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 || 6 | 7 |   ...   | 9 |

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

-- [ Страница 5 ] --

франские отложения представлены флишоидным пере- Южная часть подзоны включает рудные районы слаиванием песчаников, туфопесчаников, алевролитов, Оренбургской области: Ащебутакский, Теренсайский кремнистых туффитов и кремней [Иванов, Пучков, (Джусинский), Домбаровский. Девонские отложения Пелевин, 1996]. Возможно, что эти отложения, представ- в ее пределах характеризуются наиболее сложной ляющие собой туфотурбидиты, маркируют восточный стратиграфией, что обусловлено значительной ролью склон позднедевонской вулканической дуги. проксимальных фаций вулканических извержений (ши Аналогами бугодакской толщи в Восточно-Магнито- роким развитием палеовулканов) и, в связи с этим, от горской подзоне являются вулканиты нововоронинской сутствием единых маркирующих горизонтов. Схемы толщи, представленные базальтами, андезибазальтами, петролого-формационного расчленения девонских туффитами, их туфами, известняками. Еще восточнее, вулканитов в этих районах до некоторой степени в Гумбейском районе их возрастными аналогами являются противоречивы [Рихтер, 1989;

Вулканизм…, 1992].

базальты, их туфы, песчаники, известняки, кремни абля- Наиболее древними породами, обнаженными в этой зовской и куросанской толщ [Артюшкова, Маслов, 1999]. зоне, считаются зеленые сланцы (метабазальты, мета Анализ петрохимических особенностей поздне- диабазы), кварциты, графитистые сланцы, содержащие франских вулканитов позволил в свое время отнести их хитинозои раннего девона. Видимые взаимоотношения к известково-щелочной формации островной дуги с девонскими вулканогенными толщами тектонические.

[Вулканизм…, 1992]. По результатам работ этих и других По особенностям химизма метабазальтов первичный исследователей, подтвердивших принадлежность данных состав толщи считается кремнисто-терригенно-трахиба вулканитов к островодужной ассоциации [Салихов, зальтовым [Вулканизм…, 1992]. Несмотря на явные изме Палеозой. Девонский период нения, которые претерпела толща при метаморфизме, Мугоджар не силурийско-раннедевонский, как считалось цитированные авторы считают, что составы базальтов раньше, а ограничен рамками эмсского, эйфельского близки к среднему составу субщелочного оливинового и живетского ярусов [Стратиграфические…, 1993].

базальта Афара. Комплексы конодонтов позволяют судить о возрасте вме В основании разреза зеленокаменно измененного щающих толщ обычно в довольно широких доверитель вулканогенного комплекса подзоны выделяется, наряду ных интервалах, однако их сравнение дает возможность с другими, киембайская свита, возраст которой по коно- выстроить достаточно непротиворечивую схему.

донтам определяется в интервале зон patulus (нижняя В основании разреза выделяется актогайский часть) – costatus (конец эмса – ранний эйфель) [Стратигра- комплекс параллельных даек, сложенных диабазами фия…, 1993], что отвечает уровню баймак-бурибайской примитивного толеитового состава. Комплекс широко (верхней части) и ирендыкской свит более западных развит в Западных Мугоджарах в поле развития пере районов. Однако по содержанию основных петрогенных крывающей и комагматичной диабазам мугоджарской окислов базальты этой свиты наиболее близки к толеитам свиты. Однако особую известность получил разрез этого срединно-океанических хребтов и траппам платформ, комплекса на р. Шулдак, детально изучавшийся многими несколько отличаясь от тех и других. Примерно на том исследователями [Иванов и др., 1973;

История…, 1984;

же возрастном уровне или несколько выше выделяется Зоненшайн и др., 1985]. В результате изучения уста риолит-базальтовая формация Акжарского рудного поля, новлено, что комплекс отвечает 2-му слою океаниче по химизму базальтов приближающаяся к киембайской. ской коры, образовался он в условиях субширотного Базальтовая и базальт-риолитовая формации вверх по (в современных координатах) растяжения, и является разрезу сменяются вулканитами известково-щелочного аналогом современных бассейнов с полосовыми маг типа, с появлением гряды вулканических построек при- нитными аномалиями, образовавшимся в условиях либо митивной островной дуги [Вулканизм…, 1992]. океанического, либо задугового спрединга. Большая Изложенная выше схема эволюции вулканизма рас- протяженность разреза позволила установить по ориен сматриваемой территории не является единственной. тировке закалочных зон и другим признакам наличие Так, Я. А. Рихтер [1989] выделяет в Теренсайском и нескольких генераций даек, и в конкретном случае даже Домбаровском районах на возрастном уровне карама- оценить амплитуду перескока зоны спрединга к востоку лыташской свиты аналогичную ей риолит-базальтовую на расстояние 8–9 км.

формацию. Выше, на возрастном уровне улутауской Мугоджарская свита представлена преимущественно свиты, залегают вулканиты известково-щелочной серии, подушечными лавами толеитовых базальтов, мощностью отличающиеся в разных районах характером дифферен- порядка 1500 м. Базальты в значительной мере зелено циации, но в целом отвечающие условиям островной каменно изменены и спилитизированы, содержат гиало дуги. Среди разнообразия вулканогенных фаций выделя- кластиты и редкие прослои яшм. В последних найдены ются толщи пирокластов и лав, приуроченные к крупным комплексы конодонтов как широкого возрастного диа вулканическим центрам. С ними связаны и мелкие ко- пазона (конец эмса – средний девон), так и более узкого:

магматичные интрузивные массивы, о которых говорилось зона inversus (середина эмса) и интервал зон costatus – выше. Барьерный характер фаций живетской островной ensensis (эйфель – начало живета, причем вероятнее дуги подчеркивается также наличием мелководных ранний эйфель, судя по конодонтам в перекрывающей известняков со стрингоцефаловой фауной — зачастую, куркудукской свите). Возрастной интервал свиты пример по-видимому, инситных. Из них наиболее известен но отвечает стратиграфическому положению баймак Джаналыкский риф — довольно крупный выход таких бурибайской и ирендыкской свит более западных разрезов известняков на р. Кумак [Стратиграфия…, 1993]. Мугоджарской зоны (а значит, акайский дайковый Западно-Мугоджарская подзона отличается от ранее комплекс может им непосредственно предшествовать).

описанных наиболее представительным развитием вул- Куркудукская свита сложена потоками и силлами канитов, которые можно с полным основанием отнести диабазов и прослоями яшм, мощностью 700 м. Базальты к комплексам океанической коры и которые рассматри- толеитовые, обычно низкокалиевые и низкотитанистые.

ваются многими исследователями в качестве эталона Эти особенности и близость в стратиграфической схеме верхней части палеозойского офиолитового разреза [Ива- по конодонтам и спорово-пыльцевому комплексу к уровню нов и др., 1973;

Зоненшайн и др., 1985 и др.]. При этом карамалыташской свиты позволили отнести к куркудук собственно островодужные комплексы в этой подзоне ской свите также и экструзии риодацитов и дацитов сильно редуцированы. [Стратиграфические…, 1993]. Впрочем, возраст последних Стратиграфия подзоны приобрела современный вид четко не определен. Дайки кварцевых альбитофиров благодаря работам К. С. Иванова, в которых на опреде- (плагиориолитов) прорывают мугоджарскую и кур ленных этапах активное участие принимал и автор кудукскую свиты. К. С. Иванов [1983] отмечает, что [Иванов, 1983;

Иванов, Пучков, 1985;

Иванов и др., 1983, и в вулканитах вышележащей милыашинской свиты 1990б и др.]. Благодаря изучению конодонтов, удалось наблюдаются субвулканические тела кварцевых альби установить, что возраст вулканогенных толщ Западных тофиров. В. Г. Кориневский [История…, 1984] отмечает Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала залегание липаритов также и в вышележащей толще на нижний предел возраста толщи (середина живета).

шулдакских кремней, однако здесь они значительно Мощность до 500 м.

более калиевые и ассоциируют с трахибазальтами, Выше, с перерывом, на размытых среднедевонских так что скорее всего плагиориолиты не моложе милы- отложениях (от мугоджарских до алабасских) залегает ашинской свиты, и не исключено, что часть их относится терригенно-карбонатная пачка, представленная пере к куркудукской. слаиванием конгломератов, известковистых песчаников Милыашинская свита представлена базальтами, и известняков с брахиоподами позднего франа, мощно андезитами, их туфами и лавобрекчиями, с прослоями стью 50 м. Она фациально замещается и возможно над яшм, мощностью до 700 м, и субвулканическими телами страивается более мощной олистостромой с обломками плагиориолитов. Многие вулканиты имеют порфировый подстилающих пород (в микститах у разъезда Алабас облик. В. Г. Кориневский [История…, 1984] считал, что отмечались фаменские споры [Чибрикова, Олли, 1999]).

эффузивы относятся к островодужной известково- Подводя итог рассмотрению особенностей геологиче щелочной серии, приводя в подтверждение этого вывода ских комплексов, развитых в Западно-Мугоджарской зоне, петрохимические анализы (часть их, правда, относится необходимо прокомментировать мнение К. С. Иванова к измененным породам с высокими ппп) и довольно [1998в] о том, что «вулканогенные комплексы Западных убедительные соотношения РЗЭ. Почти в то же время Мугоджар образуют единый формационный ряд и нет К. С. Иванов [1983] высказал справедливое мнение, что оснований разрывать их, относя нижние части разреза роль андезитов в милыашинском комплексе преувели- к образованиям океанического типа, а верхние — к остро чена вследствие того, что зачастую анализировались водужным. По всей видимости, все эти толщи образо окварцованные диабазы. Кроме того, по его мнению, вались в морском бассейне, в тылу островной дуги».

масштаб развития милыашинской свиты несопоставим Что касается первой части высказывания, то в неодно с размерами островных дуг (по-видимому, он считал, кратно цитированной нами работе [Вулканизм…, 1992] что масштаб развития свиты не мог радикально умень- было показано, как постепенно, в едином формационном шиться вследствие эрозии, а сама она не могла стать ряду океанические формации всегда сменяются предост частью Магнитогорской дуги? В. П.). Он же отмечал, роводужными, а те в свою очередь — островодужными.

что по петрогенным элементам диабазы Западных Никакого резкого скачка в составах или несогласия между Мугоджар (в целом?) достаточно близки к базальтам СОХ, океаническими и островодужными формациями как однако по содержаниям Cr, Ni, La, La/Yb, U и Th они правило не наблюдается. Более того, несогласия между ближе к толеитам островных дуг. Ему же принадлежит офиолитами и вышележащими островодужными фор важное умозаключение о том, что дайки живетских мациями нигде не было доказано. Со второй частью альбитофиров возникли в условиях субмеридионального цитированного высказывания можно согласиться с ого сжатия. Все эти данные, вместе взятые, кажутся нам воркой: что касается актогайского и мугоджарского достаточными для предположения, что в разрезе Западных комплексов, то это скорее всего спрединговые образования Мугоджар вулканиты задугового спрединга сменяются в тылу Ирендыкской островной дуги, проявившейся обра островодужными, а дивергентный геодинамический зованием толеитовой баймак-бурибайской и известково режим — конвергентным. щелочной ирендыкской формаций. Верхи же описанного Возраст куркудукской и милыашинской свит по коно- разреза принадлежат основанию и тыловому склону донтам укладывается в интервал позднего эйфеля – живета, Улутауской островной дуги (более подробно этот вопрос причем датировки в этих пределах до некоторой степени будет обсужден ниже).

противоречивы, так что нет никакой уверенности в том, Вышеуказанный феномен заложения островной дуги что между этими свитами (комплексами) как и между му- первоначально как структуры растяжения и совершенно годжарской и куркудукской, нет фациальных замещений. постепенного перехода ее в надсубдукционную структуру В кровле вулканогенного комплекса картированием не есть что-то уникальное, характерное исключительно прослеживается шулдакский горизонт яшм, мощностью для Урала. Подобное явление, начало которого сродни до 100 м, содержащий конодонты живетского яруса, процессу образования «надсубдукционных офиолитов»

с небольшими проявлениями вулканитов, о которых [Пирс и др., 1987], описано в молодых дугах юго говорилось выше. западной части Тихоокеанского кольца и в юрских остро Алабасская толща, развитая на небольших участках водужных комплексах Калифорнии [Stern, Bloomer, 1992;

между шулдакским горизонтом и залегающей выше Bloomer et al., 1995;

Меланхолина, в печати].

с размывом терригенно-олистостромовой толщей фран- Аналогичное эволюционное нарастание признаков ского яруса, представлена вулканогенно-обломочными «островодужности» в геохимии базальтов ордовика – ран отложениями, в составе которых преобладают конгло- него силура при смене комплекса параллельных даек и брекчии с обломками андезито-базальтов и андезитов, базальтов — контрастной базальт-риолитовой колчеда песчаников, алевролитов, кремней, известняков, а также ноносной серией и затем типично островодужными прослои туфогенных пород. Глыбы известняков содержат вулканитами — описано для ранних стадий развития живетскую стрингоцефаловую фауну, указывающую Тагильской дуги [Петров, Пучков, 1994].

Палеозой. Девонский период —"— в частности [Язева и др., 1989;

Язева, Бочкарев, 1998].

Рассмотрение комплексов девонской Магнитогорской Надо, однако, признать, что далеко не все материалы палеодуги и ее окружения приводит к выводу о ее подобного рода дают однозначный ответ. Дело в том, сложном строении, некоторые детали которого только что на Южном Урале изучение латеральных изменений и можно изучить на таком уникальном, поднятом к по- калиевости вулканитов осложняется не всегда досто верхности суши, достаточно обнаженном, разбуренном верными датировками индикаторных вулканических и геофизически изученном объекте, каким является комплексов, а также высокой геохимической подвиж Магнитогорская синформа. В плане и поперечном разрезе ностью калия при вторичных преобразованиях, особенно наблюдается целый ряд типовых комплексов, сменяющих при процессах альбитизации и пропилитизации, связанных друг друга как в вертикальном направлении, так и по с рудогенезом. Поэтому для сравнения составов базальтов латерали. При этом следует иметь в виду, что дуга, ее разных палеовулканических зон нами были использованы морфологические элементы и распределение веществен- также содержания TiO2 и Zr [Косарев, Пучков, 1999].

ных комплексов в ее разрезе асимметричны и отражают Эти элементы, будучи инертными при постмагматических прежде всего наклон зоны субдукции. Поэтому, чтобы метаморфических и метасоматических преобразованиях, разобраться в закономерностях распределения комплек- достовернее отражают первично-магматические особенно сов-индикаторов в палеодуге, необходимо прежде всего сти геохимии сравниваемых базальтов. Было показано, определить ее полярность. что вулканиты базальтового состава всего ряда формаций Вопрос о наклоне зоны субдукции обсуждался мно- от D1 до D3 в восточных районах Урала отличаются от гими исследователями. Вывод о том, что на Урале своих формационных аналогов западного крыла Магнито практически в течение всего палеозоя (на Южном Ура- горского мегасинклинория повышенными содержаниями ле — по крайней мере, до фамена включительно) зона Zr и в ряде случаев — TiO2. Эти данные указывают на субдукции имела восточное падение, был сделан автором большие мощности земной коры и повышенные глубины [Пучков, 1974, 1979а], поскольку им было показано, магмообразования в Восточно-Уральском палеовул что окраина Восточно-Европейского континента была каническом поясе по сравнению с Магнитогорским тектонически пассивной в течение ордовикско-девонского и подтверждают первичность латеральной зональности, (на севере — ордовикско-раннекаменноугольного) вре- выявленной по концентрациям K2O. Эти сведения, мени. Указанный вывод основывался, прежде всего, как и ранее цитированные источники, говорят в пользу на анализе характера осадконакопления на этой окраине. геодинамической модели с сейсмофокальной зоной Это, правда, не помешало ряду других авторов [История…, восточного падения для всей островодужной стадии 1984] предполагать наклон субдукции под окраину Вос- развития вулканизма: от силура – раннего девона до точно-Европейского континента в период с ордовика по позднего девона. Правда, с вопросом о том, находятся начало карбона. Однако в дальнейшем был использован ли вулканиты Восточно-Уральской зоны in situ или еще один совершенно независимый метод установления принадлежат шарьированным на нее краевым фраг наклона древней зоны субдукции, связанный с изучением ментам островодужных структур, еще предстоит раз поведения ряда элементов в островодужных вулканитах. бираться.

Краткий обзор этого вопроса в привлечением дополни- Анализ раннедевонско-франских индикаторных тельных материалов был дан недавно А. М. Косаревым комплексов Магнитогорской зоны приводит к выводу, и автором [1999]. что они отвечают времени заложения и развития ост Калий и другие литофильные элементы с высокими ровной дуги, возникшей на океаническом основании.

ионными радиусами (U, Th, Rb, Sr, Ba), и редкие вы- Поэтому целесообразно было бы рассмотреть структурно сокозарядные элементы (Ti, Zr, Ta, Nb) являются морфологические элементы современной энсиматической индикаторными при проведении такого анализа. Известно островной дуги и сопоставить их с формациями о возрастании концентраций перечисленных элементов индикаторами древней дуги, определив их позицию от фронтальных к тыловым частям островных дуг, в пространстве и во времени.

что нередко коррелируется с расстоянием от земной В современных энсиматических дугах — таких как поверхности до сейсмофокальной зоны и указывает Алеутская, Курильская, Идзу-Бонин-Марианская, Тонга направление погружения последней [Куно, 1970;

Федор- Кермадек и др. и в их окружении можно выделить следу ченко и др., 1989;

Фролова, Бурикова, 1997]. ющие структурно-морфологические элементы [Пущаров На Южном Урале было показано, что содержание ский, Меланхолина, 1992;

Геологическая история…, 1989;

К2О в близких по возрасту девонских базальтах [Серавкин, Зоненшайн, Кузьмин, 1993;

Меланхолина, 1998;

Мила 1986, 1997;

Косарев, 1986;

Вулканизм…, 1992] и кремне- новский, 1996;

Dickinson, 1995 и др.]: 1. Абиссальный кислых вулканитах [Бобохов, 1991] возрастает с запада преддуговой желоб с бескарбонатными терригенно на восток, в соответствии с предполагаемым наклоном кремнистыми осадками, терригенная составляющая зоны субдукции. Близкие выводы были сделаны и на которых поставляется по подводным каньонам с раз основании анализа изменения содержаний К, Rb и Sr мываемой части дуги. Характерны надвиги, движение в вулканитах Урала в целом и Магнитогорского района по которым направлено в сторону океана. 2. Внешняя Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала амагматичная зона дуги (forearc). В строении ее фунда- Имеется целый ряд моделей, использовавших предс мента как правило принимают участие офиолиты и тавления о последовательно сменявшихся или параллельно островодужные комплексы, образованные на предыдущем существовавших дугах. Например, в некоторых работах тектоническом этапе, а также терригенный материал, [История…, 1984, Zonenshain et al., 1990] выделялось поставляемый с поднятой части дуги по каньонам. последовательно три, или даже четыре дуги: Губер Возможно как развитие олистостромов, так и наличие линская, Сакмарская, Ирендыкская и Магнитогорская.

участков, где осадконакопление отсутствует. В основании Другие авторы предлагают выделить в палеоокеанической внешней зоны и на внутреннем склоне преддугового структуре Южного Урала девонские Западно-Магнитогор желоба может находиться аккреционная призма, сло- скую и Восточно-Магнитогорскую дуги, разделяющий женная магматическими породами, серпентинитовыми их междуговой и обрамляющий с востока задуговой меланжами и осадками, соскобленными с океанического бассейны [Масленников, Зайков, 1998]. Сразу заметим, ложа при субдукции;

однако присутствие аккреционной что по нашему мнению, в первом варианте количество призмы выявляется далеко не всегда. Приподнятая дуг увеличено сверх меры. Второй вариант не учитывает, часть зоны (терраса) может образовывать узкий шельф что выделяемые в этом случае структуры разновозрастные с мелководными осадками, в том числе с карбонатными и не образуют единого динамически связанного ансамбля.

рифами (дуга Тонга-Кермадек) или авулканическую дугу В раннеэйфельское, «ирендыкское» время Актау (гряду) и межгрядовый прогиб (преддуговой бассейн Таналыкская подзона представляла собой внутренний или бассейны) между ней и вулканической дугой (Куриль- склон преддугового желоба или нижний преддуговой ская, Алеутская и др. дуги). 3. Активная вулканическая бассейн по Л. П. Зоненшайну, М. И. Кузьмину [1993], дуга, являющаяся в случае проявления наземного Западно-Магнитогорская подзона — верхний преддуговой вулканизма мощным поставщиком как терригенного, бассейн и вулканическую дугу с проксимальными склоно так и туфогенного материала в первые две зоны. выми туфотурбидитами, олистостромой и вулканическими 4. Глубоководный задуговой бассейн с океанической постройками. Мугоджарская и баймак-бурибайская свиты, или субокеанической корой, образованный либо в резуль- возможно, отвечают этапам задугового спрединга, на са тате отгораживания части океанического пространства мом деле предварявшего возникновение Ирендыкской барьером дуги, либо в результате задугового спрединга, дуги. Основное геодинамическое отличие мугоджарской либо, наконец, в результате более ограниченного рифтинга. свиты от баймак-бурибайской — в большей скорости В структуре Магнитогорской зоны и связанного с ней спрединга при образовании первой из них.

Сакмарского аллохтона мы имеем дело с реликтами В позднеэйфельское время началась перестройка нескольких (по крайней мере двух) независимых ост- в пределах уже существующей дуги. Сейчас трудно ска ровных дуг. Данных о лландоверийской? контрастной зать, с чем это было связано, но создается впечатление, колчеданоносной формации в районе ст. Блява и о плохо что процесс субдукции остановился и дуга заложилась датированных известково-щелочных магматических обра- как бы вновь, начавшись с рифтообразования (медленного зованиях позднего ордовика – раннего силура в районе спрединга?) и деления предыдущей дуги — как это описа с. Вознесенка пока недостаточно, чтобы говорить но для Филиппиноморской системы [Меланхолина, о существовании в указанных районах реликтов поздне- и др.]. Вновь возникла предостроводужная базальт ордовикско-силурийской дуги. Еще меньше оснований риолитовая формация, которая последовательно сменялась говорить о губерлинской дуге — в связи с ранее изло- известково-щелочными ассоциациями примитивной, женными стратиграфическими соображениями. Более развитой и (в фамене) зрелой островной дуги. При этом уверенно можно судить о существовании до-баймак- ось вулканической дуги сместилась к востоку на расстоя бурибайской островной дуги эмсского возраста. На этом ние до 70 км (с учетом горизонтальных смещений, это уровне склону пассивной континентальной окраины и расстояние вероятно было еще большим). Возможно, при преддуговой океанической впадине отвечают кремнистые этом изменился (стал положе) наклон зоны субдукции.

толщи кызылфлотской толщи и ее аналогов, а также К западу от оси вулканической дуги по литологическим базальтоиды, выведенные из состава сугралинской сви- особенностям осадков намечается внешняя зона, или верх ты;

аккреционной призме — возможно, часть меланжей;

ний преддуговой бассейн (область развития улутауской бассейну на внешнем склоне магматической дуги — свиты, подстилаемая образованиями более древней губерлинско-косистекские туфогенные толщи;

более вулканической дуги, которая в свою очередь покоилась проксимальные фации магматической дуги представлены на офиолитах). Бассейн, возможно, отделялся с запада шандинской олистостромой и, может быть, утягулов- внешней авулканической грядой, наследовавшей поло ской свитой (заметим, что К. С. Иванов [1996] считает жение Ирендыкской вулканической дуги. Проследить ее последнюю вообще не валидной). не удается, однако имеются данные о залегании улутауской На более высоком временном уровне мы имеем дело свиты непосредственно на ирендыкской — например, еще с двумя сближенными реликтами средне-верхне- в районе горы Траташ, к С-В от г. Сибай (В. А. Маслов, девонских островных дуг, или скорее с одной дугой, устное сообщение). Еще западнее выделяется нижний пережившей существенную перестройку. преддуговой бассейн или фрагмент внутренней части Палеозой. Девонский период преддугового желоба (Актау-Таналыкская зона). Восточ- 1999]. Тем не менее, эта гипотеза остается жизнеспо ный склон дуги с трудом удается наметить, что можно собной, поскольку восточный фрагмент расколотой объяснить последующим коллизионным ретрошарьиро- дуги мог быть просто утерян в современной структуре ванием комплексов Магнитогорской островной дуги на вследствие тектонических перекрытий и эрозии.

Восточно-Мугоджарский микроконтинент и слабой На первый взгляд [Язева, Бочкарев, 1998] нелогичным стратиграфической изученностью полосы сочленения может показаться отнесение карамалыташских вулка Магнитогорской и Восточно-Уральской зон. В Восточных нитов к формациям задугового (вторичного) спрединга, Мугоджарах восточному склону дуги, вероятно, отвечает поскольку в момент их образования Ирендыкская вулка куркудукско-алабасская часть разреза. Во фране,– вероятно ническая дуга прекратила свое активное существование, чуть раньше, чем в более северных районах — здесь уже и лишь затем, на новом месте, возникла активная началось коллизионное закрытие бассейна, обусловившее Улутауская дуга. Однако выясняется, что такая последова поднятия и размыв. тельность событий достаточно типична для развития В целом существование двух вулканических дуг молодых островодужных комплексов: «Перестройки подтверждается, однако правильнее, по-видимому, границ плит начинались с деструкции и раздвига в коре, говорить о смещении активной вулканической дуги наиболее изученных на примере Японского моря...

в пределах одной островодужной структуры. Во многих Затем происходило становление зоны субдукции, остро разрезах Западно-Магнитогорской зоны намечается водужный магматизм и активное корообразование — нормальная стратиграфическая последовательность в островных дугах» [Меланхолина, 1993]. Ранее мы уже вверх по разрезу: ирендыкская свита – ярлыкаповский обращались к этому вопросу при рассмотрении взаимо горизонт – улутауская свита, что было бы невозможно, отношений спрединговых и субдукционных вулканических если бы Ирендыкская и Улутауская (Магнитогорская) формаций Мугоджарской подзоны.

дуги первоначально были отделены друг от друга Рассматривая соотношение внешних границ Магни большими расстояниями (что, впрочем, не исключает тогорской зоны с внутренними границами ее подзон, тектонических сближений по надвигам). приходится прийти к выводу, что Магнитогорская зона При рассмотрении этих вопросов вновь обращает по девонским отложениям — это лишь фрагмент сложно на себя внимание постепенность перехода от предост- построенного островодужного сооружения, вырезанный роводужной к островодужной обстановке, о чем мы уже по довольно произвольному контуру современных говорили, ссылаясь на [Вулканизм…, 1992]. Попытаемся сутурных зон, непараллельных границам его внутренних еще раз представить, что при этом происходит. В случае, структурных элементов. Синформный характер Магни если спрединг непосредственно сменяется субдукцией, тогорской структуры и ее бивергентность позволяют он должен вначале замедлиться и перейти в вялотекущее предполагать, что эти соотношения возникли в результате состояние. В связи с этим отмечается [Язева, Бочкарев, более поздних, коллизионных процессов, когда края 1998]: «При неустойчивом режиме спрединга фенне- островной дуги были надвинуты на сиалические блоки, ровский тип дифференциации исходных базальтовых в западном и восточном направлениях соответственно, выплавок сменялся боуэновским, сначала эпизодически, с образованием офиолитовых аллохтонов, хорошо дока а затем, с прекращением спрединга — стабильно. В этом занных лишь на западе, хотя в принципе есть свиде видится причина теснейшей связи карамалыташских тельства их существования и на востоке [Камалетдинов, толеитовых и улутауских известково-щелочных вулкани- Казанцева, 1983].

тов... Граница между двумя формациями часто неодно значна и, по мнению Т. И. Фроловой [Фролова, Бурикова, Тагильская зона 1977], они могут рассматриваться как продукты одно типных мантийных магм при разных геотектонических В девоне, как и в силуре, Тагильская зона обычно условиях коровой дифференциации». Ни о каких не- делится на две подзоны, имеющие примерно ту же согласиях между офиолитами и островодужными границу, и близкие названия: Петропавловская (западная) комплексами здесь речи не идет. и Турьинская (восточная).

Цитированные выше авторы [Язева, Бочкарев, 1998] Как уже говорилось, верхи туринской свиты, сло формально правы в их неприятии предлагаемой рядом женной трахиандезитами, трахибазальтами с прослоями исследователей модели возникновения Улутауской дуги известняков и ритмичнослоистыми туфогенно-терриген вследствие расщепления Ирендыкской и раздвига ее ными флишоидами, мощностью до 500 м, принадлежат частей с раскрытием карамалыташского внутреннего нижнему девону. По находкам макрофауны (кораллы, моря. Эта изящная геодинамическая модель потеряла криноидеи и др.) она датируется лохковом. Развита прежнюю кажущуюся обоснованность после пересмотра свита в обеих зонах, но неповсеместно: в ряде разрезов стратиграфии девона Верхнеуральского и Магнитогорско- Петропавловской подзоны она замещается слоистыми го районов, где вулканогенные комплексы, относившиеся известняками.

к ирендыкским, были переведены в верхний девон на Более молодые части разрезов двух зон различаются основании находок конодонтов [Артюшкова, Маслов, сильнее. Для Петропавловской подзоны характерно Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала преимущественное (или подавляющее, как в Северо- отсутствие сколь-либо ясно выраженной сутуры между уральском, Карпинском и Ивдельском районах) развитие Петропавловской и Турьинской подзонами позволяют мелководных известняков, характерных для всего ниж- предполагать, что в девоне зона субдукции здесь продол него и среднего девона и местами проходящих во фран. жала существовать, но испытала существенную пере Мощности их в отдельных разрезах превышают 2000 м. стройку, что выразилось в перемещении вулканической Помимо мелководной макрофауны, в этих разрезах оси к востоку, тогда как на западе сформировался узкий хорошо изучены конодонты, чему в немалой степени карбонатный шельф, обычно характерный для внешней способствовало то обстоятельство, что к верхней части стороны зрелой островной дуги. В этом случае мы можем нижнего девона и нижней — среднего приурочены богатые говорить о включении отмершей Тагильской дуги в виде залежи бокситов Североуральского бокситоносного террейна в Магнитогорскую. Включение комплексов района (СУБРа). более древней дуги в состав более молодой является Франские отложения, сохранившиеся значительно обычным делом и многократно описано. Впрочем, такой хуже нижне-среднедевонских, формировались в пределах вывод можно сделать только в случае полной уверенности, этой подзоны в контрастных обстановках: помимо мелко- что в Турьинской зоне не произошло тектонического водных известняков (Карпинский район), фран представ- совмещения двух типов разреза: Петропавловского кар лен конденсированным разрезом глинистых, кремнистых бонатного и Магнитогорского вулканогенного (о таком сланцев и известняков с довольно обильными конодонтами варианте будет сказано ниже, при описании девона вос (Североуральский район) и полимиктовыми песчаниками точных зон Среднего Урала).

и конгломератами (Ивдельский район).

Нижнедевонско-франские разрезы более восточной, Восточно-Уральская зона Турьинской подзоны отличаются сочетанием мелководных известняков, охарактеризованных фауной кораллов, Эта зона характеризуется преимущественным раз брахиопод, криноидей, фораминифер, конодонтов, с ан- витием автохтонных осадочных пород чехла микрокон дезитами, андезитобазальтами, базальтами, их туфами, тинента в сочетании с аллохтонами, принадлежащими туфопесчаниками, песчаниками, глинистыми и кремни- комплексам девонской островной дуги.

стыми сланцами [Стратиграфические…, 1993]. Р. Г. Язева Большая, южная половина зоны рассматривается и В. В. Бочкарев [1993] выделяют здесь краснотурьинский здесь в качестве Мугоджарско-Челябинской подзоны, андезитовый комплекс, перекрытый туфами взвозной в которой различаются аллохтонные и автохтонные и макарьевской трахиандезито-базальтовых толщ. комплексы.

Мощность девонских эффузивов местами достигает Автохтонные комплексы 4–5 км. Вместе с умереннокислыми интрузивами верхне лобвинского и ауэрбаховского комплекса они образуют Эти комплексы представлены как мелководными вулкано-плутоническую ассоциацию и отличаются от карбонатными, терригенно-карбонатными и терригенными аналогичных по кремнекислотности эффузивов силу- толщами, достигающими больших мощностей, так и менее рийской островной дуги высокими содержаниями Sr мощными кремнисто-сланцевыми отложениями.

и Rb и другими геохимическими параметрами, позволяю- В Еманжелинском и Полетаевском районах и не щими цитированным авторам заключить, что в период сколько южнее, в среднем течении р. Увельки, нижне формирования краснотурьинского комплекса мощность девонско-нижнеэйфельские отложения представлены земной коры составляла около 30 км и что рассматривае- преимущественно мелководными известняками с фауной мые плутониты принадлежали «окраинно-континенталь- криноидей, конодонтов, кораллов, брахиопод, мощностью ному поясу, обрамлявшему палеозойский океан вдоль 550–900 м [Стратиграфические…, 1993;

Сначев, Мав западной и южной границ Сибирского палеоконтинента». ринская, 1995;

Шурыгина, Милицына, 1996б]. Южнее, Предполагалось также, что рассматриваемый комплекс в бассейне рр. Средний и Нижний Тогузак нижний девон возник непосредственно вслед за коллизией между Тагиль- представлен лейпцигской толщей известняков с просло ской дугой и Восточно-Уральским микроконтинентом. ями терригенных пород, роль которых увеличивается Надо заметить, что вышеизложенная петрохимическая в верхней части разреза. Известняки содержат мелко характеристика вулкано-плутонической ассоциации водную фауну кораллов, брахиопод, криноидей.

(по-видимому, вполне справедливая) сама по себе не Мощность до 600 м [Стратиграфические…, 1993].

влечет за собой ни вывода о коллизии Тагильской дуги Юго-восточнее, в бассейне р. Аят, девон представлен с микроконтинентом, ни предположения об их принад- двумя типами разреза: в районе пос. Маслоковецкий лежности окраине Сибирского континента в среднем (разрезы по рр. Арчаглы-Аят, Камышлы-Аят, Карталы-Аят) девоне. Вулканиты с подобными особенностями могли К. С. Иванов [Стратиграфические…, 1993] выделил возникнуть и в случае образования девонской островной камышловскую свиту, мощность которой не превышает дуги на цоколе силурийской. 500 м, и в которой по конодонтам устанавливается Особенности разрезов и характер фациальных наличие нижне-, средне- и верхнедевонских (франских взаимоотношений в пределах Тагильской зоны, а также и фаменских) отложений. Свита представлена, по-видимо Палеозой. Девонский период му, глубоководными отложениями: фтанитами, серыми Однако вместе с тем, широкое присутствие в этих районах кремнями, углисто-глинисто-кремнистыми сланцами и пес- громадных пластообразных тел серпентинизированных чаниками. Восточнее, на р. Аят в районе пос. Николаевка гипербазитов, в частности — слагающих Буруктальскую (на восточном конце профиля УРСЕЙС-95), описаны синформу, Кундыбайский, Гришинский, Шевченковский фрагменты разреза девонских (пражско-эйфельских) гипербазитовые массивы, которые изучены бурением полимиктовых песчаников и глинистых сланцев с про- и геофизическими методами [Камалетдинов, Казанцева, слоями известняков, охарактеризованных богатой кол- 1983;

Варлаков, 1986 и др.] свидетельствует в пользу лекцией брахиопод, криноидей, ортоцератид, мшанок, широкого развития здесь шарьяжных структур. Экзотич трилобитов и другой мелководной фауной, видимой ное и незакономерное (как бы случайное в сравнении мощностью около 100 м. Песчаники эти отмечаются с магматитами Магнитогорской зоны) положение в меланже Николаевского разлома, имеющего, по данным базальт-андезитовых комплексов по отношению к возмож бурения, довольно пологое западное падение. Восточнее, ной зоне субдукции позволяют предполагать аллохтонное в карьере у пос. Кызылжар, вскрыты рифовые известняки залегание по крайней мере части вышеупомянутых с водорослями, остракодами и кораллами раннего – сред- комплексов, шарьированных с запада, в соответствии него девона [Иванов и др., 1998]. с западным падением Восточно-Магнитогорской зоны В Восточных Мугоджарах, как и в более северных меланжей. Вопрос этот, однако, требует дальнейшего районах зоны, также наблюдается два типа разреза изучения.

автохтонных комплексов: мелководный и глубоководный. В Восточных Мугоджарах к аллохтонным комплексам В Балаталдыкском грабене выявляются фрагменты разреза, предположительно может быть отнесена уже упоминав представленного известняками, в которых в нескольких шаяся тойманская свита [Пелевин и др., 1997], развитая в местах найдены конодонты раннего и среднего девона Балкымбайском грабене и представленная главным [Пелевин, Пучков, 1987]. Позже [Пелевин, Иванов, образом метаморфизованными базальтами с прослоями Павлов, 1997] положение одного из фрагментов пред- кремней.

полагаемого разреза было пересмотрено: известняки —"— с пражскими конодонтами отнесены к вулканогенной В северной половине рассматриваемой зоны, на тойманской свите, ранее считавшейся немой, и высказано Среднем Урале мы предлагаем выделять две структурно предположение о ее аллохтонном залегании. Тем не менее, фациальные подзоны: Петрокаменско-Салдинскую, карбонатный авулканогенный тип разреза в этом районе протягивающуюся от широты Екатеринбурга до Ниж присутствует, что подтверждается также находкой коно- ней Салды, и более восточную, Алапаевско-Режевскую.

донта эмсско-среднедевонского возраста в карбонатном В последней различаются два фациальных типа девонских палеозойском разрезе у метеостанции Талдык [Пелевин, отложений: Режевской (вулканогенный, аллохтонный —о Пучков, 1989]. Фрагментом того же или самостоятельного нем будет сказано ниже) и Першинский (преимущественно типа разреза является описанная в том же грабене толща карбонатный, параавтохтонный). В Алапаевско-Режевской песчанистых и алеврито-глинистых сланцев с линзами подзоне, выделенной в Стратиграфических схемах Урала и прослоями пелитоморфных известняков, содержащих [1993] в качестве Режевского и Алапаевско-Каменского эйфельские конодонты. районов, эти типы разреза многократно чередуются на Восточнее, в Старокарабутакском грабене, к кремни- площади в виде узких (от 1 до 10 км) субмеридиональных стому типу разреза девона относится верхняя, нижнеде- полос, разделенных разломами, иногда подчеркнутыми вонская часть жиландытауской толщи, мощностью меланжем. Такое сочетание одновозрастных вулканоген порядка 100 м (см. раздел «Силур» главы 2) [Пелевин, ных, существенно эксплозивных фаций с одной стороны, Пучков, 1983]. Еще далее к северо-востоку, в истоках и чисто известняковых — с другой, не могло быть р. Иргиз, К. С. Ивановым по находке эмсских конодонтов первичным, поэтому структура трактуется нами как выделена баксайская толща (пачка) кремней с прослоями покровная, разбитая более поздними крутопадающими аргиллитов, видимой мощностью 50 м. разломами на «клавиши» [Пучков и др., 1989, 1990а].

Аллохтонные комплексы Автохтонные комплексы В Еленовско-Кумакском и Буруктальско-Сарыобинском Першинский тип разреза представлен, в интервале от районах, на востоке Оренбуржья и в пограничных районах лохкова до нижнего карбона, преимущественно мелко Казахстана, сводные разрезы девона [Стратиграфические..., водными слоистыми известняками, с весьма подчиненны 1993] представлены сочетанием мощных терригенных ми пачками туфогенно-обломочных пород и единичными или терригенно-туфогенных толщ с еще более мощными покровами миндалекаменных базальтов в нижних частях (более 1000 м) вулканогенными толщами, в которых разреза. Мощность до 1300 м. Известняки содержат корал преобладают лавы базальтов, андезибазальтов, андезитов. лы, брахиоподы, строматопораты, криноидеи. В Режевском Датированы редкой фауной брахиопод, кораллов, кринои- районе, где разрез девона считается опорным, изучены дей и спорово-пыльцевыми комплексами. Нет уверенно- конодонты. Основание палеозоя в рассматриваемом типе сти, что часть этих разрезов не принадлежит автохтону. разреза неизвестно;

предполагается, что разрез принадле Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала жит чехлу террейна, однако является ли его фундаментом толщ в колонке этого разреза спутаны). Бороухинская докембрийский комплекс Восточно-Уральского микро- толща представлена преимущественно вулканогенно континента, или силурийская островная дуга, или, наконец, осадочными, вулканогенно-кластическими отложениями и то, и другое, пока не установлено. андезито-базальтового состава, близкими по облику и отчасти по возрасту к улутауской свите: в пачке кремней Аллохтонные комплексы среди этой толщи найдены раннефранские (до-мукасов В число предполагаемых нами аллохтонных ские) конодонты. На мукасовском уровне в Каменск комплексов на Среднем Урале попадают разрезы уже Уральском районе появляется флишоидная толща упоминавшейся Петрокаменско-Салдинской подзоны с прослоями кремнистых сланцев, мощностью до 350 м и Режевского типа Алапаевско-Режевской подзоны. (кодинская свита). Описание ее приведено в работе Корни шарьяжа надо искать скорее всего западнее, Г. А. Смирнова и др. [1974]. Терригенная толща с франски в Серовско-Маукской сутуре [Juhlin et al., 1998]. ми брахиоподами, включающая прослои полимиктовых Направление шарьирования должно было соответствовать конгломератов и известняков, венчает существенно вулка падению сутуры (по В. Б. Соколову [1992], в южной части, ногенный разрез девона и несколько южнее,– в Синарско напротив Уфимского выступа, она падает к западу, Багарякском районе [Стратиграфические…, 1993].

а севернее, через вертикальное залегание, разворачивается —"— и падает к востоку). Итак, в раннем девоне (точнее, в эмсском веке) на Разрезы Петрокаменско-Салдинской подзоны развиты метился новый этап в истории Урала. На западе, в полосе, зажатой между Серовско-Маукским поясом и в палеоконтинентальном секторе, начинаются транс Мурзинско-Адуйским блоком (пос. Шабры – д. Слудка – грессии и интенсивное погружение края континента.

с. Петрокаменское – с. Талица – г. Н. Салда и др.) и пред- На востоке примерно к этому же времени происходит ставлены мощной (местами, в полных разрезах — свыше кардинальная перестройка островодужной системы:

5000 м) толщей базальтов, андезитов, дацитов, их туфов активность Тагильской дуги резко падает, и она отмирает и туфопесчаников, с прослоями известняков, кремнистых полностью или по крайней мере частично;

возникает сланцев, яшмоидов, содержащих ранне-среднедевонскую Магнитогорская дуга, занимавшая иное положение и и франскую фауну табулят, строматопор, криноидей, ориентировку. Среди нижнедевонско-(эмсско)-франских радиолярий [Ведерников, 1984;

Стратиграфические…, комплексов рассматриваемого региона удается выделить:

1993]. Описание петрохимии вулканитов Петрокаменского 1. Образования пассивной окраины Восточно-Европейско района дается в работе В. Н. Смирнова и В. В. Ведерникова го континента. Среди них выделяются мелководные и [1987]. Это производные девонской зоны субдукции, относительно глубоководные отложения шельфа, бати имеющие свои интрузивные комагматы и образующие, альные — континентального склона, и абиссальные — таким образом, вулкано-плутоническую ассоциацию. континентального подножья. 2. Океанические образования.

К Режевскому типу мы относим вулканогенные Осадки океанического чехла практически не выделяются разрезы Алапаевско-Режевской подзоны. В долине р. Реж или не распознаются. Основное место занимают ком у с. Глинского в низах разреза лежит так называемая плексы, связанные с Магнитогорской островной дугой.

глинская толща толеитовых базальтов с прослоями При этом удается (случай уникальный для палеозоид!) кремней, реже туфов и туфопесчаников, принадлежащих, выделить реликтовые палеоструктурные элементы ост судя по всем данным, к офиолитовой ассоциации (глинский ровной дуги, положение которых менялось со временем:

комплекс и его аналоги);

толща содержит конодонты авулканическая абиссальная преддуговая зона, вулка позднего эмса – раннего эйфеля. Это, по-видимому, ническая дуга и ее склоны, задуговая спрединговая не является нижним возрастным пределом основания впадина. Тагильская зона, возможно, являлась в это разреза, поскольку конодонты, найденные автором время внешней, авулканической зоной островной дуги, и К. С. Ивановым в кремнях из серпентинитового меланжа ее карбонатным уступом, или (что менее вероятно) на р. Кулиге имеют лохковский облик [Пучков и др., 1989]. представляла собой самостоятельный террейн, находив Кроме того, в прослое фтанита из базальтовой толщи шийся на некотором расстоянии от фронта Магнитогорской Сафьяновского месторождения К. С. Ивановым были дуги. 3. Восточно-Уральский (Восточно-Мугоджарский) выделены очень характерные по своему облику коно- микроконтинент, погруженный под уровень моря на раз донты начала раннего девона, определенные мною как ную глубину, что отражается в характере осадков его чехла.

Оzarkodina stygia. К сожалению, эта находка в изобилую- —"— щей деталями работе К. С. Иванова [1998в] не обсуждалась Рассматриваемый этап был одним из важнейших и по какой-то причине даже не была упомянута, а она, в металлогеническом отношении. С его вулканизмом помимо всего прочего, противоречит принятому представ- связано большинство медноколчеданных, колчеданно лению [Медноколчеданные…, 1992] о раннеживетском полиметаллических месторождений Южного Урала, возрасте рудовмещающих толщ. среди которых есть крупные и уникальные: Учалинское, Глинская толща вверх по разрезу сменяется боро- Сибайское, Гайское и др. На Среднем Урале в анало ухинской (в Стратиграфических схемах [1993] названия гичных условиях образовался целый ряд менее крупных Палеозой. Девонский период месторождений этого типа, принад лежащих Дегтярско-Карабашской, Сафьяновской и Султановской рудоносным зонам [Медноколче данные…, 1992]. Помимо меди и полиметаллов, колчеданные руды являются основным источником добываемого на Урале золота;

они содержат также серебро и пла тиноиды. Известны небольшие медно-порфировые месторождения:

Салаватское и др., связанные с ост роводужным вулканизмом [Вулка ногенная…, 1994] и десятки ме сторождений марганцевых руд, приуроченных к яшмоидам ярлыка повского-бугулыгырского уровня.

С девонской вулкано-плутониче ской ассоциацией Турьинской зоны связаны медно- и железо скарновые, медно-порфировые и золото-сульфидные месторождения [Язева, Бочкарев, 1993]. Условия тропического климата и наличие периодически осушавшихся закар стованных карбонатных равнин обусловило возникновение крупных месторождений Североуральского и Южноуральского бокситоносных районов.

ФАМЕНСКИЙ ЭТАП Основные изменения, которые произошли в фамене, связаны с возникновением флишевого про гиба, восточное крыло которого занимало западную часть Мугод жарской зоны, осевая часть при ходилась на область развития ба тиальных комплексов, а западное крыло перекрывало восточную окра ину шельфовой зоны. Выделяются следующие структурно-фациальные зоны: Бельская (континент), Зилаи ро-Сибайская (флишевый прогиб), Восточно-Магнитогорская (вулка ническая дуга), Тагильская (террейн в составе Магнитогорской остров ной дуги или впереди ее фронта), Рис. 16. Схема структурно-фациальной зональности юга Урала для Восточно-Уральская (аллохтонные фаменского этапа комплексы островной дуги на микроконтиненте и параавтохтон- 1 – Бельская зона (1а – Актаныш-Чишминский прогиб Камско-Кинельской систе ные осадки микроконтинента), мы);

2 – Зилаиро-Сибайская зона (2а – западный прогиб, 2б – восточный прогиб, Зауральская (вулканическая дуга?) 2в – Урал-Тауское поднятие);

3 – Восточно-Магнитогорская зона;

4 – Тагильская (рис. 16). зона;

5 – Восточно-Уральская зона;

6 – Зауральская зона. См. также рис. 12.

Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала Бельская зона ивающиеся граувакковые осадки большой мощности с градационной слоистостью, с единичными прослоями Как и в конце предыдущего этапа, на Южном кремнистых сланцев в низах. Вблизи ГУР прогиб и Среднем Урале зона характеризовалась преобладающим прослеживается по распространению зилаирской серии развитием мелководных отложений осадочного чех- от сая Тересбутак на юге Западных Мугоджар до южной ла континента, мощностью в среднем порядка 250 м оконечности Бардымского аллохтона на севере;

в еще (от 100 до 400 м), принадлежащих открытому шельфу. более северных районах ее литолого-формационные В основном, это известняки;

подчиненную роль играют аналоги имеют более молодой возраст и называются доломиты и аргиллиты. К югу от широтного течения иначе [Пучков, 1979а]. Граница же распространения р. Белой отмечаются ангидриты, что связано с периоди- собственно зилаирской серии, маркирующая на западном ческим обмелением и созданием замкнутых бассейнов склоне Южного Урала область столкновения островной в условиях жаркого климата. Преобладающая фауна: дуги и южного отрезка пассивной окраины Восточно брахиоподы, кораллы, криноидеи, остракоды, конодонты. Европейского континента, от Уфимского амфитеатра Вдоль унаследованных от франского времени глубоковод- поворачивает на восток: свита известна в восточных ных прогибов Камско-Кинельской системы [Сюндюков, районах Среднего Урала — в частности, в Сухоложском 1975;


Лозин, 1994;

Трохова, 1991;

Стратиграфические…, и Каменск-Уральском [Смирнов, Смирнова, 1961].

1993] группируются известняковые биогермы, являю- Прогиб возник первоначально в западной части бывшей щиеся неструктурными ловушками нефтяных залежей. Магнитогорской зоны, наследуя более узкую и менее Прогибы, не меняя своего простирания, прослеживаются устойчивую область развития прогибов, заполнявшихся в область современного западного склона Урала, где, мукасовскими кремнисто-флишевыми отложениями, вероятно, открывались в другой глубоководный трог, однако быстро распространился на запад, захватив уже Уральского простирания. В Актаныш-Чишминском, область развития Вознесенско-Присакмарского меланжа, Уткинско-Серебрянском и Кизеловском прогибах сис- территорию хр. Урал-Тау и краевую часть шельфа.

темы, характеризующихся пониженными мощностями Сакмарский и Кракинский аллохтоны перекрывают осадков, накапливались пелитоморфные, битуминозные флиш, занимая осевую часть Зилаирской синформы.

окремненные известняки, мергели, глинистые, битуми- В то же время, зилаирская серия развита и в пределах нозные, иногда горючие сланцы. Анализы битумов в их Сакмарского (но не Кракинского) аллохтона. Восточная сравнении с девонскими и каменноугольными нефтями граница прогиба в средней части совпадает с меридио показали их большое сходство, что служит основанием нальным течением р. Урал, западная — с западной для того, чтобы считать доманиковые фации нефтема- границей Зилаирской синформы. В пределах Башкирского теринскими. В фаменское время морская трансгрессия антиклинория флиш размыт, кроме двух мест — в осевых достигла своего максимума;

островная суша, существо- частях Тирлянской и Юрюзанской синклиналей;

однако вавшая к северо-востоку от поднятия Кара-Тау и в районе западная граница бывшего распространения фаменского Оренбургского газоконденсатного месторождения, была флиша может быть нащупана путем экстраполяции:

перекрыта фаменскими карбонатными осадками. исчезнув вследствие позднепалеозойского размыва запад нее субмеридионального отрезка р. Белой, эта граница вновь появляется в 300 км севернее, в краевой восточной Тагильская зона части Юрюзано-Сылвенской депрессии (рис. 16).

Фаменские отложения в этой зоне сохранились Геологические особенности западной части прогиба довольно плохо, преимущественно в северных районах (Зилаирского синклинория, или синформы) описаны рассматриваемой территории (в полосе от г. Серова в классической работе Б. М. Келлера [1949];

сведения до г. Ивделя), причем здесь как будто еще сохраняется о геологии восточной части прогиба содержатся в работе деление на Петропавловскую и Турьинскую подзоны. Г. А. и Т. А. Смирновых [1961]. Литология и палеогеография В Петропавловской продолжали накапливаться преиму- зилаирской серии изучались также М. Ю. Аржавитиной щественно известняки, мощностью до 300 м, тогда как [1977];

М. Н. Ильинской [1980] и другими исследователя в Турьинской преобладают терригенные породы, и разрезы ми. Как отмечается [Смирнов, Смирнова, 1961], в составе представлены конгломератами, полимиктовыми песча- песчаников и конгломератов зилаирской свиты преоблада никами, сланцами и известняками, мощностью до 800 м ют обломки эффузивов и кремней. В восточных районах [Стратиграфические…, 1993]. присутствуют зерна серпентинитов. Подчеркивается, что большая часть грубообломочных пород приурочена к восточному краю прогиба, что заставило Г. А. Смирнова Зилаиро-Сибайская зона считать, что источником терригенного материала служила Флишевый прогиб, выделяемый здесь в Зилаиро- восточно-уральская суша. Однако эти представления Сибайскую зону, заполнялся терригенным флишем требуют уточнений. И сам Г. А. Смирнов и другие фаменского возраста, который известен в качестве исследователи отмечают присутствие в граувакках зилаирской свиты или серии. Это ритмично пересла- минералов метаморфических пород. Наличие, например, Палеозой. Девонский период в далеких от Восточно-Уральской зоны граувакках и глаукофана неоднократно отмечались А. А. Алексеевым р. Каны заметных количеств рутила, альмандина и эпидота [1994].

нами рассматривается как указание на то, что источником В отличие от этого, терригенные породы восточного терригенного материала (основным или дополнитель- борта прогиба сложены преимущественно обломками ным) служили метаморфические породы хр. Урал-Тау. эффузивных пород основного, среднего и кислого со От альтернативного источника метаморфических мине- става, часто с трахитоидной структурой. В небольшом ралов (Восточно-Уральской зоны) прогиб был отделен количестве присутствуют обломки интрузивных пород, барьерным образованием Восточно-Магнитогорской и уж совсем редко — обломки метасоматических и вулканической дуги и отчасти — областью накопления метаморфических пород. Набор минералов беден.

известняков свиты г. Магнитной. Тяжелая фракция представлена преимущественно черны Тем не менее, Г. А. Смирнов был не одинок во мнении ми рудными минералами (манетит, гематит, ильменит о том, что источником обломков метаморфических составляют 95–100 %). Прозрачные минералы — циркон, минералов и пород являлось Восточно-Уральское под- гранат, хромшпинелиды, анатаз, эпидот — встречаются нятие. Вопрос о составе песчаников зилаирской серии обычно в виде редких зерен.

изучался М. Н. Ильинской [1980], которая пришла Вышеприведенные данные однозначно говорят о том, к выводу, что обломочный материал серии есть производ- что в фаменское время область Урал-Тау подвергалась ное трех источников: аллохтонного (метаморфические размыву наряду с восточными районами Магнитогор и интрузивные породы Восточно-Уральского поднятия), ской синформы. Более того, по присутствию в западных автохтонного (зеленокаменные эффузивные и интру- разрезах минералов, в данном случае типоморфных для зивные породы внутренних поднятий Магнитогорского максютовского комплекса (гранат, рутил, глаукофан), антиклинория) и эксплозивного (тефрогенные, вулкано- можно говорить о том, что фамен является верхним кластические образования, поступавшие в виде продуктов возрастным пределом начала эксгумации этого ком эксплозивных извержений вулканов центрального типа). плекса. Заметим кстати, что эти данные противоречат Отмечается, что граувакковый состав пород является предположению К. С. Иванова [1998в] о мезозойском результатом слабого развития химического выветривания времени эксгумации и о связи его с эпохой растяжения.

областей питания. Несмотря на положительную в целом В районах, расположенных непосредственно к востоку оценку цитируемой работы, нельзя не отметить, что на от хр. Урал-Тау, зилаирская серия залегает на кремнях вышеуказанные выводы повлияла недостаточная пред- мукасовской толщи, и по идее возраст ее подошвы должен ставительность изученных разрезов и отсутствие данных находиться в верхах франа. В более восточных районах по составу тяжелой фракции граувакк. серия залегает на биягодинской и бугодакской толщах, Весьма убедительные данные для решения вопроса занимающих положение на границе франа и фамена, об источниках терригенного материала зилаирской серии возможно частично захватывая фамен [Артюшкова, к этому времени уже были получены М. Ю. Аржавитиной Маслов, 1999], так что не исключено небольшое омоложе [1976, 1977]. В пределах Магнитогорского синклинория ние подошвы серии к востоку. К западу от хр. Урал-Тау ею были выделены два типа разреза зилаирской свиты зилаирская серия также залегает на литологически разных (серии): западный и восточный и изучены легкая и отложениях, и диахронность ее подошвы более опреде тяжелая фракции для каждого из них. Установлено, что ленна (возрастное скольжение подошвы зилаирской свиты обломочные породы западного типа на 40–50 % состоят по спорово-пыльцевым данным отмечалось в общем виде из обломков вулканогенных пород основного, среднего Е. В. Чибриковой и В. А. Олли [1987], однако строго и кислого состава, реже встречаются обломки интру- направленный характер этих возрастных изменений нами зивных пород. Обломки осадочных пород (в порядке установлен впервые. Было показано [Пучков, 1979б;

убывания) представлены яшмами, известняками, алев- Пучков и др., 1998а, б], что на восточном борту Зилаир ролитами и аргиллитами. Метаморфические породы ской синформы зилаирская серия залегает согласно на представлены кварцитами, слюдистыми кварцитами и кремнях ибрагимовского горизонта с постепенным кварцево-углистыми сланцами. Обломки минералов обыч- переходом через пачку переслаивания кремней и грау но составляют 20–40 %. В тяжелой фракции постоянны вакк, в которой найдены позднефранские конодонты.

и характерны циркон, гранат, сфен, хромшпинелиды, На северном окончании синформы, к северу от пос. Тир минералы группы эпидота;

реже встречаются авгит, лян, зилаирская серия залегает на известняках Бельской турмалин, рутил, хлоритоид. В песчаниках толщи спо- зоны с базальной пачкой кремней в основании, датиро радически присутствует также глаукофан. Последнее ванных как верхи франского яруса. На западном крыле принципиально важно для определения времени по- синформы, в разрезе с. Яумбаево, возраст подошвы свиты явления максютовского комплекса на поверхности. датируется несколько выше — в интервале зон linguifor Малые количества этого минерала не должны смущать, mis – M. triangularis (пограничные зоны франа и фамена поскольку амфиболы принадлежат к группе минералов, [Абрамова и др., 1998]). Наконец, еще западнее, в разрезах наиболее подверженных истиранию. В зилаирской свите рр. Б. Ик, Кураир подошва серии еще более омолаживается, западного склона Урала находки обломочных граната находясь примерно на границе зон L. crepida и Lst. crepida Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала (рис. 17). Омоложение границы серии в западном направ- материала из палеоокеанических зон Урала на пассивную лении наблюдается и разрезах Юрюзано-Сылвенской окраину континента и указывают на то, что в течение депрессии [Стратиграфические…, 1993]. Мы останавли- фаменского времени прогиб накатывался на шельф ваемся на этих данных достаточно подробно, поскольку в западном направлении — как это обычно и бывает они датируют время первого поступления терригенного в подобных случаях [Sinclair, 1997a, b].


Рис. 17. Типы разрезов подошвы зила ирской свиты на западном склоне Урала 1 – информация отсутствует (размыв, тектони ческое нарушение или необнаженность);

2 – известняки;

3 – граувакковый флиш;

4 – граувакки с прослоями кремней;

5 – кремни стые сланцы;

6 – глинистые сланцы и алевро литы с линзами мергелей Начиная с выхода в свет работ Л. С. Либровича [1936] как преимущественно франская, а помещенная выше по и вплоть до настоящего времени можно встретить разрезу киинская свита — как в основном фаменская утверждение, что зилаирская серия датируется как фа- (верхний слой ее отвечает низам турне). Действительно — мен – турне. Однако в Стратиграфических схемах [1993] наши исследования [Пучков, Иванов, 1987б] показали, в соответствии с современными данными (в частности, что возрастной интервал свиты, согласно сборам конодон в связи с утвердившимся в последнее десятилетие некото- тов, отвечает практически всему фамену. Аналогичные рым повышением фамен-турнейской границы), переход данные получены и при изучении спор растений [Чиб зилаирской серии в турнейский ярус нигде не показан. рикова, Олли, 1987]. Но это отнюдь не означает, что Более того, на западном крыле Зилаирской синформы возраст зилаирской свиты где бы то ни было ограничен граувакковый флиш перекрыт конденсированной франом: такому умозаключению противоречит весь (мощностью 100–200 м) ямашлинской свитой, пред- объем современных данных. Напротив, это позволяет ставленной переслаиванием известняков, алевролитов, предполагать, что киинская свита и зилаирская серия глинистых сланцев и кремней с конодонтами среднего являются тектонически сближенными фациальными и позднего фамена (зоны postera, expansa, praesulcata) аналогами. В таком случае можно считать, что киинская [Пазухин и др., 1996]. Тем не менее, в стратиграфических свита образовалась на западном борту незаполненного схемах Магнитогорской зоны сохраняются нижнетур- глубоководного прогиба (отметим, что помимо других нейские терригенные толщи, оставшиеся без названия признаков, глубоководный характер киинской свиты [Стратиграфические…, 1993]. подчеркивается находками остракод тюрингского экотипа:

В южных районах (в Сакмарском аллохтоне и, воз- Н. М. Кочеткова, устное сообщение). Терригенного мате можно, параавтохтоне) на уровне фамена наблюдаются риала, накапливавшегося восточнее в виде зилаирской две свиты: зилаирская и киинская. Последняя представлена серии, не хватило, чтобы заполнить весь прогиб, откры гониатитовыми глинистыми неровнослоистыми извест- вавшийся к тому же в некомпенсированную, глубоковод няками, нередко образующими пласты «петельчатого» ную впадину Прикаспия. Такая же ситуация сохранялась облика и конкреционные прослои среди битуминозных здесь и в раннекаменноугольное время (см. ниже).

глинистых, глинисто-кремнистых сланцев и кремней. Подобные взаимоотношения описаны нами также для Возраст свиты и ее положение в разрезе были предметом среднего карбона Лемвинской зоны, где начало накопле дискуссии. Обычно киинскую свиту помещали выше ния граувакковой серии в целом запаздывает по сравнению зилаирской, и эта точка зрения частично была отражена с Южным Уралом [Пучков, 1979а].

в Стратиграфических схемах [1993], где в разрезах рр. Кия, На восточном крыле флишевого прогиба кровля серии Жаксы-Каргала, Торангул и др. зилаирская свита показана проходит вблизи границы с турне, о чем говорят довольно Палеозой. Девонский период эпизодичные находки конодонтов и фораминифер. Салихов, 1997;

Язева, Бочкарев, 1998;

Сурин, Мосейчук, Высказано предположение, что она вряд ли поднимается 1997;

Мосейчук, Сурин, 1998 и др.]. Зона характеризуется выше лытвинского горизонта [Стратиграфия…, 1993]. широким развитием субщелочных дифференцированных Тем не менее, низы турнейского яруса местами представ- вулканитов, их туфов, туфоконгломератов, туфопесчани лены безымянной терригенной толщей с флористическими ков, с прослоями известняков, содержащих конодонты остатками, подстилающей березовскую свиту вулканогенно- и фораминиферы (шумилинская свита и др.). Иногда осадочного состава [Стратиграфические…, 1993]. в туфогенных толщах отмечаются растительные остатки Попытки расчленить зилаирскую серию делались [Стратиграфические…, 1993]. Подчиненное значение в Зилаирской синформе. Так, например, Б. М. Келлер имеют наземные фации, и в целом палеогеографическая [1949] выделял (снизу вверх): яумбаевскую свиту гли- ситуация оценивается как «обстановка морского аква нистых сланцев и алевролитов с прослоями и линзами тория с выступающими вулканическими островами»

пелитоморфных известняков и мергелей (мощность [Салихов, 1997]. Авторами книги [Вулканизм…, 1992] около 150 м) и песчано-алеврито-глинистые асташскую эти вулканиты выделяются в трахидацит-трахиандезит и авашлинскую. Фактически это деление не работает: трахибазальтовую формацию. Анализ ряда геохимических западнее стратотипического разреза яумбаевской свиты, признаков позволяет сделать вывод о близости рас в связи с омоложением подошвы зилаирской серии, сматриваемых пород к шошонитовым сериям зрелых на возрастном уровне этой свиты находятся известняки островных дуг. Д. Н. Салихов [1997] возвратился к рас Бельской зоны. В асташской и авашлинской свитах смотрению этого вопроса, выделив субщелочную (кроме низов первой, где встречаются прослои кремней трахиандезит-базальтовую формацию, а также ко с конодонтами) фауны практически нет, а литологические магматичную ей габбро-монцонит-трахисиенитовую.

критерии их разделения довольно размыты. Мощность Типичным представителем последней является серии в целом на западе оценивается в 2000–2500 м, Верхнеуральский многофазный массив, имеющий кон хотя по данным сейсмопрофилей глубина до подошвы центрически-зональное строение и абсолютный возраст зилаирской серии в осевой части синформы оценивается 362±9 млн лет. Первичное отношение изотопов стронция в 6000(!) м [Bastida et al., 1997]. В восточных разрезах свидетельствует о мантийном источнике происхождения мощность может достигать 1300–1500 м. Здесь обнажен- формации [Салихов, Митрофанов, 1994]. К этому же ность свиты значительно хуже, чем на западе. Пересекая вулканическому поясу, возможно, относятся габбро и слабохолмистые, выровненные участки развития зилаир- гранитоиды Петропавловского массива, наиболее древнего ской свиты, здесь иной раз трудно даже сделать замеры в Ахуновской группе. По данным Г. Б. Ферштатера (устное залегания пород. сообщение) этот массив датируется как 360 млн лет Иная схема расчленения зилаирской свиты, разра- по цирконам.

ботанная для всей области ее развития, предложена Более дифференцированную характеристику вул Е. В. Чибриковой [1997]. По спорово-пыльцевым канического пояса дают Р. Г. Язева и В. В. Бочкарев комплексам ею выделено пять толщ. Первая толща, [1998], которые различают среди фаменских магмати домбарковская, наблюдалась только в Киинско-Шандин- ческих образований две ассоциации. Первая из них ской полосе Сакмарской зоны, и содержит споры и пыльцу представлена Верхнеуральским и Магнитогорским верхов франа. Вторая, вазямская толща распространена интрузивно-вулканическими центрами, совпадающими значительно шире и относится к низам нижнего фамена. с осевой зоной вулканической дуги на предшест Третья, зирень-агачская толща отнесенная к верхам вующем этапе ее развития. Их отличают малый объем нижнего фамена, и четвертая, авашлинская — к среднему базальтоидов, преимущественно трахит-латитовый фамену, предположительно также пользуются широким состав вулканитов, эксплозивный характер (шумилинский распространением. Пятая, ямашлинская, выделявшаяся и верхнеуральский комплексы), преимущественно и раньше, относится к верхнему фамену и развита лишь сиенитовый состав гипабиссальных интрузивных на западном обрамлении Зилаирского синклинория. комагматов. В целом же они включают полный ряд Недостатком этой схемы, как и прочих, является не- вулканитов и плутонитов от базальтоидов и монцогаббро прослеженность толщ на площади и отсутствие лито- до трахидацитов и лейкогранитов с преобладанием логических критериев, позволяющих их картировать разностей среднего состава. Принадлежа субщелочной (за исключением ранее известной ямашлинской, которая серии, они содержат K2O меньше, чем Na2O и находятся обладает резко отличной литологией). на границе субщелочных и нормальных комплексов.

Вторая ассоциация, шошонит-абсарокитовая, развита восточнее, на краю Восточно-Магнитогорской зоны, Восточно-Магнитогорская зона и выявлена на всем южноуральском протяжении дуги Эта зона протягивается полосой к востоку от мери- от Кундравинского района на севере до Домбаровского диана долины р. Урал. Вопросы геологии и петрологии и Ащебутакского районов на юге. Здесь преобладаю слагающих ее вулканитов рассмотрены в целом ряде щими являются базальтоиды (шошониты, абсарокиты, работ [Серавкин, 1986;

Рихтер, 1989;

Вулканизм…, 1992;

меланогаббро), резко подчиненное значение имеют Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала Восточно-Уральская зона банакиты, латиты, граносиениты;

предельно кислые разности отсутствуют. Цитируемые авторы считают, В среднеуральском сегменте Восточно-Уральской что первая ассоциация возникла на зрелой островодуж зоны в фамене сохраняются вулканогенный Режевской ной коре и заканчивает процесс ее эволюции, вторая —в и карбонатный Першинский типы разреза, но к ним задуговом море и является продуктом собственно добавляется терригенный, который можно условно субщелочного мантийного магматизма. Это очень назвать Зилаирским.

интересная идея, но, как мы уже видели, строгое палео В Зилаирском, аллохтонном типе разреза развиты географическое доказательство принадлежности второй терригенные толщи, местами близкие по облику и воз ассоциации абиссальной задуговой котловине потребует расту зилаирской свите. Под таким названием они и еще больших усилий в расшифровке стратиграфии и описаны здесь Г. А. Смирновым и Т. А. Смирновой [1961], формационной принадлежности окружающих до-фамен хотя полной аналогии нет: в них местами присутствуют ских образований.

прослои известняков и мергелей с фораминиферами, По нарастанию K, Rb, Sr в базальтоидных и андези отмечается раковинная фауна. Терригенный фамен тоидных вулканитах рассматриваемых серий делается известен в двух полосах: Петрокаменско-Салдинской вывод, что в фамене сохранялся восточный наклон (от г. Арамиль на юге до г. Н. Салда на севере) и Алапа зоны субдукции [Язева, Бочкарев, 1998]. Сам факт, что евско-Каменской (от г. Каменск-Уральский на юге до в фамене зона субдукции еще продолжает функциони г. Алапаевск на севере).

ровать, следует взять на заметку в связи с предстоящим В Режевском, аллохтонном типе разреза можно обсуждением модели формирования эклогит-глауко выделить два подтипа. С другой стороны, под именем фансланцевого метаморфического комплекса хребта сафьяновской свиты здесь описаны терригенно Урал-Тау.

вулканогенные разрезы, где наряду с флишоидными Особое место в рассматриваемой зональности пачками присутствуют туфы, игнимбриты, лавы андезито занимает расположенная у г. Магнитогорска на границе базальтов, базальтов, андезитов. В кремнистых прослоях Восточно-Магнитогорской зоны и флишевого прогиба найдены конодонты различных горизонтов фамена небольшая область накопления слоистых известняков [Пучков и др., 1989, 1990а]. Мощность толщ до 1000– свиты горы Магнитной, в которых благодаря по 1200 м. Представляется вероятным, что сафьяновская слойным сборам конодонтов В. Н. Пазухину удалось свита формировалась в районах, приближенных к вулка доказать наличие большей части фаменских, а также нической оси островной дуги. К аналогам Режевского типа турнейских и нижневизейских отложений. Они залега разреза можно условно отнести часть толщи базальтов, ют на островодужных вулканитах и, по-видимому, андезитов, трахиандезитов и их туфов, развитой в Течен являются возрастными аналогами шумилинской свиты, ско-Сухтелинском районе, к северу от г. Челябинска.

представленной лавами и туфами трахиандезитов, Першинский, автохтонный тип разреза представлен трахидацитов и других щелочных пород, туффитами, слоистыми известняками, охарактеризованными фора туфопесчаниками с прослоями известняков. В Западных миниферами и конодонтами. Мощность до 350–400 м.

Мугоджарах аналогичную структурную позицию (на В южноуральском сегменте, на Полетаевской восточной границе флишевого прогиба) занимает толща площади описана толща, низы которой сложены поли фаменских отложений, развитая в Берчогурской мульде миктовыми песчаниками, алевролитами, аргиллитами, и представленная органогенно-обломочными известня иногда углистыми. Выше расположены туфы, ксенотуфы ками, полимиктовыми песчаниками, конгломератами, андезитового состава, андезиты, прослои известняков.

реже глинами и алевролитами, мощностью свыше 600 м.

В ксенотуфах — обломки известняков с фауной от Толща охарактеризована брахиоподами, конодонтами, раннего силура до эйфеля. В прослоях известняков фораминиферами, а в верхней части — и гониатитами.

обнаружены конодонты фамена [Сначев, Мавринская, Для нижней части разреза характерны терригенно 1995]. Восточнее, в Еманжелинском районе, фамен карбонатные отложения;

выше преобладают известняки представлен алевролитами, с фауной трилобитов и [Граница…, 1992;

Стратиграфические…, 1993]. Как и криноидей, мощностью не менее 200 м [Шурыгина, свита горы Магнитной, это относительно мелководные Милицына, 1996б].

(шельфовые) образования, в чем-то аналогичные кар Южнее, в бассейне рр. Нижний и Средний Тогузак, бонатным отложениям преддугового шельфа современ фамен представлен двумя фациями: карбонатно-терриген ной дуги Тонга – Кермадек [Пущаровский, Меланхолина, ной и туфовой. Карбонатно-терригенная толща сложена 1992]. Не исключено, что до развития надвиговых песчаниками, гравелитами, алевролитами и известняками, деформаций образования преддугового шельфа были мощностью 100–150 м, с фауной фораминифер и гониа развиты шире, чем в настоящее время.

титов. Восточнее, у пос. Варна, фамен представлен К северу от Берчогурской мульды, в зоне Главного толщей литокристаллокластических туфов, преимущест Уральского разлома (разрез руч. Тересбутак и далее венно андезитового состава, с прослоями известняков, на север), появляется зилаирская свита, прослеживаю содержащих конодонты [Стратиграфия…, 1993;

Иванов, щаяся в узкой полосе обнажений.

Палеозой. Девонский период 1998в]. Юго-восточнее, в бассейне р. Аят, в районе по Восточно-Уральской и Зауральской зонам, поскольку пос. Маслоковецкий, верхи камышлыаятской свиты петрологические данные по вулканитам почти отсутству представлены кремнями, углисто-кремнистыми сланцами ют. Правда, в последнее время Ал. В. Тевелевым [2000] с прослоями кварцевых граувакк. указано на щелочной характер развитых здесь поздне Далее на юг, от бассейна р. Аят до границы с Орен- девонских вулканитов при высоких содержаниях РЗЭ, буржьем, фаменские отложения неизвестны;

учитывая что интерпретируется как свидетельство начала рифтоге широкое развитие терригенных отложений в соседних неза. Впрочем, следует подождать более обстоятельных областях, можно предположить, что это была область публикаций.

размыва. В Оренбуржье и пограничных с ним районах —"— Казахстана (Еленовско-Кумакский, Буруктальский и Итак, рассмотрение палеогеографии фаменских Сарыобинский районы) фамен представлен груботер- комплексов рассматриваемого региона позволяет ригенными толщами с флористическими остатками, утверждать, что фамен был временем существенной мощностью 500–600 м. В разрезе Буруктальского района перестройки, связанной с тем, что Магнитогорская отмечаются прослои туфоалевролитов. Характерно при- островная дуга подошла вплотную к Восточно сутствие кварц-полевошпатовых песчаников и кварцевых Европейскому континенту и столкнулась с ним на конгломератов. территории современного Южного Урала (пододвигание В Восточных Мугоджарах фамен представлен утоненной части континентальной окраины, по-видимому, терригенными толщами с вулканитами и характеризуется началось еще во франском веке). В фамене намечаются, присутствием как растительных остатков, так и морской с запада на восток, следующие структурно-фациальные фауны. В западных районах это низы балаталдыкской зоны: 1. Шельф древней части континента. 2. Флишевый свиты, представленной песчаниками, алевролитами, (преддуговой) прогиб, накатывающийся с востока на глинистыми сланцами, с маломощными прослоями запад, на шельфовую зону. В осевой части флишевого известняков, с редкими прослоями туфов и единич- прогиба располагалось островное поднятие Урал-Тау — ными прослоями андезибазальтов. Мощность до 500 м. основной источник обломков метаморфических пород и Благодаря находкам конодонтов в Балкымбайском грабене, минералов в граувакковом флише. 3. Зрелая вулканическая из этой свиты были изъяты более древние отложения дуга на стадии начала разрушения, вероятно с двумя (см. выше), но наличие фамена подтверждается, наряду зонами: осевой и тыловодужной;

4. Микроконтинент, с находками отпечатков растений, также и присутствием возможно подвергшийся задуговому растяжению.

конодонтов [Пелевин, Пучков, 1987;

Стратиграфические..., —"— 1993]. В более восточных районах Прииргизья фамен- К концу фаменского времени процесс окраинно ские отложения продолжают трансгрессивный цикл континентальной аккреции завершился, и граница осадконакопления, начавшийся в середине франского Восточно-Европейского континента тогда же или некото века накоплением конгломератов, песчаников и извест- рое время спустя переместилась в область современного няков с брахиоподами. Фамен представлен на две трети Тургайского прогиба — на восток от Валерьяновской зоны.

толщей вулканомиктовых, реже кварцевых песчаников, алевролитов, глинистых, глинисто-кремнистых сланцев, ОБСУЖДЕНИЕ АЛЬТЕРНАТИВНЫХ КОНЦЕПЦИЙ туфов и туффитов среднего состава, с редкими потоками базальтов. Толща охарактеризована радиоляриями и отпе- По мнению автора и ряда его коллег, основным чатками растений. Мощность 1500 м. Верхняя часть событием в позднем девоне стало столкновение пассивной фамена представлена песчаниками, углисто-глинисто- окраины Восточно-Европейского континента и Магни кремнистыми, углисто-глинистыми и глинистыми тогорской островной дуги [Пучков, 1996б;

Пучков и др., сланцами, мощностью 800 м, и охарактеризована 1998б;

Brown et al., 1997, 1998, 1999]. До этого момента девонско-раннетурнейским спорово-пыльцевым ком- в течение всего палеозоя ни коллизии, ни обдукции на плексом [Стратиграфические…, 1993]. восточной окраине Восточно-Европейского континента не происходило. Вывод этот разделяется далеко не всеми.

Если мы обратимся к литературе, содержащей плейт Зауральская зона тектонические реконструкции, то наше внимание неизбеж В Зауральской зоне (Денисовский и Карашатауский но привлечет, например, тот факт, что в многочисленных районы) описана толща, представленная туфопесчаниками, публикациях Л. П. Зоненшайна с соавторами, наиболее туфоалевролитами, алевросланцами, углисто-глинистыми, часто цитируемых в литературе [Zonenshain et al., 1990;



Pages:     | 1 |   ...   | 3 | 4 || 6 | 7 |   ...   | 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.