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 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 9 |

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

-- [ Страница 4 ] --

работ по Еманжелинскому району к югу от Челябинского В то же время, венлок-лудловские эффузивы мичуринско массива и от г. Челябинска (окрестности пос. Первомайско- го комплекса, развитого в окрестностях г. Челябинска и го), то может создаться впечатление, что на деле здесь катенинского комплекса, развитого в бассейне р. Карталы два типа разреза: западный, карбонатно-вулканогенный Аят непосредственно к востоку от пос. Варны, отнесены и восточный, карбонатный. В западном типе разрез ими к андезито-дацитовой формации, породы которой по начинается базальтами томинской свиты, мощностью чертам химизма близки к андезитам и дацитам окраинно 800–1000 м, датированной по налеганию на нее мичу- континентальных обстановок. Завершают цикл, по мнению ринской свиты, представленной андезитами, андезида- указанных авторов, сходные с туринскими субщелочные цитами, их туфами, туфобрекчиями, туфопесчаниками базальты и андезито-базальты чабанского комплекса, с маломощными прослоями известняков, содержащими возраст которых предположительно отвечает низам конодонты, кораллы, криноидеи раннего силура, пред- нижнего девона. Авторы отмечают, что такая последова положительно венлока. Мощность 500–800 м. Вулканоген- тельность развития сближает южную часть силурийской ная толща согласно перекрывается известняками с просло- палеодуги Урала с современными островными дугами ями туфопесчаников, содержащими лудловскую фауну. Южных Курил, Фиджи и др.

Восточный тип разреза силура представлен известняками Вышеприведенные данные говорят, хотя и не вполне венлока, лудлова и пржидолия, мощностью 750 м, с фау- однозначно, в пользу аллохтонного характера ордовикско ной кораллов, брахиопод, криноидей;

в верхней части силурийских офиолитов и островодужных образований, преобладают амфипоры и кораллы. Возможно, что этот надвинутых уже после их возникновения на сиалический разрез принадлежит автохтонному мелководному типу, цоколь Восточно-Уральской зоны, первоначально бывшей о котором говорилось выше. Близкое взаимное распо- микроконтинентом. Время, направление и геодинами ложение вышеописанных разрезов, в одном из которых ческую обстановку шарьирования, однако, определить широко представлены туфы, а в другом туфогенных пока весьма непросто. Но это вряд ли был поздний прослоев вообще не отмечается, трудно себе представить силур – ранний девон, хотя в раннем девоне произошел без предположения о крупномасштабном тектоническом перескок зоны субдукции, вызванный, возможно столк совмещении.

новением силурийской дуги и микроконтинента. Было бы Аналогичное сближенное расположение двух типов удобно увязать и шарьирование островодужных комплек разрезов может предполагаться в этой полосе и южнее, сов на микроконтинент с этими событиями, что и делается в Варненском районе, на рр. Нижний, Средний и Верхний [Язева, Бочкарев, 1995]. Однако против этого говорит Тогузак. наличие непрерывных карбонатных разрезов, формиро В связи с проблемой силурийского известково- вавшихся в Полетаевском и Еманжелинском районах щелочного вулканизма в Восточно-Уральской зоне особое с силура вплоть до эмса и даже до начала эйфеля вклю внимание привлекает также крупный Нижнесанарский чительно. Значит, столкновение дуги и микроконтинента гранодиорит-тоналитовый массив, расположенный не- с последующим шарьированием произошло не раньше посредственно к западу от г. Троицка. Не исключено, позднего эйфеля. Впрочем, данных для надежного сужде что этот массив является комагматом силурийских остро- ния по этому вопросу пока очень мало. Альтернативой водужных комплексов, в пользу чего говорят особенности служит предположение об автохтонном, энсиалическом его петрохимии и изотопные датировки: K–Ar 430±20 млн развитии островной дуги на фундаменте микроконтинента.

лет, Pb 420±35 млн лет [Язева, Бочкарев, 1995;

—"— На Среднем Урале, как уже отмечалось, продолжается Дегтярев и др., 1998].

полоса вулканогенных и вулканогенно-пирокластических А. М. Косарев [Вулканизм…, 1992, с. 143], характе толщ в сочетании с известняками, отчасти рифовыми, ризуя базальты выделенных им на рассматриваемой которая была описана выше для Варненского и Еман территории андезито-базальтовых формаций Арамильско желинского районов Восточно-Уральской зоны. Однако Сухтелинской и Еманжелинско-Варненской палеовул к северу от широты г. Екатеринбурга силурийские отложе канических зон, датируемых в пределах силур – ранний ния в рассматриваемой зоне выделяются неуверенно, девон, подчеркивает, что по щелочности, суммарному часто со знаком вопроса. В ряде случаев толщи, железу и величине F они относятся к группе относительно Палеозой. Силурийский период считавшиеся силурийскими, датированы как девон временно отрицать возможность наличия в этом слабо благодаря находкам конодонтов. обнаженном районе силурийских вулканитов. Еще южнее, Напротив, в Салдинском метаморфическом комплексе в Айке-Жабасакском районе Казахстана, близ восточной в последнее время по находкам конодонтов к верхнему границы Оренбургской области, указывается наличие ордовику – силуру отнесены истокская и буксинская мощного, свыше 1500 м, разреза базальтов, порфировых свиты, представленные метаморфизованными углеро- диабазов, туфов, туфопесчаников, кремнистых и глинисто дистыми сланцами, алевролитами и аркозами, а также кремнистых сланцев, а также известняков с фауной офиолитами (истокская серия). В Стратиграфических кораллов венлока – лудлова [Стратиграфические…, 1993].

схемах [1993] эти толщи показаны как рифейские и Этот набор удивительно напоминает породную ассоциа нижнепротерозойские. На основе этих и других данных цию всего ордовикско-силурийского разреза Денисовского комплексы Салдинской глыбы трактуются как метаморфи- района.

ческое (океаническое по составу) основание палеозойской —"— (девонской?) островной дуги [Петров и др., 1999]. Итак, среди силурийских комплексов региона наме чаются: 1. Образования пассивной окраины Восточно Европейского континента, и среди них, мелководные Денисовская зона отложения шельфа и глубоководные отложения кон Сведения о силурийских отложениях в Денисовской тинентального склона и подножья. 2. Вулканиты зоне крайне скудны и во многом не очень надежны. индикаторы спрединга. 3. Перекрывающие их формации В наиболее северном по простиранию зоны, Варваринском океанического чехла (1-го слоя океанической коры.

районе К. С. Иванову [1998в] принадлежит находка 4. Фрагменты островной дуги;

5. Микроконтинент силурийских (ближе не определимых) конодонтов в крем- с авулканическим чехлом. Это деление на комплексы нях среди афировых базальтов и андезитов;

он считает, сохраняется и в начале раннего девона, предположительно что вулканиты характеризуют нижнюю часть остро- до момента заложения Магнитогорской островной дуги водужного (быть может, тыловодужного) разреза. в эмсе.

В Денисовском районе, на р. Тобол, в верхах ордовикской —"— кремнисто-флишоидной толщи залегает пачка песчани- В металлогеническом отношении наиболее важной ков, алевролитов и сланцев с граптолитами лландовери. является Тагильская зона. С силурийскими острово В этом же районе издавна известна находка силурийских дужными комплексами этой зоны, включая массивы брахиопод и кораллов в известняках среди мощной Платиноносного пояса, связано крупнейшее Качканарское толщи базальтов и их туфов с прослоями яшмоидов, месторождение ванадиеносных титаномагнетитов и по которым эта толща и датировалась. Такая трактовка среднемасштабные месторождения медных колчеданов.

принята и в Стратиграфических схемах [1993], несмотря Установлена специализация островодужных формаций на то, что в яшмоидах уже были известны наши находки и связанных с ними руд и рудопроявлений на легкоплавкие ордовикских конодонтов. Тем не менее, было бы прежде- платиноиды, золото и серебро.

Девонский период Официально принятая структурно-фациальная зо- что особенности развития Урала в начале девона были нальность для девона [Стратиграфические…, 1993] унаследованы от силура;

настоящая перестройка про практически ничем не отличается от ордовикской и изошла в течение раннего девона и структурный план силурийской. В пределах Урала выделяются Бельско- раннедевонско-франского этапа вполне определился Елецкая, Сакмаро-Лемвинская, Тагильская, Магни- лишь в эмсе.

тогорская, Восточно-Уральская и Зауральская зоны.

Следующая к востоку Тюменско-Кустанайская зона, РАННЕДЕВОНСКО-ФРАНСКИЙ ЭТАП по-видимому, должна относиться к казахстанидам.

Эта зональность, детализированная и модифицированная Главные изменения, происшедшие на Южном Урале применительно к Южному и Среднему Уралу, прини- в течение рассматриваемого этапа, касаются Магнитогор мается нами для нижнего, среднего девона и франского ской зоны, представлявшей в раннем девоне довольно яруса. Структурный план заметно изменился в фамен- широкий океанический бассейн (по палеомагнитным ское время в связи с коллизией пассивной окраины данным В. С. Буртмана и др., в печати, пространство Восточно-Европейского континента и Магнитогорской между палеоширотами, определенными для карамалы островной дуги и возникновением Зилаирского флишевого ташской свиты и среднедевонских красноцветов р. Тобол прогиба. Поэтому мы разделяем девонскую историю имело ширину по палеомеридиану 2500±400 км). Мы не Южного и Среднего Урала на два этапа: раннедевонско- разделяем сомнений авторов книги «Вулканизм Южного франский и фаменский. Надо, впрочем, вновь оговориться, Урала» [1992], считавших, что Уральский палеоокеан Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала всегда был узким, чуть ли не щелевым, и возникновение внешнего шельфа, близ границы с батиальной зоной.

островной дуги в нем, хоть и имело место по данным Рифы описаны им в верхнем течении р. Белой, в цен петрологии, все же выглядит весьма странно во всех тральной части Уфимского амфитеатра, непосредственно остальных отношениях (кстати, с той же проблемой к западу от Бардымского аллохтона, а также в верховьях сталкивается Ю. С. Каретин на Среднем Урале). Эти сомне- р. Вишеры. Употребляя термин «герцинские известняки»

ния связаны с тем, что петрохимические характеристики В. П. Шуйский отдавал дань давней традиции, признавая, ордовикских и раннесилурийских базальтов Южного однако, что термин устарел. Добавим, что он и в принципе Урала не позволяют считать их полностью соответст- неправилен: известняки в Гарце имеют иное тектоническое вующими обстановке СОХ. Последнее справедливо. положение.

Однако при том сценарии, который мы принимаем, На территории Предуральского прогиба (юг Бельской именно эти базальты ранних стадий спрединга должны впадины) и в Юрюзанском районе нижнедевонские были сохраниться от субдукции как краевые, припаян- отложения, представленные аргиллитами, алевролитами ные в составе литосферных плит к краям континента и и песчаниками, охарактеризованные спорами и акритарха микроконтинента. К началу коллизионного этапа в конце ми, вскрыты рядом скважин, имеют мощность местами палеозоя в зонах субдукции исчезли прежде всего сре- свыше 200 м и получили название хлебодаровской свиты.

динные части типично океанской литосферы, тогда как По всей вероятности, их верхний возрастной предел ее краевые части имели лучший шанс сохраниться ограничен верхами пражского яруса. Эта свита известна в мегамеланжах и аллохтонах, выжатых на края конти- в краевых складках Южного Урала, на юго-западном нентальных глыб. В связи с этим мы не видим проблемы обрамлении Башкирского антиклинория — в разрезах в допущении (а точнее, констатации факта), что в эмсское г. Индя-Тау и на р. Урюк [Чибрикова, Олли, 1983, 1993].

время в Магнитогорской океанической впадине возникла Не очень ясна картина в районе Кваркушского анти зона субдукции и островная дуга над ней. клинория, где В. Г. Варганов [1998] указывает на находки палеозойской фауны под такатинским горизонтом, делая из этого абсолютно неверный вывод о палеозойском Бельская зона возрасте серебрянской и сылвицкой серий, которые В течение раннедевонско-франского времени Бельская якобы образуют с такатинской свитой непрерывный разрез.

зона представляла собой широкую область накопления Речь может идти лишь о плохо идентифицированных преимущественно мелководных шельфовых осадков останцах палеозойских отложений, типа хлебодаровской, (рис. 15). Отмечаются как кратковременные регрессии грязнушинской или индятауской свит, сохранившихся и размывы, так и возникновение относительно глубоко- от эрозии между вендскими и эмсскими отложениями.

В эмсское время1, являвшееся переломным и для водных прогибов. На Южном Урале наиболее полными, в их нижней части, считаются восточные разрезы Бельской зоны, область осадконакопления сильно рас (широтное течение р. Белой к востоку от района ширилась, выйдя далеко за пределы современного Урала с. Иргизлы, меридиональное течение р. Белой, верховья на платформу и начавшись накоплением базальной р. Юрюзань, возможно, восточный разрез на р.

М. Ик толщи косослоистых кварцевых песчаников, гравелитов, и р. Б. Ик у с. Мурадымово), где пржидольские карбонат- с прослоями алевролитов и аргиллитов такатинской ные отложения согласно перекрываются известняками свиты, с характерными спорово-пыльцевыми ком лохкова или сменяются после необнаженного интервала плексами и акритархами (последние, по свидетельству биогермными известняками прагиена. На Среднем Урале Е. В. Чибриковой, свидетельствуют о морском генезисе такие полные карбонатные разрезы характерны для содержащих их прослоев), с остатками флоры и рыб, восточной части Уфимского амфитеатра и для Улс- мощностью от нескольких до 150 м. Распространяясь на Велсовской синклинали. В этой полосе предполагается запад, свита последовательно, без углового несогласия, развитие нижнедевонских (лохковско-пражских, по совре- перекрывает (уже в пределах современного Урала) менной стратиграфической шкале) барьерных рифов, силурийские, и затем вендские отложения, свидетельствуя сменяющихся к западу полосой предрифовых фаций о самом крупном перерыве в истории палеозойского слоистых известняков с линзами песчаников [Краузе, осадконакопления восточных районов Восточно Маслов, 1961]. Указанные авторы предполагают, что Европейской платформы. Выше по разрезу кварцевые мощность рифовых разрезов достигала 1200–1500 м.

Стратиграфические схемы [1993] дают значительно Нижний девон, по принятой здесь трактовке, включает эмс, более консервативную оценку (до 500 м). Нижнедевонские который по местной, уральской шкале в основном относится к юртищенскому надгоризонту среднего девона. Чтобы избежать барьерные рифы, известные под названием герцинских, путаницы мы, в отличие от большинства цитируемых здесь публикаций, подробно изучались В. П. Шуйским [1970, 1973], который привязанных к несколько устаревшей стратиграфической схеме, дал им детальную литолого-стратиграфическую характе- будем использовать только подразделения международной стратиграфи ристику и привел палеонтологическое описание развитых ческой шкалы и при крайней необходимости указывать конодонтовые зоны. К сожалению, многие уральские авторы до сих пор используют в них рифостроящих водорослей. Им показано, что ярусы международной стратиграфической шкалы в устаревшем, уральские барьерные рифы располагались на перегибе «уральском» объеме, что недопустимо.

Палеозой. Девонский период песчаники, алевролиты и аргиллиты, имеющие источником сноса плат форменные поднятия, появляются еще несколько раз, периодически сменяя известняки и маркируя границы трансгрессивных циклов разного порядка (подошва койвенской свиты эмса, чусовская свита в основании живета, пашийская свита верхов живета, орловская — верхнего франа).

С такатинской, чусовской и паший ской свитами связана значительная часть запасов нефти в Приуралье.

При детальном изучении в пашийско кыновских отложениях выявляются протяженные песчаные тела типа рукавов, отвечающие речным врезам, песчаным барам и другим прибрежным палеогеоморфологическим элементам.

Всего же в девоне Приуралья насчи тывается более десятка нефтепродук тивных песчаных слоев, а к перерыву в основании орловской свиты, про явившемуся в Уфимском амфитеатре, приурочено образование бокситов Южноуральского бокситоносного района и проявлений бокситоносности в Бардымском районе Среднего Урала.

В периоды трансгрессий преобладало накопление слоистых и биогермных известняков, с фауной брахиопод, строматопорат, кораллов, остракод, а также образование специфических депрессионных доманиковых фаций, представленных относительно мало мощными пачками аргиллитов, крем ней, мергелей, известняков;

в страти графии их преимущественную роль играют гониатиты, конодонты, бра хиоподы, тентакулиты. Доманиковая фация появляется в разрезе дважды.

В афонинской свите бассейна среднего течения р. Белой она известна под названием инфрадоманика.

Во франском ярусе (переходя затем Рис. 15. Схема структурно-фациальной зональности юга в фамен и нижний карбон) она развита Урала для эмсско-франского этапа в более широкой полосе северо 1 – область отсутствия отложений (островная суша);

2 – Бельская зона (2а – западного простирания, от широтного Актаныш-Чишминский прогиб Камско-Кинельской системы);

3 – Сакмаро-Кракинская течения р. Белой до хр. Кара-Тау и зона (3а – Польинская подзона, 3б – Бардымский аллохтон, 3в – Кракинский аллохтон, маркирует внутреннюю, депрессионную 3г – Уралтауская антиформа, 3д – Сакмарский аллохтон);

4 – Магнитогорская зона зону Актаныш-Чишминского прогиба (подзоны: 4а – Вознесенско-Присакмарская, 4б – Актау-Таналыкская, 4в – Западно Камско-Кинельской системы [Сюндю- Магнитогорская, 4г – Восточно-Магнитогорская, 4д – Западно-Мугоджарская.;

s – Сухте ков, 1975;

Лозин, 1994]. Прогиб про- линский аллохтон);

5 – Тагильская зона (подзоны: 5а – Петропавловская, 5б – Туринская);

слеживается из платформы в склад- 6 – Восточно-Уральская зона (подзоны: 6а – Мугоджарско-Челябинская, 6б – Петро чатую зону современного западного каменско-Салдинская, 6в – Алапаевско-Режевская. 6г – Балкымбайский грабен);

склона Урала, подчеркивая прежнюю 7 – Денисовская зона. См. также рис. 12.

Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала общность этих ныне резко различающихся по структуре зон. Нижнесергинская пластина. В ее пределах нижний Такие же прогибы — Уткинско-Серебрянский и Кизелов- и средний девон представлен двумя фациальными типами, ский — следятся на западный склон Урала со стороны сближенными по надвигам. Разрезы первого типа сложены Пермского Приуралья). Области развития доманиковых кварцевыми песчаниками, алевролитами и аргиллитами, фаций обрамляются мелководными фациями открытого со слоями кремней в верхней части и потоками субще шельфа с биогермами и рифовыми постройками. лочных базальтов и туфогенными прослоями — в нижней.

Другой особенностью осадконакопления в рассмат- Мощность до 600 м. Разрезы второго — конденсированной риваемой зоне является наличие двух крупных сводовых пачкой неровнослоистых, комковатых известняков, в том конседиментационных поднятий — к северо-востоку числе тентакулитовых, глинистых сланцев и кремней, от хр. Кара-Тау и в районе г. Оренбурга. В обоих случаях с кондонтами прагиена, эмса и раннего эйфеля, мощно поднятия были перекрыты осадками только в фаменское стью в первые десятки метров (верхи среднинской время, причем в осевой части первого поднятия фамен свиты, о которой уже говорилось при описании силура).

залегает на грязнушинской свите силура – нижнего девона, Разрез девона венчается фациально слабо дифференци а во втором — на ордовикских отложениях. рованной пачкой кремней и кремнеобломочных кон Общая мощность нижнедевонско-франских отложений гломератов, до 150 м мощностью, с конодонтами франа колеблется в среднем около 200–250 м на платформе [Пучков, Иванов, 1982а]. Разрезы и того, и другого типа и до 400–600 м на Южном и Среднем Урале. (но без столь заметной роли эффузивов) характерны для В последнее время появилось сообщение о сущест- Лемвинской зоны Урала. Как и там, питающей провинцией вовании в Бельской зоне, на западном склоне Среднего для кварцевых песчаников являлись поднятия Восточно Урала, мендымского внутриформационного несогласия, Европейской платформы, причем конденсированные которое трактуется как первый импульс коллизионных разрезы скорее всего формировались на глубоководных деформаций [Иванов и др., 1999]. Приведенный этими поднятиях, недоступных для суспензионных потоков, авторами фактический материал, сам по себе очень инте- выносивших пески.

ресный, все же кажется неверно интерпретированным. Особое место в Бардымском аллохтоне занимает Трудно наверняка судить о структуре заочно, но рискну Нязепетровская пластина, имеющая скорее всего более предположить, что на приведенном в цитированной высокое положение по сравнению с Нижнесергинской, работе рисунке изображен фрагмент треугольной вдвиго- контактирующая с ней по небольшой зоне серпентинито вой структуры, подобной описанным во многих работах, вых тектонитов и сложенная в основном нязепетровским в том числе и на Западном склоне Урала [Клещев и комплексом слоистых туфов андезитобазальтового и анде др., 1995;

Jones, 1991;

Соборнов, Бушуев, 1992 и др.]. зитового состава, туфопесчаников, туфоконгломератов, Углисто-карбонатные сланцы играли в этой структуре мощностью до 800 м. В обломке известняка из последних роль смазки в зоне срыва. найден пражский конодонт [Пучков, Иванов, 1982а], что подтверждает самостоятельность нязепетровского комплекса. Предполагается, что более высокое положение Сакмаро-Кракинская зона в разрезе занимает нязинский субщелочной комплекс Как это сделано для ордовика и силура, девонские трахиандезитов, трахиандезитобазальтов и их туфов, отложения, развитые в этой зоне, описываются раздельно мощностью ориентировочно 300 м. С Нязепетровской для Польинской подзоны, Бардымского, Кракинского, пластиной связан Суроямский массив, представленный Сакмарского аллохтонов Зилаирской синформы и для габброидной и дунит-клинопироксенитовой породными антиформы Урал-Тау. ассоциациями. Как щелочные эффузивы, так и ультра Польинская подзона развита на Приполярном и базиты Суроямского массива прорываются нефелиновыми Северном Урале, протягивается до границы со Средним, сиенитами, предположительно среднедевонского возраста а возможно проходит и на Средний Урал. Примерно на [Жилин, Селиверстов, 1973;

Селиверстов и др., 1973, границе Среднего и Северного Урала (рр. Ивдель, Тальтия) О. К. Иванов, 1997]. В предпоследней из цитированных непосредственно к западу от меланжа и зоны смятия работ ультрабазиты Суроямского массива неправомерно ГУР обнаружены черные углеродистые сланцы с лин- идентифицируются с серпентинитами подошвенного зами известняков. Установлено, что это олистострома: меланжа Нязепетровской пластины. В то же время, в известняках содержится ордовикская фауна, тогда как данные о залегании этих тектонизированных серпентини вмещающие их черные сланцы датированы конодонтами тов на породах ураимской свиты, охарактеризованных как мендымский горизонт франского яруса [Петров, ранне- и среднекаменноугольной фауной, дает представ Пучков, 1994]. Есть хороший повод сопоставить эту ление о нижнем пределе времени шарьирования.

датировку с упомянутым двумя абзацами выше мендым- Надо отметить, что пространственная связь Суроям ским «несогласием» на платформе, однако, повторяю, ского массива с Нязепетровской тектонической пластиной с этим надо еще разобраться. представляется не вполне понятной. С одной стороны, В Бардымском аллохтоне девонские отложения по ряду параметров массив напоминает платиноносные;

слагают две тектонические пластины. однако он содержит щелочные породы (щелочные Палеозой. Девонский период пироксениты и производные габбро-сиенитовой форма- и островодужной ассоциациям. Наличие здесь же, наряду ции) и в этом отношении приближается к платформенным с кремнями, верхнесилурийских и среднедевонских плутонам [Жилин, Нечеухин, 1999]. Аллохтонный харак- мелководных известняков может служить указанием тер массива, судя по геологическим картам, достаточно на достаточно расчлененный рельеф в этой фациальной вероятен, но его связь с Тагильской зоной весьма про- зоне,— что, вероятно, связано с присутствием в меланже блематична. фрагментов подводных гор и / или островной дуги.

К югу от Бардымского аллохтона, в районе р. Ургалы, Широкое развитие девонских отложений в антиформе в небольшом клиппе горы Маяк-Тау, нами установлено хр. Урал-Тау доказывается наиболее четко по сравнению по конодонтам присутствие среднедевонских батиальных с силурийскими и тем более ордовикскими. Девонские отложений, представленных кварцитами и плитчатыми отложения долгое время выделялись только в составе кремнями [Пучков, Иванов, 1982б]. силурийско-нижнедевонской бетринской свиты со стра В Кракинском аллохтоне девонские отложения, тотипом на р. Бетеря, на западном крыле Уралтауской как и силурийские, представлены двумя резко различными антиформы [Геология СССР, 1964;

Клочихин, 1960].

фациальными типами, один из которых установлен Считалось, что зилаирская свита залегает на бетринской в подкракинской тектонической пластине, а другой — с размывом и значительным стратиграфическим пере в перекрывающем ее офиолитовом меланже. рывом. На всех официальных картах, опубликованных Данные о девоне в подкракинской пластине, связанные даже в 80-х годах, под зилаирской свитой верхнего девона с находками конодонтов, были впервые опубликованы был показан непрерывный, протягивающийся вдоль всего совсем недавно [Пучков, 1995]. В настоящее время восточного крыла Зилаирской синформы горизонт количество публикаций по этому поводу заметно выросло, силурийских кремнистых сланцев. В дальнейшем, бла хотя, наверное, все же превышает количество точек годаря находкам конодонтов, из состава бетринской с девонскими конодонтами хорошей сохранности [Пучков свиты во фран была переведена пачка разноцветных и др., 1998а;

Якупов и др., 1998;

Иванов, 1998б;

Маслов плитчатых кремней и глинистых сланцев, выделенная и др., 1999а, б]. Промежуточный итог этим данным был в качестве ибрагимовского горизонта [Пучков, 1979б].

подведен в последней из цитированных работ, где сделан В целом характер разреза девона установлен доста вывод, что девонские отложения представлены здесь точно хорошо, несмотря на пробелы в фаунистической главным образом кремнистыми сланцами, мощностью охарактеризованности. По литологии разрез делится не более 100–120 м;

среди них описаны эмсские и эй- на две неодинаковые и, возможно, неравные по мощности фельские, живетские и франские толщи;

разрез очень толщи: нижнюю, преимущественно терригенную и верх похож на конденсированный разрез у дер. Рысаево нюю, кремнистую, с пачкой переходного состава между в Медногорском районе, и общий характер фациальной ними. Нижний девон (эмс) охарактеризован лишь в двух зональности свидетельствует о том, что Сакмарская разрезах. На р. Бетере он представлен переслаиванием и Кракинская зоны представляли собой единый бассейн кварцевых песчаников, алевролитов, глинистых и кремни осадконакопления, не подвергшийся значительным стых сланцев, с прослоем межформационных гравелитов тектоническим смещениям в результате образования и конгломератов, с крупными телами известняков, шарьяжей. Здесь, однако, есть с чем не согласиться. возможно представляющих собой олистоплаки и содер Во-первых, присутствие в разрезе живетских отложений жащих мелководную фауну и конодонты эмса [Пучков, пока не подтверждено опубликованными фаунистиче- 1979б;

Стратиграфические…, 1993]. Мощность 150 м.

скими данными, хотя, вероятно, такие находки могут В районе бывшего с. Ибрагимово мною описан фрагмент быть сделаны в будущем. Во-вторых, что более важно, разреза, мощностью около 100 м, сложенный переслаи умалчивается факт наличия девонских отложений, наблю- ванием кварцевых песчаников, алевролитов и сланцев даемых в виде блоков известняков в серпентинитовом с конодонтами прагиена – эмса. Средний девон представ меланже (см. ниже). Последнее свидетельствует о совме- лен переслаиванием кварцитов, алевролитов, различно щении в межкракинском пространстве двух типов разреза, окрашенных плитчатых кремней и глинистых сланцев.

что невозможно понять без представлений о покровном Мощность установить трудно;

по-видимому, она не менее строении Кракинского района. 100 м. Позднеэйфельские конодонты установлены в не Дополнительные данные о присутствии блоков девон- большом карьере близ дороги Кананикольск – Сибай, ских известняков в кракинском меланже были недавно в 4 км от с. Кананикольск;

живетские (по современной опубликованы Т. Т. Казанцевой [1999], поднявшей архив- схеме) — в придорожном карьере на тракте Зилаир – ные материалы по геологической съемке. Она приводит Кананикольск [Пучков, 1979б;

Пучков и др., 1998а;

сведения о сборах среднедевонских кораллов и брахиопод Стратиграфические..., 1993]. Франские отложения, выде в глыбах известняков из серпентинитового меланжа ленные автором под названием ибрагимовского горизонта, (районы с. Магадеево, р. Сангельды и у фермы Роща). представлены пачкой плитчатых кремней, кремнистых Автором уже сообщались сведения ([Пучков, 1995] и и глинистых сланцев, мощностью не более 200 м, доста в данной публикации) о том, что в кракинском меланже точно хорошо охарактеризованных многими находками содержатся только породы, принадлежащие океанической франских конодонтов в карьерах на отрезке дороги Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала Ибрагимово – Кананикольск. Севернее тот же горизонт известняков с макрофауной (кораллы, брахиоподы, практически непрерывно прослеживается на большое строматопораты и др.) в основном пражско-эмсского расстояние, почти до г. Белорецка, но конодонтов в нем возраста. В матриксе фауна представлена только пелагиче найти не удалось вследствие повышения динамомета- скими конодонтами и радиоляриями и одновозрастна морфизма. Переход к перекрывающей зилаирской свите или несколько моложе фауны известняков. Эта олисто наблюдается в разрезе у с. Ибрагимово, где на границе строма долго оставалась нераспознанной: известняки кремней и граувакк обнажена пачка, мощностью около 5 м, считались либо значительно моложе кремней, либо переслаивания полимиктовых песчаников, алевролитов синхронными им. Обратив внимание на олистостромовую и кремней с позднефранскими конодонтами [Пучков, природу этой толщи, мы высказали предположение, 1979б;

Пазухин и др., 1996]. что мелководные известняки, содержащиеся в матриксе Описанный разрез представлен, по всей вероятности, глубоководных кремней батиальной зоны, сползли с края очень глубоководными отложениями, на что указывает шельфа Бельской зоны [Иванов, Пучков, 1984б, 1986].

пелагическая фауна и полное отсутствие сингенетичных Однако после наших публикаций была сделана попытка карбонатных прослоев. Присутствие в стратотипическом описать вышеописанную олигомиктовую олистострому разрезе бетринской свиты конгломератов, члеников заодно с полимиктовой шандинской олистостромой при криноидей в алевролитах и блоков мелководных из- мерно того же возраста, не различая их [Кориневский, вестняков возможно связано с мутьевыми, грязевыми 1988], хотя это совершенно разные формации и по составу, потоками и подводным оползанием (недоразвитая олиго- и по тектоническому положению, и по ассоциирующим миктовая олистострома на том же возрастном уровне, с ними вулканогенным образованиям (см. ниже).

как и в Сакмарской зоне,— см. ниже). Возможно, мы име- В. Г. Кориневский настаивает на своей правоте, сравнивая ем здесь дело с отложениями континентального подножья, фауну в шандинских известняках и в известняках Бельской с переходом вверх по разрезу от мощных силурийских зоны, и обращая внимание на то, что по фауне они сильно отложений к конденсированным франским. различаются. Но во-первых, он рассматривает оба типа В Сакмарском аллохтоне выделяются два типа разреза: олистостром скопом, а во вторых, фауна внешнего существенно кремнистый (батиальный) и вулканогенный края Бельской зоны (то есть края шельфа) неизвестна, (океанический и островодужный). поскольку и сам этот край утерян вследствие складчато Существенно кремнистый тип разреза широко надвиговых деформаций и эрозии.

развит в Сакмарском аллохтоне, и относящиеся к нему К обломочным фациям кызылфлотской по характеру отложения довольно хорошо узнаются, хотя в разных литологии и возрасту близка айтпайская свита, которая местах принадлежащие ему свиты выделяются под раз- в стратотипе на р. Айтпайка представлена кремнями ными названиями. В южной части аллохтона (к югу от и кремнистыми брекчиями с обломками и блоками широтного течения р. Урал) в нижнем девоне различаются известняков, залегает на силуре и перекрывается верхне две основные фации. девонскими кремнями егиндинской свиты.

Первая фация, не выделенная в качестве свиты, С кызылфлотской и айтпайской свитами тесно но по облику очень похожая на харотскую свиту Лем- связана толща, которую слагают щелочные базальтоиды, винской зоны Полярного Урала или верхи среднинской андезиты, кератофиры и липариты, их туфы и брекчии, свиты Бардымского аллохтона, представлена глинистыми вулканомиктовые конгломераты, кремнекластовые и кремнистыми сланцами с прослоями глинистых неров- песчаники и гравелиты, а также прослои кремней;

послед нослоистых и «петельчатых» известняков;

последние ние содержат конодонты низов эмса [Иванов, 1991].

содержат тентакулиты и конодонты пражского яруса В ней же описаны эйфельские (эмсские, по современной нижнего девона. В перекрывающих кремнях содержатся шкале) споро-пыльцевые комплексы [Чибрикова, Олли, конодонты верхов эйфеля [Иванов, Пучков, 1984б;

Пучков, 1999]. Толща известна под названием чанчарской свиты, Иванов, 1985б]. выделенной, как и айтпайская, Н. И. Леоненок, Р. А. Сеге Вторая фация представлена кремнями и глинистыми диным и Х. С. Розман и описанной позже под назва сланцами, выделенными К. С. Ивановым в кызылфлотскую нием туфо-эффузивной формации [Формации…, 1978].

свиту, которая надстраивает сакмарскую свиту батиального По петрохимии вулканиты относятся к высокоглиноземи типа разреза и имеет раннедевонско-эйфельский возраст. стой (калиевой) и щелочной оливин-базальтовой сериям.

От сакмарской свиты ее отличает прежде всего практи- Для них характерна типичная для вулканитов батиальной чески полное отсутствие углисто-кремнистых сланцев. зоны Урала [Иванов, Пучков, 1984а] противоречивость При изучении свиты выяснилось, что необязательной, геохимии: по ряду редких элементов чанчариты близки но довольно часто встречающейся ее особенностью к базальтоидам океана, по другим — к базальтоидам ост является наличие в ней переходов к олигомиктовой ровных дуг, по третьим — отличаются от тех и других.

олистостроме. Характерно присутствие комковатых крем- Вдобавок, по распределению редких щелочей и редко ней, складок подводного оползания, наличие кремне- земельных элементов они чрезвычайно неоднородны.

кластовых брекчий, гравелитов и песчаников;

часто «Эта неоднородность заключается в том, что первичная наблюдаются блоки мелководных, нередко биогермных магма мантийного происхождения в процессе эволюции Палеозой. Девонский период была в значительной мере селективно контаминирована В низах кремнистой толщи, выделенной Л. Д. Чего коровым материалом» [Формации…, 1978]. То же говорят даевым как акчуринская свита, и являющейся аналогом авторы книги [Вулканизм…, 1992] о мостостроевском кызылфлотской (комковатые кремни, кремнистые комплексе Сакмаро-Вознесенской зоны, являющемся конглобрекчии, линзы рифогенных известняков) найде полным аналогом чанчарского. В момент образования ны лохковские граптолиты Monograptus hercynicus.

чанчарской свиты никакой другой сколь-либо зрелой Это наиболее древний уровень нижнего девона, досто коры, кроме окраинно-континентальной, в рассматривае- верно охарактеризованный фауной в Сакмарской зоне мой зоне еще не сформировалось — во всяком случае, и смежных районах Магнитогорского синклинория, фактический материал не противоречит такому предполо- что позволило В. Г. Кориневскому [1988] говорить жению. Есть и альтернативное мнение. К. С. Иванов [1991] о «кратковременном (раннелохковский век), но сущест указывает на сходство чанчарского комплекса с туринским, венном и повсеместном перерыве в осадконакоплении».

обосновывая тем самым «общее сходство Тагильской и Перерыв связан этим автором с «сильным тектоническим Сакмарской зон» и утверждая тем самым, что Сакмарская скучиванием пород, слагавших Сакмарский палеобас зона — суть продолжение Тагильской. Надо сказать, что сейн», с «обдукционным характером надвигания пород общего сходства как раз недостаточно для такого вывода. Сакмарской зоны на край Восточно-Европейской плиты Ордовикско-силурийские океанические и батиальные с падением плоскости сместителя в сторону океаниче комплексы Сакмарского аллохтона неотторжимы от ского бассейна». На наш взгляд, этот весьма далекий Магнитогорской зоны. Они являются материальным и подробный тектонический вывод может быть следствием выражением ее ордовикско-силурийской, преимущест- тривиальной неполноты геологической летописи. Такое венно океанической предистории, поскольку девонская мощное поднятие должно было сопровождаться размывом, история Магнитогорской зоны, начиная с эмса — это образованием сингенетичной молассы уже в раннелох история островной дуги над зоной субдукции. А зона ковское время, а позднелохковские и / или более молодые субдукции — это, образно говоря, «хищник», питаю- отложения должны были бы играть роль неоавтохтона.

щийся океанической корой. Чтобы возникла дуга, нужно Ни того, ни другого пока не наблюдается. Однако, может океаническое пространство. Сходства нет и в острово- быть, изучение олистостромы и перекрывающих ее дужных комплексах, о чем мы уже говорили в разделе кремней в районе пос. Рысаево (см. раздел «Кембрий») «Силурийский период». На сегодня нет, в частности, данных позволит вернуться к обсуждению идеи о неком текто о существовании в Сакмарском аллохтоне мощной силу- ническом событии в лохковское или предлохковское рийской формации зрелой островной дуги, которую можно время.

сопоставить с именновской свитой Тагильской зоны. Девонские разрезы описанного типа (так же как Кызылфлотская свита связана постепенными перехо- ордовикские и силурийские) принадлежат батиальному дами с айтпайской толщей, представленной кремнистыми комплексу пассивной окраины Восточно-Европейского брекчиями, с прослоями кремней и олистолитами континента, и несмотря на особую специфику, хорошо живетских известняков (по сути дела, это продолжение сопоставляются с аналогичными комплексами, просле вверх по разрезу той же олистостромы). женными в более северных районах западного склона Более высокое положение в разрезе занимает егин- Урала и на Пай-Хое (рис. 4) [Пучков, 1979а]. Присутствие динская свита, представленная плитчатыми кремнями, здесь олигомиктовой олистостромы (как и аналогичной глинистыми сланцами;

для нижней части (нижней под- кембрийской), вопреки расхожему мнению [Кориневский, свиты) характерны темные углисто-глинистые сланцы и 1988;

Язева, Бочкарев, 1997 и многие другие], не является фтаниты (внешне похожа на сакмарскую свиту, но обычно доказательством шарьяжно-надвиговых дислокаций, хорошо охарактеризована конодонтами);

кремни верхней а обусловлено крутым перегибом на границе шельфа окрашены в более светлые тона. Мощность до 250 м. и глубоководного бассейна и, возможно, проявлением В верхах франа, через переслаивание, происходит ее землетрясений с неглубокими очагами,— то есть уме переход в зилаирскую и фациально замещающую ренной активизацией в условиях растяжения. Примером последнюю — киинскую свиты фамена [Пучков, Иванов, подобной олистостромы на кембрийской пассивной 1982в, 1987б]. окраине Североамериканского континента в области Вышеописанный разрез нижнедевонско-франских от- Аппалачей (о. Ньюфаундленд) является довольно хорошо ложений до многих деталей повторяется в разделах работ, известная формация Кау Хэд [Пучков, 1979а]. Ни о какой посвященных стратиграфии девона более северного, обдукции подобные формации не свидетельствуют.

Кувандыкско-Медногорского района Сакмарской зоны Единственный альтернативный вариант, который как-то [Артюшкова, 1991;

Стратиграфия…, 1993;

Стратиграфиче- еще может обсуждаться — это расположение мономик ские..., 1993 и др.]. Отличия заключаются, в основном, товой олистостромы на внешнем, амагматичном склоне в других названиях (акчуринская, рысаевская, сарбайская) островной дуги, хотя и в этом случае в нее, вероятно, и других границах выделенных свит, а также в неправо- должны были попадать не только обломки известняков мерном совмещении в одной сводной колонке двух типов и кремней, но и более разнообразные породы острово разреза — вулканогенного и существенно кремнистого. дужной природы.

Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала Вулканогенный тип разреза. Благодаря нашим наход- Изложенные выше данные о находках фауны и их распо кам девонских конодонтов, из разрезов, представленных ложении в наблюдаемых разрезах позволяют в допол преимущественно потоками базальтов с прослоями нение к этому допустить очень сложную и вдобавок кремней, относимых к сугралинской свите силура, были инверсированную последовательность возрастов пород изъяты девонские вулканиты и кремни. Их разрезы в тектонических пластинах, образующих Блявинскую известны в настоящее время на р. Суграла и в долине синформу. Отметим: К. С. Иванов [1996] считает, что р. Урал: на правых притоках р. Чебаклы, близ устья девонские датировки вулканитов в этом районе связаны р. Казачья Вязовка и к востоку от Хабарнинского массива. с наличием чужеродных тектонических клиньев крем Мощность толщ неясна;

интервалы, в которых коно- ней кызылфлотской свиты в ордовикских вулканитах.

донты датируют эти толщи, включают: пржидол – лохков, Нельзя не отметить, однако, и такой момент: авторы прагиен – ранний эмс, ранний эйфель [Иванов, Пучков, книги «Вулканизм Южного Урала» [1992] четко разли 1984б]. Петрохимия этих вулканитов со специальной чают все три свиты, развитые в Блявинской структуре целью их формационного анализа не изучалась. (баулускую ордовика, блявинскую силура и утягулов В Медногорско-Кувандыкском районе наиболее скую девона) по петрохимическим признакам, относя проблематичным является выделение утягуловской свиты, последнюю к трахиандезитам и трахидацитам острово залегающей на нижнедевонских кремнях, датированной дужных обстановок. Так что вопрос остается открытым.

поздним эмсом и представленной [Артюшкова и др., 1991, Исследователи Медногорско-Кувандыкского района Стратиграфия…, 1993] чередованием лав и лавобрекчий выделяют в его пределах также ишмуратовскую свиту базальт-андезибазальтового состава с прослоями вулкани- и аналоги улутауской. Первая представляет собой пре ческих и туфовых брекчий кислого и умеренно-кислого имущественно подушечные лавы долеритов и базальтов состава. Согласно указанным авторам, свита развита с редкими прослоями яшм и кремней, общей мощностью в Утягуловской и Блявинской синклинальных («кольцевых») 300–400 м, и датирована конодонтами как эйфель — на структурах. Эмсские конодонты найдены в основании уровне карамалыташской свиты Магнитогорской зоны разреза вулканогенной толщи в северо-западной части [Стратиграфия…, 1993;

Стратиграфические…, 1993].

Блявинской структуры, причем в верхах того же разреза Авторы книги [Вулканизм…, 1992] отмечают присутствие цитированные авторы с удивлением отмечают протя- в этой свите потоков риодацитов и описывают состав женный (500-метровый) пласт аргиллитов, мощностью ляющие ее вулканиты в качестве риодацит-базальтового до 2 м, с ордовикскими конодонтами (находки, кстати, комплекса, близкого, по неполным петрохимическим были нами повторены). «Странности» этим не ограничи- данным, к траппоидам — так что полного сопоставления ваются. В южной части Блявинского карьера, вскрывшего с карамалыташской формацией не получается. Развита одноименное медноколчеданное месторождение, Ю. С. Бо- свита локально, и к вулканогенному типу разреза отнесена родаевым и др. [1963] в прослоях кремнистых сланцев нами условно.

были обнаружены граптолиты среднего лландовери, Аналоги улутауской свиты (живет?) были выделены вследствие чего базальты и кислые вулканиты, вме- в Медногорско-Кувандыкском районе чисто по литологи щающие рудную залежь, были отнесены к силуру. ческим сопоставлениям, не подкрепленным находками фау Позднее мною и К. С. Ивановым, а также группой ны. В. Т. Тищенко отнес к ним условно алевропелитовые В. А. Маслова в северном борту карьера, выше руды кремнистые туффиты, мощностью 300 м [Стратиграфия…, и выше слоев с граптолитами в прослое красных кремни- 1993]. Раньше эта толща относилась к губерлинской стых аргиллитов были найдены ордовикские конодонты. свите. И. Б. Серавкин и др. называют эту толщу флишо Сторонники отнесения всего (?!) разреза к утягуловской идно-вулканогенной;

на приводимой ими структурно свите девона [Стратиграфия…, 1993] пытаются объяснить формационной схеме [Вулканизм…, 1992, рис. 3] толща описанные взаимоотношения, наблюдаемые и здесь, также относится к аналогам улутауской свиты;

показано, и в других разрезах, сразу несколькими различными, что она устойчиво прослеживается по периметру Утя но на наш взгляд, одинаково неестественными способами. гуловской и Блявинской синформ. В горизонте красных Они пишут: «Во-первых, возможен вынос ксенолитов яшм и глинисто-кремнистых сланцев, протягивающихся баулуской и сакмарской свит при эксплозивных изверже- под этой толщей, нами найдены конодонты эмса ниях...девонских вулканов или, во-вторых, отторженцы [Иванов, Пучков, 1986]. Ранее конодонты эмса – эйфеля древних пород сползали с бортов трогов». Цитированные были найдены и в стратотипе губерлинской свиты авторы ни на минуту не допускают возможность текто- [Пучков, Иванов, 1985а].

нических соотношений между породами различного В более южных районах Сакмарского покрова возраста, хотя казалось бы, в условиях сложнейшей близкий аналог губерлинской — косистекская свита структуры Сакмарского покрова это и есть самое есте- получила палеонтологическую характеристику как по ственное объяснение. Оценивая характер Блявинской и крайней мере частично относящаяся к девону после Утягуловской структур, я присоединяюсь к мнению наших находок конодонтов, одна из которых датирует С. В. Руженцева [1976], считавшего их синформами,— косистекскую свиту в стратотипе как эмс, а другая — в синклинально изогнутыми тектоническими пластинами. доверительном интервале пржидол – поздний эмс [Иванов, Палеозой. Девонский период Пучков, 1984б]. Все эти датировки несколько понижают Подводя итог рассмотрению нижне-среднедевонских уровень губерлинско-косистекских толщ по сравнению разрезов вулканогенного типа, развитых в Сакмарском с нижним пределом улутауской толщи в стратотипе аллохтоне, можно констатировать, что принадлежащие и делают их примерно возрастными аналогами баймак- им породы образуют комплекс тектонических пластин, бурибайской свиты и мансуровской толщи (см. ниже, ассоциирующих с серпентинитовыми меланжами и оли в разделе «Магнитогорская зона»). Для губерлинско- стостромами и перекрывающих глубоководные комплексы косистекского комплекса (его девонской части) характерно континентальной окраины. Структурные соотношения преобладание туфов, туффитов липаритового, дацитового их с батиальными комплексами дают основание пред и андезитового состава, присутствие тефроидов, туфо- полагать, что вулканогенные толщи первоначально силицитов и кремней, иногда эдафогенных конглобрекчий образовались в океанической обстановке, а возрастные [Формации…, 1978]. датировки и особенности состава говорят о связи их Шандинская полимиктовая олистострома отвечает возникновения с островной дугой, существовавшей скорее шандинской свите, развитой в южных районах Сакмар- всего в раннем девоне (в пражско-эмсское время).

ского покрова (Медесском и Косистекском), причем отмечается, что она зачастую развита в виде изолиро- Магнитогорская зона ванных пятен, порою в ассоциации с серпентинитами.

Иногда в ее разрез неправомерно включают и олистост- Структура Магнитогорской зоны в течение рас рому кызылфлотской свиты [Кориневский, 1988], о чем сматриваемого этапа, по сравнению с силуром, стала уже говорилось. Однако в книге [Формации…, 1978] значительно более дифференцированной (к тому же для именно полимиктовая разновидность получила очень суждения о ней гораздо больше данных). Здесь можно подробное и вполне адекватное описание. Толща пред- выделить следующие подзоны: Присакмарско-Вознесен ставлена песчаниками, состав которых меняется от теф- скую, Актау-Таналыкскую, Западно-Магнитогорскую, рогенных и полимиктовых, иногда с серпентинитовой Восточно-Магнитогорскую и Западно-Мугоджарскую.

примесью, до мезомиктовых и кремневых;

туфами, В южной части Присакмаро-Вознесенской подзоны слоистыми силицитами и фтанитами, с потоками ба- девонские отложения, как и силурийские, развиты зальтов, андезитов, с экструзиями и субвулканическими в блоках мегамеланжа;

данные о взаимоотношениях телами кислого состава;

эти породы перемежаются свит, их полных мощностях вряд ли вполне достоверны.

с конгломератами и крупноглыбовыми микститами. Здесь В. Т. Тищенко [Стратиграфия…, 1993] в верхах Последние могут содержать разноразмерные, иногда до сакмарской свиты найдены граптолиты Monograptus десятков метров в поперечнике, глыбы вышепере- hercynicus. Сведения о более молодых отложениях численных пород, а также мелководных известняков. варьируют в зависимости от источника. В Стратигра Наиболее молодые олистолиты содержат фауну, дати- фических схемах [1993] на уровне верхов лохкова – рующую их в интервале пражского – эмсского ярусов середины эмса отмечается развитие кремнистых конг [Кориневский, 1988], что, по-видимому, близко к ее лобрекчий, мономиктовых песчаников, кремнистых, истинному возрасту и подтверждается спорами растений, кремнисто-глинистых сланцев, отнесенных к мазовской найденных в матриксе олистостромы [Чибрикова, Олли, свите в стратотипе, что соответствует акчуринской или 1987, 1999].


Эти данные выводят верхи свиты, возможно, кызылфлотской свитам. В другой работе мазовская свита на один уровень с баймак-бурибайской свитой и мансу- характеризуется как толща полимиктовых, мономик ровской толщей, или чуть ниже. Анализ петро- и геохимии товых и вулканомиктовых конглобрекчий, гравелитов вулканитов формации приводит к выводу, что они являют- и песчаников, углисто-глинисто-кремнистых сланцев ся аналогами пород островных дуг [Формации…, 1978]. и кремней, туфов, туфопесчаников, туфоконгломератов, Шандинской олистостроме придается особое значение с линзами и обломками рифогенных известняков.

при геодинамических построениях. Вот что сказано И в известняках, и в прослоях кремней найдена фауна по этому поводу: «В настоящее время почти общепри- средней части эмса [Стратиграфия…, 1993]. По возрастной нятыми остаются представления о тесной генетической характеристике и литологическому набору пород в данном связи олистостром с периодами тектонического сжатия. случае эта свита похожа скорее на матрикс шандинской Существуют работы, в которых обоснован тот факт, олистостромы (см. выше).

что олистостромы образуются за счет размыва фронта В качестве самостоятельного стратиграфического тектонических покровов» [Формации…, 1978]. Автор подразделения выделяется мостостроевский щелочной охотно присоединяется к этому мнению, делая однако вулканогенный комплекс, представленный лавами, ла исключение для олигомиктовых олистостром континен- вобрекчиями, туфобрекчиями щелочных базальтов, тального склона и подножья (см. выше). трахиандезитов, с прослоями кремнистых конглобрекчий, Немаловажно отметить, что живетско-франские углисто-кремнистых алевролитов, кремнистых сланцев.

вулканиты в Сакмарском аллохтоне не доказаны, как не В верхней части свиты отмечаются конодонты низов эмса.

доказано (хотя и вероятно) перекрытие нижнедевонско- По возрасту и составу эта свита близка чанчарской, что эйфельских вулканитов кремнистыми толщами. подтверждается и петрологами [Вулканизм…, 1992], Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала которые, основываясь на анализе петрохимии, предпо- по признаку наличия конденсированных разрезов эмсско лагают, что мостостроевский комплекс сформировался франского возраста, в основании разреза залегает колчеда в результате дифференциации базальтовой магмы в спо- ноносная баймак-бурибайская свита. Свита представлена койной тектонической, скорее всего континентальной преимущественно базальтами с прослоями кремнистых обстановке. Они пишут: «Мы рассматриваем геоди- туффитов и яшм. Выше по разрезу появляются в подчи намическую позицию мостостроевского комплекса и ненном количестве лавы, туфы и экструзии риолитового ему подобных комплексов как проявления щелочного и риодацитового состава, а в верхах, тоже в подчиненном магматизма пассивной континентальной окраины, количестве, андезито-базальты, андезито-дациты, рио близсинхронные с формированием к востоку от них дациты. Мощность 700–2000 м. Благодаря находкам предостроводужных и островодужных формаций, хорошо конодонтов она датируется в интервале конодонтовых сохранившихся в Таналыкском поднятии». зон patulus и, вероятно, serotinus, что отвечает верхней В меланже более северных районов Присакмарско- половине эмса [Стратиграфия…, 1993]. И. Б. Серавкин Вознесенской подзоны обломочные толщи с прослоями и др. [Вулканизм…, 1992] предлагают несколько иную кремнистых сланцев, литологически в большей или стратиграфическую схему. Они выделяют баймак меньшей степени похожие на мазовскую свиту, выде- бурибайскую (в узком смысле) и верхнетаналыкскую ляются под разными названиями (ильтибановская, свиты, которые вместе отвечают объему баймак-бурибай ишкининская, туратская) или без названий. Имея разный ской свиты в трактовке В. А. Маслова. Они поступают так стратиграфический объем, они занимают интервал от вер- исходя из петрографического характера представленных хов лохкова до живета включительно [Чибрикова, 1977;

здесь формаций: нижняя, собственно баймак-бурибайская, Чибрикова, Олли, 1985]. Характерно, что толщи эти соответствует контрастной, а верхнетаналыкская — непре амагматичны и отличаются относительно умеренными рывной субформациям риолит-базальтовой формации.

видимыми мощностями, обычно в первые сотни метров. Первая по особенностям химизма относится к толеитовой, Описывая стратиграфию Абзелиловского района, а вторая — к известково-щелочной серии. В качестве В. А. Маслов и др. [Стратиграфия…, 1993] пишут, что резюме и уточнения к подробному анализу петрографии вдоль Западно-Ирендыкского разлома и западнее (то есть и химических особенностей рассматриваемых вулканитов практически в Присакмаро-Вознесенской подзоне — В. П.) указывается, что они сопоставимы с образованиями в течение всего девона вулканизм не имел места. современных предостроводужных, ранних и отчасти Еще севернее, в верховьях р. Уй, на эйфельско-живетском развитых островодужных обстановок, для которых уровне описываются блоки вулканитов (преимущественно индикаторными являются толеитовые, толеит-ферродаци туфов, лавобрекчий, тефроидов) известково-щелочного товые, марианит-бонинитовые и известково-щелочные состава. Однако аналоги типичных представителей остро- серии вулканитов. Наличие бонинитов иногда прямо водужного ряда Магнитогорской зоны (ирендыкской, указывается в качестве типоморфного признака рассмат карамалыташской и улутауской свит) здесь отсутствуют, риваемых толщ, принадлежащих баймак-бурибайской как отсутствуют они и в Актау-Таналыкской зоне, распо- свите [Spadea et al., 1998], хотя цитированные ранее авторы ложенной к юго-востоку. Более или менее уверенно [Вулканизм…, 1992] отмечают, что близкие к бонинитам они узнаются среди тектонических пластин ГУР лишь по химизму породы совершенно не похожи на них в самых северных районах Присакмарско-Вознесенской петрографически.

подзоны — Миасском, Карабашском. Там же становится Особенностью Актау-Таналыкской подзоны является возможной попытка выделения в параавтохтоне то, что баймак-бурибайская свита перекрыта маломощ нижнедевонских аналогов Тагильской островной дуги, ными глубоководными кремнистыми и терригенно представленных вулканогенно-осадочными толщами, кремнистыми практически бескарбонатными осадками, сопоставимыми с трахиандезит-дацитовой туринской отвечающими, при небольших мощностях, всему возраст (пржидол –лохков, известняково-рифогенной (прагиен), ному интервалу от конца эмса до франа включительно.

и карбонатно-туффитовой трахибазальт-андезитовой крас- В северной части подзоны они выделяются в качестве нотурьинской (эмс– эйфель) свитами [Стратиграфические..., актауской свиты, в южной — туратской. Актауская свита 1993;

Самыгин и др., 1998]. В верхах нижнедевонско- залегает согласно на баймак-бурибайской и представлена франских разрезов описываемой зоны залегают, как преимущественно светлыми (серыми, зеленоватыми, правило, кремнистые пачки, относимые к мукасовскому голубыми, красноватыми плитчатыми кремнями с про горизонту. Часто высказывается мнение о залегании слоями туфоконгломератов, туфопесчаников, туффитов, мукасовского горизонта и его аналогов с размывом на общей мощностью 150–200 м;

свита охарактеризована подстилающих отложениях, но до настоящего времени спорами растений эмса и эйфеля, конодонтами верхов этого доказано не было (скорее, в связи с открытием эмса (возможно частичное замещение ею верхов баймак конденсированных разрезов девона, доказано обратное: бурибайской свиты в западном направлении), эйфеля см. ниже). и живета. Она согласно перекрывается темными крем В Актау-Таналыкской подзоне, выделяемой нами нистыми сланцами и фтанитами мукасовской свиты из западной части традиционной Баймак-Бурибайской с конодонтами франского яруса, мощностью 15–70 м.

Палеозой. Девонский период Туратская свита окаймляет с запада Таналыкское В северных районах подзоны баймак-бурибайская поднятие, в ядре которого выходит баймак-бурибайская свита замещается ее возрастными аналогами, представ свита, на которой и залегает туратская. Туратская свита ленными, по мнению В. А. Маслова и др., мансуровской представлена осадочными породами — мелкогалечными толщей [Стратиграфические…, 1993;

Артюшкова, Маслов, конгломератами, полимиктовыми песчаниками, иногда 1999]. Свита сложена туфоконгломератами, туфограве с градационной слоистостью, кремнистыми сланцами, литами, туфопесчаниками, кремнистыми туффитами аргиллитами и плитчатыми кремнями, мощностью преимущественно андезибазальтового состава с прослоями порядка 350 м, с конодонтами верхов эмса и эйфеля. красных яшм, где нами были найдены конодонты низов Перекрыта пачкой кремней с франскими конодонтами. эмса [Пучков и др., 1989]. Вопреки мнению вышеупо Живет отсутствует или не доказан. мянутых авторов мы считаем возможным на основании По всей вероятности, в течение рассматриваемого литологического сходства относить вышеохарактеризо промежутка времени, начиная с позднего эмса, данная ванную толщу к ирендыкской свите, предполагая воз подзона представляла собой фрагмент преддугового растное скольжение ее подошвы. Впрочем, это и не бассейна. принципиально: более важным является то, что упомя В основе стратиграфического деления девона Западно- нутые отложения могут быть частью одной формации, Магнитогорской подзоны лежит схема Л. С. Либровича датирующей время заложения энсиматической островной [1936], впоследствии значительно уточненная и детали- дуги ранним эмсом (на уровне шандинской свиты ?).


зированная. В сознании многих уральских геологов это Ирендыкская свита в ее типичном выражении и есть схема стратиграфии девона Магнитогорского представлена базальтами, андезибазальтами, их туфами, мегасинклинория, хотя на самом деле она с успехом туфоконгломератами, туфопесчаниками, туффитами, может быть использована только для западных (ис- нередко кремнистыми. Свита охарактеризована находками ключая Актау-Таналыкскую подзону) и северных его спор в верхней ее части, а находки конодонтов в кремнях, районов. Стратиграфическая последовательность, облик непосредственно перекрывающих и подстилающих свиту, и формационная принадлежность девонских толщ на датируют ее верхней половиной зоны patulus, зонами восточном крыле во многом иная, что отражается и partitus и costatus (конец эмса – ранний эйфель меж в некотором омоложении возрастного интервала колче- дународной шкалы). Мощность ее сильно варьирует:

даноносности в восточных разрезах [Стратиграфия…, в Гайском районе, где она сопоставляется с надрудной 1993, рис. 20]. толщей, ее мощность составляет 2000 м, к северу она В Западно-Магнитогорской подзоне, отвечающей сокращается до минимальных величин 200–300 м в районе преимущественно западному крылу Магнитогорской д. Гадилево, затем снова возрастает, составляя 3000 м синформы и частично перекрытой обширной Центрально- в р-не хр. Ирендык и 1000 м в р-не хр. Узункыр [Чибри Магнитогорской областью развития каменноугольных кова, Олли, 1980;

Стратиграфия…, 1993;

Артюшкова, отложений осевой части синформы, развиты преимущест- Маслов, 1999].

венно вулканогенные и вулканогенно-осадочные толщи Характерной особенностью свиты является широкое (снизу вверх): баймак-бурибайской, ирендыкской, карама- развитие, наряду с лавовыми излияниями активных лыташской свит, кремни ярлыкаповского и бугулыгырско- вулканов, образующих барьерную вулканическую гряду го горизонтов, флишоиды и вулканиты улутауской свиты, [Серавкин, 1986, рис. 18, III], также и обрамляющих эту мукасовской, биягодинской и бугодакской толщ. гряду с запада подводно-склоновых образований,— Баймак-бурибайская свита, выходящая на поверхность туфотурбидитов, зачастую с градационной слоистостью только в южной половине подзоны, уже была кратко в грубых лито- и кристаллокластических тефроидах охарактеризована выше при описании Актау-Таналыкской нижних частей ритмов и с присутствием тонкослоистых подзоны. Здесь же необходимо отметить, что в Западно- кремнистых туффитов в верхних частях седиментаци Магнитогорской подзоне она перекрывается переходной онных ритмов. Это скорее всего глубоководные толщи, сагитовской толщей андезитов, дацитов, с яшмоидами нередко с лавинным типом седиментации;

фауна в них, в верхней части разреза на границе с ирендыкской свитой;

кроме радиолярий, очень плохой сохранности, отсутствует.

мощность толщи изменчива (50–600 м) [Стратиграфиче- Биогермные образования нехарактерны, хотя в гадилев ские…, 1993]. Основание свиты обычно не наблюдается. ской олистостроме, описанной в качестве осадочно Лишь в Гайском районе, где аналоги баймак-бурибайской тектонической брекчии [Коптева, 1981], и относимой свиты отвечают нижней части гайского вулканогенного к верхам ирендыкской свиты [Стратиграфия…, 1993], комплекса, выделяется расположенная ниже так называе- отмечаются известняки с брахиоподами бийского гори мая подрудная толща кремнистых сланцев, алевролитов зонта. Гадилевская толща перекрывается горизонтом и песчаников;

по данным В. А. Маслова и др., она не яшмоидов, 50 м мощностью, с конодонтами зоны датирована [Стратиграфия…, 1993]. По другим данным australis (уровень ярлыкаповского горизонта и карама [Вахромеев, Чибрикова, 1968], контакт с подрудной лыташской свиты).

толщей — тектонический, а сама толща разновозрастна Петрологические критерии [Фролова, Бурикова, 1977;

и отвечает уровню улутауской и зилаирской свит. Серавкин, 1986;

Вулканизм…, 1992] позволяют относить Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала вулканиты ирендыкской свиты к андезито-базальтовой обломков вулканитов в терригенных породах, пере формации, возникшей в обстановке примитивных слаивающихся с кремнистыми сланцами, основными (юных) островных дуг. В этом плане — по крайней мере и кислыми туфами, покровами диабазов;

в верхах для Баймакского района — она не является отражением разрезов появляются более кислые лавы. Мощность до нового этапа, а продолжает тенденцию развития, наме- 600–650 м. Карамалыташские вулканы образовывали тившуюся в баймак-бурибайское (таналыкское) время. протяженную (свыше 600 км в современной структуре, Вышележащая карамалыташская свита контрастных от пос. Карабаш на севере до сая Тересбутак на юге) вулканитов и пространственно связанные с ней кремнистые прерывистую вулканическую гряду, склоны которой горизонты (ярлыкаповский и бугулыгырский) должны погружались на большую глубину, в область подводных рассматриваться совместно как образующие взаимные равнин, где вулканогенно-осадочные формации сменя фациальные переходы по латерали и вертикали (вул- лись конденсированными кремнистыми, залегающими каниты сменяются кремнями в западном направлении и на островодужной коре.

вверх по разрезу). Они хорошо датированы конодонта- Улутауская свита, известная на жаргоне геологов ми и отвечают двум конодонтовым зонам — australis и съемщиков как «слоистый улутау», представлена в страто kockelianus, что примерно соответствует афонинскому типе вулканомиктовыми и туфогенными конгломератами, горизонту уральской стратиграфической шкалы или песчаниками, алевролитами, туфами и туфобрекчиями верхней части эйфеля международной. андезибазальтового состава, аргиллитами, кремнистыми Карамалыташская свита представлена базальтами, сланцами и туффитами. В средней части разреза отмеча дацитами, риолитами, с прослоями туффитов и яшм. ются обломки известняков с комплексами мелководной Мощность сильно варьирует, достигая 1500 м вблизи фауны, нередко более древней, чем матрикс [Чибрикова, вулканических центров, представленных щитовыми ба- Олли, 1999]. Встречаются олистостромы, состоящие из зальтовыми вулканами с экструзиями кислых вулканитов. глыб и валунов, сложенных эффузивами основного и реже По данным петрологов [Вулканизм..., 1992] карамалыташ- кислого состава. Обычно же толщи характеризуются ская свита может быть описана как риолит-базальтовая ритмичным флишоидным переслаиванием и являются формация с двумя субформациями — контрастной базальт- типичными подводно-склоновыми образованиями.

риолитовой и последовательно дифференцированной Лавовые вулканы в западных разрезах практически базальт-андезибазальт-риодацитовой. Контрастной отве- отсутствуют.

чают нижняя базальтовая и средняя риодацитовая толщи;

Мощности свиты варьируют, достигая 1500–2000 м.

с последней связаны крупнейшие медноколчеданные Иногда — как, например, в Сибайском районе — визуаль месторождения уральского типа. Непрерывной суб- ными наблюдениями на местности удается проследить формации отвечает, в частности, надрудная базальт- уменьшение мощностей улутауской свиты в осях крупных андезибазальтовая толща уникального Учалинского антиклинальных структур, что связано с началом их медноколчеданного месторождения и перекрывающие конседиментационного роста в это время. Еще более ее кислые вулканиты. Наблюдается большое сходство резкие изменения мощностей характерны для перекры базальт-риолитовых баймак-бурибайской и карамалы- вающей мукасовской толщи. Свита датирована конодон ташской формаций (различия выражаются в большей тами в интервале зон ensensis (hemiansatus) - transitans, железистости, титанистости и калиевости, меньших что отвечает всему живету и низам франского яруса содержаниях Ni, Cr, Co в последней). Наблюдается та же (к верхам живета? – низам франа относится верхняя из эволюционная тенденция: от толеитовой серии к известково- трех толщ, выделяемых в составе свиты,— таштугайская) щелочной палеоостроводужной (в обсуждаемом случае [Маслов и др., 1996;

Артюшкова, Маслов, 1999].

эта тенденция продолжается в перекрывающей улутауской В петрохимическом отношении свита продолжает формации). Значение этих серий, повторное возникнове- эволюционный ряд, наметившийся в развитии карамалы ние которых связано с геодинамическими перестройками, ташского вулканизма: это базальт-андезит-риолитовая мы обсудим ниже. В частности, подлежит обсуждению формация, считающаяся эталоном палеоостроводужных идея о карамалыташской формации как индикаторе известково-щелочных формаций [Вулканизм…, 1992].

задугового, эпидугового или междугового спрединга. Стратиграфия над-улутауских толщ франа – низов Карамалыташская свита перекрывается бугулыгыр- фамена претерпела в последнее время существенные ским горизонтом красных яшм, мощностью до 100 м. изменения в связи с новыми находками конодонтов, По латерали карамалыташская свита может выклинивать- переоценкой старых и общим изменением идеологии.

ся, уступая место ярлыкаповскому горизонту, еще более Было, в частности, предложено не выделять колтубанскую конденсированному, обладающему мощностью 25–100 м свиту [Маслов и др., 1996;

Артюшкова, Маслов, 1999].

и перекрывающему непосредственно ирендыкскую свиту. Объем мукасовской толщи был пересмотрен. В настоящее Это крайние, полярные случаи фациальных переходов. время он определяется в интервале конодонтовых зон Имеются и промежуточные фации межвулканических punctata – l. rhenana (то есть средняя, бльшая часть депрессий, представленные вулканогенно-осадочными франского яруса). Свита залегает на таштугайской толще разрезами, с контрастным (кислым и основным) составом улутауской свиты согласно. Раньше было широко рас Палеозой. Девонский период пространено мнение о несогласном залегании свиты на с Западно-Магнитогорской, поскольку за описываемый различных толщах девона и даже силура [Смирнов и др., промежуток времени структурный план всей Магнито 1974]. Однако открытие конденсированных разрезов дево- горской зоны подвергался неоднократным изменениям.

на заставило отказаться от этой точки зрения (см. выше). Тем не менее, характеризуемая подзона обладает целым Основной особенностью мукасовской толщи является рядом отличительных черт;

в частности, присутствием присутствие кремнистых прослоев, что чрезвычайно в эмсе – эйфеле, наряду с базальт-риолитовыми сериями, сближает ее с егиндинской свитой и ибрагимовским одновозрастных серий толеитовых базальтов, замещаю горизонтом, развитыми в более западных фациальных щих их в живетском - франском ярусах, за счет резкого зонах примерно на том же стратиграфическом уровне. уменьшения роли кремнистых флишоидов. Эта особен Помимо кремней, в ее составе довольно часто наблюдают- ность подчеркивается и увеличением значения инситных ся полимиктовые песчаники, алевролиты и глинистые мелководных карбонатных прослоев и биогермов по сланцы, образующие переслаивание флишевого характера. сравнению с Западно-Магнитогорской подзоной, где Мощность толщи варьирует чрезвычайно широко — от большую роль играют кремнистые прослои, а карбонаты 10–15 до 700–800 м, причем в разрезах с малыми мощно- присутствуют преимущественно в виде смещенных стями (до 60–100 м) терригенные породы практически обломков в составе подводно-склоновых отложений.

отсутствуют, тогда как в мощных разрезах растет как Описание северной и южной частей подзоны нами мощность терригенной составляющей, так и количество дается раздельно.

прослоев кремней, разделяющих флишевые пачки. В северной части Восточно-Магнитогорской подзоны, Не втягиваясь в сугубо «цеховой» спор о целесообразности к востоку от долготы Верхнеуральска и Магнитогорска, описанных нововведений в стратиграфию франских обнаженный и фаунистически охарактеризованный разрез отложений, одобряемых далеко не всеми исследовате- начинается с вулканитов карамалыташской свиты эй лями Магнитогорского синклинория, отметим, что на фельского яруса. Здесь выделяются карамалыташская, мукасовском уровне можно выделить две формации: улутауская свиты или отличающиеся от них толщи, колтубанскую кремнистого флиша и собственно мука- фигурирующие под другими названиями. Перекрывающие совскую кремнистую конденсированную. их верхнедевонские толщи также имеют в основном В северных разрезах (оз. Банное) на мукасовском иную стратиграфию по сравнению с более западными возрастном уровне появляются прослои андезибазальтов зонами. Низы разреза здесь обычно не датированы до 400–500 м мощностью. На уровне верхов франа – низов фаунистически и / или неизвестны. Наиболее древняя фамена (по Е. В. Чибриковой, в низах фамена) среди в этом районе субутакская толща кремней и известняков терригенно-кремнистых толщ появляются олистостромы, с пражско-эмсской фауной брахиопод, мощностью 500 м, мощностью до 400–500 м, выделяемые в биягодинскую отделена от более молодых разломами и ее структурное свиту и представляющие собой крупноглыбовые брекчии положение неясно [Стратиграфические…, 1993;

Артюш кремнистых пород, граувакк, известняков, вулканитов. кова, Маслов, 1999].

Матрикс представлен песчано-алевритистым материалом Как отмечается исследователями [Язева, Бочкарев, и зачастую составляет очень небольшую часть объема 1998;

Артюшкова, Маслов, 1999], карамалыташская брекчий, что может быть интерпретировано как свиде- свита, охарактеризованная ранее, развита только на тельство преимущественно обвального, одномоментного территориях западной части рассматриваемой подзоны, их образования — возможно, под влиянием землетрясений. претерпевая к востоку фациальные замещения. В крайних Олистостромы развиты неповсеместно (они наблюда- восточных разрезах она отсутствует;

высказано пред ются в основании флишевой толщи зилаирской свиты положение, что она замещается одновозрастной ей в крупной синклинальной структуре к северу от г. Сибай). толщей базальтов, охарактеризованных по химизму как Мощность синхронных им карбонатно-терригенных «субокеанические толеитовые» [Язева, Бочкарев, 1998].

пород в области отсутствия олистостромов оценивается Принимая это к сведению, следует, однако, иметь в виду, в 20–30 м. В более восточных районах на том же стра- что вышеуказанные авторы относят к этой толще и базаль тиграфическом уровне появляется вулканогенная толща, ты Сухтелинской структуры, где они либо не датированы, получившая название бугодакской, и представленная либо имеют ордовикский возраст по последним находкам базальтовыми порфиритами и их туфами, туфопесча- конодонтов [Тевелев и др., 1998а].

никами, глинистыми сланцами, мощностью до 1200 м. Если в Западно-Магнитогорской подзоне улутауская Петрохимические особенности верхнефранских вулкани- свита представлена почти исключительно вулканомикто тов как геодинамических индикаторов будут обсуждены выми и туфогенными подводно-склоновыми отложениями, ниже, при характеристике восточных районов Магнито- то в Восточно-Магнитогорской на том же возрастном горской зоны. уровне заметную роль в разрезах играют потоки базальтов, Восточно-Магнитогорская подзона расположена андезибазальтов, андезитов;

отмечаются и более кислые к северу и востоку от широкой полосы развития каменно- породы — ощущается приближение к осевой, барьерной угольных отложений осевой части Магнитогорской части островной дуги [Вулканизм…, 1992;

Стратигра синформы и имеет довольно расплывчатую границу фические…, 1993]. Так, в Учалино-Александринском Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала районе на уровне улутауской свиты выделяется урлядин- Горожанина, 1992], позднефранские вулканиты были ская толща — видимо, именно потому, что она теряет разделены на два типа: магнезиальные известково обычный улутауский облик и представлена базальтами, щелочные, характеризующиеся натриевым уклоном, андезибазальтами, туфами, туфопесчаниками, мощностью и глиноземистые субщелочные, отличающиеся повышен 150–2000 м. В более же восточном, Гумбейском районе ной калиевостью. Близких взглядов придерживаются живетско-нижнефранские отложения представлены туфо- Р. Г. Язева и В. В. Бочкарев [1998], выделяющие барьерную генными толщами с прослоями кремней, что вновь зону развитой островной дуги с франскими комплексами сближает их с улутаускими. Р. Г. Язева и В. В. Бочкарев вулканитов и комагматичных им мелких интрузий.

[1998] трассируют барьерную зону улутауской островной При этом, беря за «эталон» нововоронинские (колтубан дуги по развитию в районах выделяемой нами Восточно- ские) надежно датированные вулканиты позднего франа, Магнитогорской подзоны цепочки крупных интрузивно- они по особенностям химизма относят сюда же ряд вулканических центров с преобладанием околожерловых немых комплексов (горбуновская, куйбышевская, остро фаций. Такими центрами здесь являются Узельгинский, ленская толщи), ранее относившиеся к нижнему – среднему Нижегородско-Куросанский и Рассыпнянский, с не- девону.

большими диорит-плагиогранитными интрузиями. Интрузивные комагматы девонских вулканитов в виде Аналогичные центры описаны и в южной части подзоны небольших массивов габбро-диорит-гранодиоритовой [Медноколчеданные…, 1985;

Стратиграфия…, 1993]. и тоналит-гранодиоритовой формаций (Погорельский, По сравнению с более ранними этапами развития Маг- Краснинский, Мусогатский, Иссиргужинский, Монса нитогорской островной дуги, осевая (вулканическая) ее ровский и др.) прослеживаются исключительно в вос зона значительно смещается на восток, оставаясь там затем точном крыле Магнитогорской синформы, в пределах и в позднедевонское время. Видимо, это важная общая всей выделяемой нами подзоны [Салихов, 1997;

Язева, тенденция развития рассматриваемой палеоструктуры. Бочкарев, 1998].

В улутауских вулканитах андезито-дацитового состава Не исключено, что в крайних восточных разрезах из Александринского рудного района ISr составляет рассматриваемой подзоны — в частности, в Сухтелинском 0,70422, что характерно для энсиматических островных аллохтоне — средне-верхнедевонские отложения, судя по дуг (данные В. М. Горожанина, по Р. Г. Язевой, В. В. Бочка- последним сборам конодонтов [Тевелев и др., 1998а], реву [1998]). Последние авторы определяют вулканиты представлены конденсированным разрезом яшм, улутауского уровня по этому и ряду других признаков кремнисто-глинистых сланцев, кремнистых алевролитов как «формации юной островной дуги». и туффитов, образовавшихся на склоне задугового бассей Мукасовская свита франского яруса в Восточно- на. Толстослоистые серо-зеленые кремни с раннедевон Магнитогорской подзоне полностью замещается вулкани- скими конодонтами отмечались и автором в серпентини тами. В Магнитогорском и Учалино-Александринском товом меланже в 4 км к востоку от свх. Петропавловский.

районах это бабарыкинская толща, представленная Если эти данные получат дальнейшее подтверждение, туффитами, туфопесчаниками, туфоалевролитами и яш- то такого рода отложения, развитые в Сухтелинском моидами, мощностью до 200 м. Еще восточнее, в разрезе покрове и зоне меланжа, будут заслуживать выделения Шелудивых гор, в области шарьяжно-надвигового в составе самостоятельной структурно-фациальной сочленения Магнитогорской и Восточно-Уральской зон, подзоны.



Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 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.