ниже типичных значений для этого оказаться предположение о принадлежности краевых класса пород [Горожанин, 1995]. Этот же автор отмечает, структур Восточно-Европейского континента с одной что по комплексам палеоокеанического сектора Южного стороны и микроконтинентов Восточно-Уральской Урала, в образовании которых вероятно участие зрелой мегазоны, с другой — к разным частям одной и той же земной коры (гранитоиды, кислые вулканиты и др.), обширной кадомской складчатой области.

Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала Палеозой Кембрийский период События кембрия, далеко еще не до конца понятые, неизменно устанавливается, что это олистолиты: об этом занимают в истории геологического развития Урала свидетельствуют шлейфы более мелких обломков, особое место. Океанскому спредингу, начавшемуся их сопровождающих, угловатость очертаний, отсутствие в пределах кадомской складчатой области в арениге закономерной внутренней зональности и др. Да и вообще [Формирование…, 1986] и приведшему к образованию появление «рифов» in situ внутри слоев песчаников или Уральского палеоокеана, предшествовал позднекембрий- туфов было бы в высшей степени странным, так как для ско-тремадокский рифтогенез, оставивший след в виде образования биогермных построек требуется чистая вода, осадочных и вулканогенных формаций соответствующего свободная от терригенной взвеси. Что же касается «линз»

возраста и состава, грабеноподобных структур основания известняков в лавах, то они несомненно имеют характер осадочного чехла Западного склона Урала и в конфигу- ксенолитов, отторженных во время излияний.

рации Главного Уральского разлома. Этот вопрос был Описываемые вулканогенно-осадочные толщи, достаточно разработан (см. ниже). В то же время довольно довольно слабо измененные, лежат на докембрийских загадочным остается вопрос о нижнем кембрии, известном породах, отличающихся заметно более высоким мета на Урале в двух местах: в Сакмарской зоне и в Троицком морфизмом (это различные кристаллические сланцы, районе (на р. Санарке). обнажающиеся в ряде мест под кембрием и вскрытые Наибольшим распространением толщи, относимые бурением в районе дер. Псянчино, где, по данным к нижнему кембрию, пользуются в Сакмарской зоне — В. Т. Тищенко, они перекрываются конглобрекчиями к северу от широтного течения р. Урал. Массивные тереклинской свиты, мощностью порядка 100 м).

известняки с фауной археоциат известны здесь с начала У нас нет оснований ставить под серьезное сомнение 30-х годов, после работ Н. К. Разумовского и др. С тех пор литологическую последовательность в разрезах указанных и до настоящего времени конкурируют два основных свит, установленную главным образом на основании варианта интерпретации их положения в разрезе: они картирования;

однако мы считаем, что водоросли и рассматриваются либо как отторженцы древних пород археоциаты, содержащиеся в глыбах известняков, в более молодых породах, либо как рифы и биогермы, указывают лишь на нижний возрастной предел этих толщ.

залегающие in situ в вулканогенно-осадочных отложе- Для решения этого спорного вопроса необходимо было ниях, характер которых нигде больше не повторяется сосредоточить внимание на поисках фауны в породах в палеозойском разрезе. Последняя точка зрения нашла матрикса. До недавнего времени эти поиски не приводили отражение в материалах IV Уральского стратиграфи- к успеху, если не считать редкие находки беззамковых ческого совещания и в легендах крупномасштабных брахиопод и неопределимые обломки трилобитов.

геологических карт Сакмарской зоны [Стратиграфи- В 1991 г. в районе карьеров у железнодорожного разъезда ческие…, 1993]. По В. Т. Тищенко, в нижнем кембрии Рысаево в пласте кремнистых алевролитов, согласно по выделяются две свиты: нижняя, тереклинская, пре- крывающих базальты, в толще, относимой В. Т. Тищенко имущественно терригенного состава, с подчиненными к нижнему кембрию, нами были собраны многочисленные прослоями туффитов и базальтов и телами рифогенных конодонты, среди которых В. А. Наседкиной определен известняков, мощностью 200–700 м, и верхняя, медногор- Proneotodus tenuis (Mller), характерный для верхнего ская, преимущественно вулканогенная, представленная кембрия. Правда, в последнее время толща, о которой базальтами, лаво- и туфобрекчиями, кремнистыми идет речь, закартирована как девонская олистострома, сланцами, туфами, туфопесчаниками, также телами а кембрийский возраст конодонтов в указанной точке рифогенных известняков, мощностью 400–1000 м. подвергается некоторому, пока что слабо обоснованному, Известняки содержат археоциаты и водоросли, позволяю- сомнению [Рязанцев и др., 2000]. Вопрос о неверной щие датировать их в интервале атдабанского – тойонского датировке «нижнекембрийских» толщ этим с повестки дня веков раннего кембрия. Базальты характеризуются не снимается. Так, Е. В. Чибриковой и В. А. Олли [1999] высокими и ультравысокими содержаниями окисей приведены данные о находках тремадокских акритарх титана, фосфора и марганца, высокой железистостью, в терригенном матриксе тереклинской свиты. Таким и несмотря на малые содержания К2О, по-видимому, образом, имеются достаточные основания для того, подвергшегося выносу, по сумме щелочей и другим чтобы высказать предположение о позднекембрийско(?) параметрам могут рассматриваться как субщелочные тремадокском возрасте толщ, содержащих кембрийские [Серавкин, Родичева, 1990]. олистолиты, олистоплаки и ксенолиты. Этот вывод делает По наблюдениям автора, во всех случаях, где от- более понятным и тектоническое значение этих толщ, четливо наблюдаются взаимоотношения между телами определяя для них место в ряду рифтовых комплексов, известняков и вмещающих пород (песчаников, туфов), образованием которых непосредственно предваряется Палеозой. Кембрийский период формирование в раннем ордовике Уральского палео- проблемы, при всей ее важности, в меньшей степени, океана. Подобного рода олистостромы, содержащие по сравнению с первой, влияет на решение геодинами олистолиты только одного литологического типа, мы на- ческих вопросов.

зываем олигомиктовыми, и связываем не с шарьировани- —"— ем, как это обычно принято, а с заложением и развитием Итак, рассмотрение проблемы кембрийских отложе пассивной континентальной окраины (подробнее см. ний на Южном Урале приводит нас к убеждению в том, в разделе «Девонский период» главы 2). что мы имеем дело с олистостромами позднекембрийско В случае такой интерпретации нижнекембрийские тремадокского, а частично, может быть, и более молодого известняки Сакмарской зоны можно рассматривать возраста, содержащими олистолиты раннекембрийских как свидетельство былого существования зачаточного, известняков. Ассоциация этих олистостромов с субще рудиментарного платформенного чехла, возникшего лочными эффузивами и кремнистыми породами, а также на кадомском складчатом основании и практически отсутствие мелководной фауны в осадочных прослоях уничтоженного эрозией в результате последовавших под- эффузивной толщи и в матриксе олистостромов приводит нятий, сопровождавших кембрийско-раннеордовикский к выводу, что эти толщи возникли в связи с быстрым рифтогенез. Та же интерпретация предлагается нами образованием рифта, имевшего крутые ограничения и и для кембрийских известняков, описанных Н. Ф. Мамае- глубокий осевой прогиб, в который и сползали блоки вым [Мамаев, Черменинова, 1973] и многими другими мелководных известняков платформенного шельфа.


в Восточно-Уральской зоне, на р. Санарке. Блоки Рифтогенез сопровождался специфическим базальтоид известняков развиты там в сильно тектонизированном ным вулканизмом.

терригенном матриксе, возраст которого неизвестен. Присутствие по сути дела однотипных олистостро Есть мнение [Родионов, Радченко, 1988] о наличии мов и на окраине Восточно-Европейского континента, кембрийских отложений в суванякском комплексе и на Восточно-Мугоджарском микроконтиненте говорит хр. Урал-Тау, основанное на сообщении о находке в пользу принадлежности этих структур одной структурно позднекембрийских конодонтов. Я видел эти органиче- палеогеографической провинции. Совсем необязательно ские остатки, высказал сомнение в том, что это вообще предполагать, что до рифтогенеза Восточно-Мугоджар конодонты, и предложил передать их специалисту по ский блок располагался точно напротив южноуральского кембрийским конодонтам, но насколько мне известно, сектора будущей континентальной окраины, но в свете этого сделано не было. Поэтому к данному сообщению всего вышесказанного вполне вероятно, что он является надо относиться предельно осторожно. осколком внутренней части кадомской складчатой Есть на Урале еще одна дискуссионная «кембрий- области, возникшей в период распада суперконтинента ская» проблема, связанная с выделением хмелевского Родиния.

горизонта в основании раннепалеозойского трансгрес- Вообще же следует заметить, что описанные случаи сивного цикла в Сакмарской зоне. В решении этого не уникальны: толщи с олистоплаками нижнекембрийских вопроса исследователи разделились на две группы. известняков и базальты с ксенолитами аналогичных В. Г. Варганов, В. А. Наседкина, Н. Я. Анцыгин и др. пород хорошо известны во многих местах Южного являются сторонниками позднекембрийского возраста Тянь-Шаня (хребты Букан-Тау, Тамды-Тау, Алай и др.), выделяемого ими хмелевского горизонта, тогда как и описаны в ряде работ [Ахмеджанов и др., 1979;

Биске, В. Г. Кориневский оспаривает правильность этого выделе- 1987]. Они наблюдались автором в Кызыл-Кумах ния. В последнее время, основываясь преимущественно на восточной и западной окраинах хр. Тамды-Тау.

на определениях спор растений к последней точке зрения Проблема там та же: несовпадение возраста олистолитов присоединилась Е. В. Чибрикова. Однако решение этой и матрикса, ксенолитов и вулканитов.

Ордовикский период Основным тектоническим процессом, подчинившим исследователями [Руженцев, 1976;

Тектоника Урала, 1977;

себе осадконакопление и магматизм на Южном Урале Формирование…, 1986;

Иванов, 1987;

Пучков, 1979а;

в течение позднего кембрия и всего ордовика, был Перфильев, 1979;

Клюжина, 1985;

Дембовский и др., 1990;

эпиконтинентальный рифтогенез, быстро переросший Петров, Пучков, 1994;

Савельева и др., 1998;

Иванов, в океанический спрединг. 1998в, Голдин, Калинин, Пучков, 1999 и другие].

Мысль о том, что на западном склоне Урала широким Обычно принято считать, что заложению Палеоураль распространением пользуются раннепалеозойские рифто- ского океана предшествовало формирование эпиконти генные формации, высказывалась уже давно [Пучков, нентального рифта в конце кембрия – начале ордовика.

1968, 1974, 1975;

Голдин, Пучков, 1974а, б, 1978]. Рифт характеризовался развитием разноглубинного В дальнейшем она была поддержана в целом ряде работ, базальтоидного магматизма и формированием грубо и вплоть до настоящего времени развивается многими терригенных толщ, отличавшихся очень нестабильными Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала мощностями. В дальнейшем процесс привел к разрыву объясняется тем, что «осадки формировались либо в полу континентальной коры и океаническому спредингу. изолированных опресненных лагунах, либо водоемах Таким образом, на западном Урале эпиконтинентальные с повышенными концентрациями солей магния» [Маслов рифтогенные формации должны были принадлежать и др., 1998]. В пользу первично-осадочного происхож флангу активной рифтовой системы, образуя зону, более дения доломитов говорит, на наш взгляд, практически или менее параллельную контуру возникшей затем полное отсутствие в них замещенной фауны: она распо пассивной континентальной окраины. Восточный конти- лагается обычно в карбонатных песчаниках и сильно нентальный фланг этой системы после начала спрединга выщелочена. Доломиты на севере района отсутствуют.

испытал весьма крупномасштабные горизонтальные Мощности меняются незакономерно, обычно от 10 до перемещения и маловероятно, что именно его мы видим нескольких десятков метров, но в Юрюзанской мульде, сейчас в восточных зонах Урала, хотя и там рифтовые возможно, превышают 1000 м. Фауна представлена комплексы присутствуют. Вполне возможно, что его брахиоподами, криноидеями, трилобитами, очень редко реликты следует искать на восточной (в современных конодонтами и граптолитами. Толща датирована в пре координатах) окраине Сибирского континента, на которой делах лландейло – ашгилий. Нижнеордовикские и ллан начиная с ордовика длительное время развивались вирнские осадки здесь неизвестны [Краузе, Маслов, 1961;

шельфовые и батиальные фации [Puchkov, 1996]. Стратиграфические…, 1993]. В Приуралье ордовикские Согласно Стратиграфическим схемам [1993], райони- отложения развиты лишь в полосе, параллельной долине рование Урала для ордовика включает лишь 5 структурно- р. Урал — в окрестностях г. Оренбурга, к югу и к востоку фациальных зон (с запада на восток): Бельско-Елецкую, от него (Оренбургские, Приуральские и др. скважины).

Сакмаро-Лемвинскую, Магнитогорско-Щучьинскую, Здесь терригенные отложения, редко с прослоями Восточно-Уральскую и Зауральскую. С таким делением известняков, содержащие фауну граптолитов, остракод, можно в принципе согласиться, однако границы между пелиципод и датированные все же преимущественно ними должны быть уточнены;

соответственно меняются по акритархам как ранний – средний ордовик [Чибрикова, и названия, данные здесь применительно к Южному Олли, 1993;

Геологическое…, 1997], выполняют грабено и Среднему Уралу (рис. 12, 13). Главная же проблема образный прогиб С–З простирания [Лукиных, Беляев, заключается в том, что эти схемы до сих пор традиционно 1998] и относятся, по-видимому, к фациям более открыто не учитывали искажения, внесенные в первичную палео- го шельфа, чем отложения Ю–В периферии Башкирского географическую картину крупными горизонтальными антиклинория. В направлении к северному краю прогиба перемещениями. Поэтому в пределах структурно-фациаль- отложения приобретают красноцветность. Восточнее, ных зон в случае необходимости должны выделяться в Предуральском прогибе, одной из скважин вскрыт более дробные единицы — сложные аллохтонные верхний ордовик, представленный известняками и датиро структуры (синформы, антиформы, зоны меланжа), ванный трилобитами (устное сообщение А. В. Ярошенко).

и в свою очередь в пределах сложных аллохтонов — Переходов ни между описанными шельфовыми фациями, структурно-фациальные комплексы или типы разрезов, ни от них к более восточным, батиальным фациям не отвечающие индивидуальным тектоническим покровам, наблюдается, как в силу условий обнаженности, так и в тех случаях, когда их расположение обуславливает за- (на Урале) из-за крупных тектонических сближений.

метное нарушение первичной тектонической зональности. Севернее, в пределах Среднего Урала, разрез начи Такой подход позволяет автору достаточно гибко отно- нается с нижнего ордовика. Мощные (1000–3000 м) ситься к выделению элементов структурно-фациальной грабеновые и шельфовые отложения ордовика, пред зональности рассматриваемого региона и к названиям, ставленные в низах преимущественно конгломератами даваемым этим элементам. и кварцевыми песчаниками с прослоями эффузивов (козинская и колпаковская свиты), а выше, после значи тельного стратиграфического перерыва, сменяющиеся Бельская зона переслаиванием кварцито-песчаников, филлитовидных Вышесказанные замечания по поводу тектонически и слюдистых сланцев, мраморизованных известняков, нарушенной фациальной зональности не относятся к осад- с прослоями туфов основного состава и лав базальтов и кам данной зоны, поскольку тектонические смещения трахибазальтов, с конгломератами в основании, сохра и деформации их относительно невелики. Ордовик, нились в узкой полосе, приближенной к ГУР,— пре развитый на восточной и южной периферии Башкирского имущественно в Верхнесергинском районе Уфимского антиклинория, представлен отложениями мелководного амфитеатра и в Пальничнинско-Тылайском районе.

шельфа, с преобладанием терригенных пород, имевших Западнее, в Улс-Велсовской синклинали, разрез ордовика обширный и слабо расчлененный западный источник имеет значительно меньшую мощность (порядка 350 м);

сноса: песчаниками, преимущественно кварцевыми, алев- породы, представленные переслаиванием известняков ролитами и глинистыми сланцами, обычно с прослоями и доломитов, с прослоями известковистых кварцевых доломитов и с конгломератами и гравелитами, иногда песчаников, алевролитов и аргиллитов, с конгломератами красноцветными, в основании. Присутствие доломитов в основании почти не метаморфизованы и значительно Палеозой. Ордовикский период Рис. 12. Условные обозначения к схемам структурно фациальной зональности Южного и южной части Среднего Урала (рис. 13–16 и 19–24) 1–3 – границы тектонически сближенных структурно фациальных зон и подзон (крупные надвиги и шарьяжи):

1 – без указания направления сближения, 2, 3 – с указанием направления сближения, 2 – пассивные в настоящий момент, 3 – активные в настоящий момент;

4 – сдвиги;

5 – западная граница Западно-Уральской зоны складчатости;

6–9 –подня тия: 6 – обширные, малой интенсивности, 7 – протяженные, высокой интенсивности, 8 – то же, но к концу этапа под вергшиеся полной эрозии и сменившиеся кратковременной морской трансгрессией, 9 – цепочечные, высокой интен сивности;

10–12 – осадки чехла пассивной окраины Вос точно-Европейского континента: 10 – мелководный шельф и (в поздней перми) область аллювиального и лагунно континентального осадконакопления в пределах Восточно Европейского континента, 11 – глубоководные прогибы с осадконакоплением доманикоидного типа в пределах Восточно-Европейского континента, 12 – барьерные рифы (а – под кунгурскими или более молодыми отложениями;

б – под флишем);

13 – глубоководные батиальные осадки пассивной окраины Восточно-Европейского континента;

14 – рифтовые формации (субщелочные эффузивы в сочета нии с континентальными и мелководными конгломератами и песчаниками);

15–27 – океанические, островодужные, микро континентальные осадочные и осадочно-вулканогенные комплексы и перекрывающий их чехол: 15 – базальты в переслаивании с глубоководными, существенно кремни стыми яшмоидными осадками океанического чехла, 16 – то же;

вверх по разрезу сменяются кремнистыми туфотурбидитами, 17 – базальты в сочетании с глубоководными чернослан цевыми отложениями, 18 – мелководные осадки чехла микроконтинента, 19 – мелководные и континентальные отложения чехла микроконтинента в сочетании с областями размыва, 20 – глубоководные конденсированные существенно кремнистые осадки микроконтинента (а для отдельных моментов развития флишевого прогиба – предфлишевая формация), 21 – нерасчлененные комплексы Тагильской островной дуги: контрастные (преддуговые) и известково-щелочные (дуговые) эффузивы, их туфы, яшмоиды и другие ас социирующие осадочные породы, 22 – эмсско-верхнедевонские нерасчлененные островодужные комплексы, 23–26 – комплексы Магнитогорской островной дуги, расчлененные на фациальные группы: 23 – конденсированные кремнисто-терригенные разрезы, перекрывающие контрастную баймак-бурибайскую формацию, 24 – туфотурбидиты (улутауская формация), перекрывающие вулканиты ирендыкской последовательно дифференцированной и карамалыташской контрастной формаций, 25 – живетско-франские известково-щелочные вулканиты, образованные вблизи вулканической оси дуги и перекрывающие карамалыташскую формацию, 26 – офиолиты задугового спрединга, сменившиеся вверх по разрезу формациями тылового склона островной дуги, 27 – шошониты и другие субщелочные и щелочные комплексы поздней стадии развития Магнитогорской островной дуги;

28–30 – формации флишевого прогиба: 28 – флиш, перекрывающий предфлиш, 29 – флиш, 30 – олистостромы;

31–35 – формации над отмершей островной дугой или ее пассивной частью: 31 – мелководные известняки, 32 – песчаники с прослоями мелководных известняков, 33 – известково-щелочные вулканиты, переслаивающиеся с известняками и принадлежащие более молодой островной дуге, 34 – конгломераты, песчаники, алевролиты, часто угленосные, сменяющиеся известняками, 35 – рифтовые субщелочные контрастные вулканиты в сочетании с терригенно-вулканогенными толщами, сменяющиеся известняками вверх по разрезу;

36 – надсубдукционные известково-щелочные вулканиты, в сочетании с терригенно-вулканогенными толщами и известняками, принадлежащие активной окраине континента;

37–39 – молассы: 37 – лагунно-прибрежно-морские красноцветные грубообломочные отложения в сочетании с эвапоритами, 38 – лагунно-континентальные и пролювиальные грубообломочные отложения, 39 – терригенные лагунно-континентальные, аллювиальные и озерные отложения, сероцветные угленосные или красноцветные, с редкими прослоями пород прибрежно-морского генезиса;

40 – базальты и изредка риолиты трапповой формации, в сочетании с континентальными угленосными аллювиальными и озерными отложениями;

41 – лампроиты (вне масштаба);

42–48 – интрузивные формации и комплексы: 42 – Ильмено-Вишневогорская щелочная, 43 – Платиноносный, 44 – гранит-тоналитовая, 45 – габбро-гранитная, 46 – габбро-монцонитовая, 47 – гранитная, 48 – активно развивающиеся соляные купола (гребни).

Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала лучше охарактеризованы фауной.

Здесь они выделяются в промы словскую серию, расчлененную на слои, по которым названы горизонты региональной страти графической схемы [Варганов и др., 1973;

Клюжина, 1985;

Стра тиграфические…, 1993;

Анцыгин, 1998]. Находки фауны трилобитов и брахиопод в основании разреза позволяют говорить о начале ордовикского трансгрессивного цикла в этом районе Урала в ллан дейльско-карадокское время, то есть примерно как и на Башкирском Урале.

Сакмаро-Кракинская зона Отложения, которые можно отнести к этой зоне, на Южном Урале развиты в Кракинском и Сакмарском аллохтонах, принад лежащих Зилаирской синформе, и в западном крыле Уралтауской антиформы (часть суванякского комплекса). На Среднем Урале они известны в Бардымском ал лохтоне. Здесь мы рассматриваем также и Польинскую подзону.

Польинская подзона развита на Приполярном и Северном Урале и протягивается до границы со Средним, возможно проходя в его северную часть, но весь фактиче ский материал находится за север ной границей рассматриваемого района. Тем на менее, мы приводим здесь ее характеристику как очень важную для понимания палеогео динамики региона.

По мнению составителей Стратиграфических схем [1993] вулканиты Тагильской зоны, опи санные ниже (в частности, шемур ская свита) согласно залегают на мощной (до 5 км) серии преимуще ственно осадочных пород, которая Рис. 13. Схема структурно-фациальной зональности юга Урала для ордовика в свою очередь перекрывает бо лее древние толщи Центрально 1 – область отсутствия ордовикских отложений;

2 – Бельская зона;

3 – Сакмаро Уральской зоны. Серия начинается Кракинская зона (3а – Польинская подзона, 3б – Бардымский аллохтон, 3в – Кракинский кварцито-песчаниками и конгло аллохтон, 3г – Уралтауская антиформа, 3д – Сакмарский аллохтон);

4 – Магнитогорская мератами, переходящими в вулка зона: 4а – Вознесенско-Присакмарская подзона, 4б – Восточная подзона (Сухтелинский ногенно-осадочную толщу (саран аллохтон);

5 – Тагильская зона;

СГ–4 – Уральская сверхглубокая скважина;

6 – Восточно хапнерская свита), которая в свою Уральская зона (6а – Ильмено-Вишневогорский щелочной комплекс, 6б – Варненский аллохтон, 6в – Салдинский террейн);

7 – Денисовская зона. См. также рис. 12. очередь сменяется переслаиванием Палеозой. Ордовикский период кварцито-песчаников, различных сланцев, в том числе Породы вышеописанного типа разреза перекрыты углеродистых (хомасьинская свита) и венчается пере- офиолитами, представленными в виде серпентинитового слаиванием графитисто-слюдистых микрокварцевых меланжа, на котором залегают гипербазиты Кракинских сланцев, графитистых кварцитов и серицитовых сланцев, массивов, принадлежащие лерцолитовому типу [Савельева содержащих граптолиты ордовика (польинская свита). и др., 1998]. Глыбы в меланже представлены, кроме пород Этот принципиальный вопрос решался нами на меланократового основания, также толеитовыми ба Приполярном Урале, в области развития стратотипов зальтами [Серавкин, Родичева, 1990;

Вулканизм…, 1992] вышеуказанной серии. Было показано [Карстен, Пучков, и известково-щелочными магматическими породами 1987;

Карстен, Пучков, Заславская, 1989], а впоследствии (андезито-базальты, андезиты дациты, тоналиты, дио подтверждено и в более южных районах [Петров, Пучков, риты и др., по L. Gaggero et al. [1997]) и кремнями, 1994], что область развития этой энсиалической серии отличающимися по внешнему облику от кремней под всегда отделена от офиолитов Тагильской зоны серпенти- кракинского разреза. В меланже отмечаются редкие нитовым меланжем ГУР, а в самой серии присутствуют глыбы известняков силурийского и девонского возраста, не только ордовикские, но и более молодые органические указывающие на верхний предел возраста офиолитов остатки. По-видимому, это аналоги батиальных, лемвин- (силур), однако поиски конодонтов в кремнях не проводи ских фаций, и к Тагильской зоне они прямого отношения лись, и находки ордовика в этом типе дезинтегрированного не имеют. С кварцитами нижней, саранхапнерской свиты разреза в будущем совершенно нельзя исключить.

ассоциирует комплекс диабазовых даек. По своему со- В Уралтауской антиформе, на ее западном крыле, ставу они занимают промежуточное положение между к ордовику обычно относятся кварцевые песчаники, океаническими и континентальными базальтами и могут алевролиты и сланцы, охарактеризованные находками интерпретироваться как предокеанические, образование ордовикских мшанок и брахиопод ордовикского облика которых в рифте на утоняющейся континентальной в двух точках, расположенных к востоку от с. Зилаир коре непосредственно предшествовало возникновению [Родионов, Радченко, 1988]. Предполагалось, что на океанической впадины [Петров, Пучков, 1994] р. Суваняк можно видеть основание свиты, базальные В пределах Бардымского аллохтона ордовик установ- конгломераты которой залегают на терригенных толщах лен в Нижнесергинской пластине, в составе нижнесер- протерозойского суванякского комплекса. Позже было гинской свиты, объем которой был нами уточнен [Пучков, показано [Пучков, 1979б], что конгломераты эти — Иванов, 1982б]. Ордовик представлен вулканическими межформационные, а угловое несогласие отсутствует.



Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 9 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.