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 |   ...   | 4 | 5 || 7 | 8 |   ...   | 9 |

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

-- [ Страница 6 ] --

углисто-глинисто-кремнистыми сланцами, фтанитами, История…, 1984 и др.], время начала коллизии и обдукции туфами среднего и смешанного состава, базальтами, на западном склоне Южного Урала датируется как ранний андезибазальтами, с прослоями песчаников и известняков девон. Как нам кажется, первоисточником этих представ [Стратиграфические…, 1993]. лений является более ранняя работа С. В. Руженцева На существующем уровне изученности чрезвычайно [1976] по геологии Сакмарского аллохтона. В ней трудно оценить палеогеодинамическое значение данных утверждается, что формациями-индикаторами коллизии Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала и обдукции являются развитые в Сакмарском аллохтоне автору, причиной такого (ошибочного на наш взгляд) нижне-среднедевонские олистостромы (в частности, мнения было несовершенство стратиграфической схемы, шандинские), а вовсе не зилаирская серия, которая вместе которой пользовался С. В. Руженцев. Только после того, с подстилающими ее франскими кремнями трактуется когда нами было обосновано существование в Сакмарском этим автором как неоавтохтон. Мы уже показывали, аллохтоне ордовикско-девонского батиального комплекса, что такая интерпретация совершенно неприемлема для отличного от присутствующих здесь же океанических западного склона Башкирского Урала и более северных и островодужных комплексов того же возраста и дати сегментов Зилаиро-Лемвинской зоны, поскольку послед- рующего период существования пассивной окраины няя с ордовика по фран включительно (а на севере — континента как ордовик – фран, появилась надежда на то, и позже) представляла собой батиальную зону пассивной что в конечном счете удастся навести порядок и в по окраины континента [Пучков, 1979а;

Пучков и др., 1998б]. нимании внутренней тектоники Сакмарского аллохтона Здесь мы постараемся детализировать эти выводы на [Иванов, Пучков, 1984б].

примере Сакмарского аллохтона. По свидетельству С. В. Руженцева [1976, с. 101–102), Касаясь структурного положения Сакмарских ком- решающим участком для выяснения вышеуказанного плексов, мы не можем не согласиться с аргументацией спорного вопроса является бассейн нижнего течения исследователей, уже давно высказывавших утверждение р. Кураган (окрестности деревень Ишмуратово, Сарбаево об их аллохтонном характере [Кропачев, 1970;

Камалетди- и Рысаево), и в особенности — Сарбаевская антиклиналь, нов и др., 1968;

Камалетдинов, 1974;

Руженцев, 1976], вскрытая карьерами, где проблема решается однозначно.

и считавших что Сакмарский аллохтон (как и Кракинский В ядре этой крупной складки [Руженцев, 1976] залегают [Казанцева и др., 1971]) образует ядерную часть Зилаир- диабазы с кремнями (блявинская свита силура).

Выше ской синформы. По вопросу же о внутренней структуре залегают седиментационные брекчии херсонковской аллохтона мы расходимся с С. В. Руженцевым [1976], фации (свиты) силура. Последние перекрыты франскими и здесь необходимо сказать следующее. Учет данных по кремнями, а те в свою очередь — граувакками зилаирской стратиграфии и тектонике этой чрезвычайно сложной свиты. Однако уже после опубликования цитируемой зоны, полученных при изучении конодонтов и при работы в Сарбаевской антиклинали проводились послой геологическом доизучении масштаба 1 : 50 000 [Формиро- ные сборы конодонтов, и картина оказалась принципи вание…, 1986], приводит автора к заключению, что здесь ально иной. В кремнисто-алевритистом прослое среди имеет место следующий генерализованный разрез тек- базальтов ядра антиклинали найдены позднекембрийские тонических пластин (снизу вверх): 1. Зилаирский флиш, конодонты [Пучков, 1993];

базальты находятся гипсо согласно перекрывающий параавтохтонные шельфовые метрически выше небольшого выхода гнейсовидных комплексы;

2. Батиальный комплекс лемвинского типа, кристаллических сланцев. Базальты, по задернованному с которым связаны раннедевонские щелочные базальтои- контакту, перекрываются толщей плитчатых кремней ды и который в свою очередь согласно перекрывается с подчиненными осадочными брекчиями. Мощность зилаирским флишем;

3. Серпентинитовые меланжи толщи всего 100–120 м, но в ней обнаружена ненарушен в ассоциации с океаническими и островодужными вул- ная последовательность конодонтов эмса, эйфеля, живета каногенными, осадочными породами, олистостромами и франа;

толща согласно сменяется вверх по разрезу и, возможно, перекрывающим их зилаирским флишем;

зилаирской свитой [Артюшкова, 1991]. Более поздние ис 4. Габбро-гипербазитовые массивы, представляющие следования [Рязанцев и др., 2000] позволили предполагать, собой нижние части офиолитового разреза. Аналогичная что базальты и кристаллические сланцы не принадлежат «стратиграфия покровов» имеет место и в случае Кра- нормальному разрезу, а являются олистолитами девонской кинского аллохтона [Пучков, 1995]. Эта схема, как и олистостромы. Однако это не влияет на наш вывод схема Кракинского аллохтона, служит прекрасным под- о том, что зилаирскую серию нельзя выделять в качестве тверждением той же закономерности, что ранее была неоавтохтонной;

в лучшем случае речь могла бы идти подмечена С. В. Руженцевым [1976] для западного о неоавтохтонном характере всего девонского разреза, склона Южного Урала в целом: «…покровная структура перекрывающего олистострому. Но для этого надо имеет закономерное строение: наиболее глубокие и доказать, что контакт кремней и олистостромы — первоначально восточные комплексы деформируемой стратиграфический, и что сама олистострома шарьирована толщи занимают более высокое положение». В чем же перед отложением кремней. В то же время находки тогда суть наших разногласий? По С. В. Руженцеву, эйфельских, или скорее эмсских кораллов в обломках «Сакмарская зона не должна рассматриваться как известняков среди олистостромы (А. В. Рязанцев, устное простая синформа, образовавшаяся в результате изгиба сообщение) делают вывод о характере этого контакта поверхностной аллохтонной массы, залегающей выше (стратиграфический или тектонический) целиком завися автохтонных зилаирских отложений. Последние являются щим от одного-единственного определения конодонтов, неоавтохтонными. Они расположены выше и ниже аллох- отнесенных к лохкову. Потребуется некоторое время тона. Сакмарские же покровы сейчас залегают не только для того, чтобы приведенные данные прошли жесткую выше неоавтохтона, но и под ним». Как представляется проверку.

Палеозой. Девонский период По поводу утверждения о неоавтохтонном характере Вышесказанное не противоречит утверждению [Ру всей зилаирской серии нам хотелось бы напомнить также женцев, 1976], что первыми формациями-индикаторами нижеследующие факты, которые обсуждались нами времени проявления интенсивных тектонических в предыдущих разделах книги. Эта серия имеет широкое деформаций сжатия, действительно, могут быть нижне развитие и перекрывает разные структурные комплексы, среднедевонские (эмсские, по современной трактовке) сама занимая различное структурное положение, причем олистостромы, наблюдаемые в пределах Сакмарского ее подошва омолаживается в западном направлении, аллохтона. Однако первоначальное их место — не соб что хорошо видно на примере разрезов Башкирского ственно Сакмарский аллохтон, а корневая, меланжевая Урала. В западных районах Магнитогорской зоны грау- Сакмаро-Вознесенская зона, бывшая до позднего девона вакковый флиш зилаирской свиты, с подошвой в верхах широкой областью накопления батиальных, океанических франа, во многих разрезах согласно залегает на пере- и островодужно-аккреционных комплексов.

слаивании горизонтов кремней и пачек терригенных Геологические данные, и в частности, вышеупомя (тоже флишевых, практически неотличимых от зилаир- нутая «стратиграфия тектонических покровов», ставят ских) отложений средне-верхнефранской мукасовской определенные ограничения на время формирования толщи, мощность которой, в зависимости от мощности кракинских и сакмарских тектонических покровов содержащихся в ней флишевых пачек, варьирует от десят- в целом, офиолитовых пластин в частности и обдукции ков до многих сотен метров. В более восточных разрезах последних на край континента. Оно не может быть низы собственно зилаирской свиты, отвечающие в основ- древнее, чем поздний девон, поскольку в подкракинском ном самым верхам франа, замещаются олистостромами, покрове присутствуют верхнедевонские глубоководные терригенно-карбонатными отложениями, вулканитами и осадки (франские кремни), а сам этот покров ложится др. биягодинской и бугодакской толщ. Мукасовская толща на фаменские граувакки. Верхний возрастной предел в свою очередь согласно залегает на груботерригенных, гораздо хуже определен, хотя отсутствие как в покровах, туфогенно-флишевых и вулканогенных толщах склона так и в параавтохтоне доказанных отложений карбона островной дуги (улутауская свита), образующих более говорит скорее в пользу раннекаменноугольного (то есть или менее непрерывную живетско-франскую последо- раннего в коллизионной истории уралид) этапа шарьяже вательность. В Таналыкско-Актауской зоне зилаирская образования.

свита согласно перекрывает конденсированную нижне- Последний вывод существенно подкрепляется дан среднедевонско-франскую существенно кремнистую ными о времени окончания активных тектонических толщу преддугового бассейна, в свою очередь согласно процессов коллизионной природы в Сакмаро-Вознесенской покоящуюся на островодужных вулканитах баймак- зоне, представленной ныне серпентинитовым меланжем бурибайской свиты эмсского возраста [Маслов, Артюшко- Главного Уральского разлома (ГУР) и, как уже говорилось, ва, 1991]. Как и в вышеприведенном случае Сарбайской с достаточным основанием считающейся корневой зоной антиклинали Сакмарской зоны, до находок конодонтов офиолитовых аллохтонов западного склона Южного считалось, что мукасовская свита франского возраста Урала. С одной стороны, в ряде мест (зона ГУР в карьере несогласно, с глубоким размывом перекрывает силу- на пересечении ее автодорогой Белорецк – Магнитогорск, рийские вулканиты. Еще западнее, в пределах северной естественные обнажения в Миндякском, Сыростанском части Сакмаро-Вознесенской зоны (ныне превращенной и других районах) серпентинитовый меланж содержит в меланж ГУР) взаимоотношения зилаирской свиты глыбы нижнекаменноугольных известняков, и это опре с подстилающими комплексами трудно установить;

деляет нижний предел времени завершения процессов тут она вполне могла играть роль неоавтохтона, но это меланжирования. С другой стороны, информация о верх вряд ли возможно доказать. На западном склоне Урал-Тау нем возрастном пределе интенсивных деформаций в ГУР зилаирская серия согласно через переслаивание пере- (конец раннего – начало среднего карбона) может быть крывает ибрагимовский горизонт франских кремней, получена при анализе взаимоотношений ГУР с гранитны который в свою очередь имеет постепенные переходы ми интрузиями Сыростанской группы, запечатывающими с суванякским батиальным комплексом. Наконец, еще меланж. Высказывается мнение [Попов и др., 1997], западнее имеются разрезы, где эта серия образует нор- что Сыростанский плутон — мультиплетная интрузивная мальную стратиграфическую последовательность с фран- серия мантийно-корового происхождения, возраст скими или нижнефаменскими известняками шельфа которой растянут от раннего визе до среднего карбона.

[Абрамова и др., 1998;

Пучков, 1979б;

Пучков и др., 1998а]. По Г. Б. Ферштатеру и др. [Пучков и др., 1986], он при При этом в целом наблюдается закономерное омоложение надлежит габбро-монцонитовой серии, формирование подошвы зилаирской серии с запада на восток, свиде- которой завершилось в башкирское время и которая тельствующее о миграции флишевого прогиба вглубь образует цепочки мелких плутонов, резко секущих континентальной окраины (рис. 17). Таким образом, у нас западно-уральские коллизионные структуры, в том числе есть все основания отрицательно относиться к предпо- Магнитогорскую зону и ГУР. В последнее время получены ложению [Руженцев, 1976] о неоавтохтонном характере изотопные данные, подтверждающие и уточняющие эти зилаирской свиты. представления. По П. Монтеро и др. [1998], деформиро Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала ванные габброиды и гранодиориты плутона содержат комплекса. С одной стороны, это проблемы установления места, времени и механизма формирования этого ком цирконы, которые датированы Pb–Pb методом как 334±4, плекса в контексте коллизионного процесса, с другой — 334±5 млн лет;

прорывающие их массивные граниты согласования датировок сопровождающих событий:

имеют возраст 327±4 млн лет. Исходя из этих данных, первопоявления зилаирского флиша на комплексах пассив ранний карбон (серпуховский век) — скорее всего и есть ной континентальной окраины и эксгумации эклогит верхний возрастной предел тектонической активности глаукофансланцевого комплекса.

предполагаемой корневой зоны шарьяжей (Вознесенско Присутствие палеозойских офиолитов в составе Присакмарской зоны ГУР). Несколько иное мнение максютовского комплекса доказывается находками высказано К. С. Ивановым [1998а], который приводит конодонтов в линзах мраморов, находящихся в разрезах, Ar–Ar возраст недеформированных гранитов — 304±6 млн сложенных метабазитами, черными микрокварцитами лет, на основании чего определяет время последнего (метакремнями?), метаграувакками с протрузиями серпен этапа интенсивных деформаций как поздний карбон.

тинитов [Захаров, Пучков, 1994]. Уровень метаморфизма Однако эта датировка на самом деле отвечает границе варьирует от зеленосланцевого до эклогит-глаукофанслан среднего и верхнего карбона (скорее, даже московскому цевого. Вопрос о присутствии докембрийских образований ярусу по [Gradstein, Ogg, 1996]) и к тому же характеризует в максютовском комплексе остается открытым [Dobretsov не время прекращения пластических деформаций гра et al., 1996]. Некоторые новые данные, еще требующие нитов, а время их остывания, и соответствует Ar–Ar проверки, как будто свидетельствуют в пользу этого датировкам времени остывания куртинского высокобари [Краснобаев и др., 1996;

Lennykh, Valizer, 1999]. В таком ческого комплекса и амфиболитов Сысертского комплекса случае можно было бы говорить о наиболее ранней, [Glasmacher et al., 1999b;

Eide et al., 1997] (см. ниже).

до-кракинской стадии обдукции, имевшей место в мак Наконец, появившиеся недавно данные о возрасте Нижне сютовском комплексе перед заключительной стадией Уфалейского гранитного массива, расположенного вблизи прогрессивного метаморфизма.

ГУР в его лежачем крыле, также ставят верхний возраст Особое внимание в последнее время привлекают ной предел пододвигания континентальной коры под новые изотопные данные о преимущественно позднеде островную дугу и связанного с ним амфиболитового вонском возрасте прогрессивного метаморфизма максю метаморфизма и рассланцевания в этом крыле:

товского комплекса [Шацкий и др., 1997;

Beane, Liou, 316±1 млн лет, U–Pb метод по сфену [Hetzel, Romer, 1996;

Echtler et al., 1997a;

Matte et al., 1993;

Lennykh et al., 1999]. Таким образом, время шарьирования Сакмарского 1995]. Они говорят о том, что даже если в составе мак и Кракинского аллохтонов укладывается в интервал: конец сютовского комплекса имеются докембрийские породы, фамена – конец раннего карбона. Поскольку в раннем время последнего этапа высокотемпературных, высоко карбоне произошла переориентировка зоны субдукции барических преобразований, определяемое U–Pb, Sm–Nd и в ее тылу начались растяжения, конец девона или начало и другими методами, весьма приближено ко времени раннего карбона — предпочтительнее.

эксгумации и остывания метаморфитов, определяемому Таким образом, образование Кракинского и Сак Ar–Ar методом, и в основном укладывается в интервал марского пакетов тектонических пластин можно связать 380–365 млн лет. Отметим, что Ar–Ar датировки фикси с начавшейся в позднем девоне коллизией пассивной руют не время появления метаморфитов на поверхности, окраины Восточно-Европейского континента и островной а время пересечения ими некой изотермы (порядка 200°С дуги над зоной субдукции, наклоненной на восток, для определений по слюдам). Судя же по данным в сторону Казахстанского континента (рис. 8). Линия изучения апатитов максютовского комплекса фишн-трек касания проходила в пределах хр. Урал-Тау и в настоящее методом, переход изотермы 100°С произошел в каменно время выражена Юлукско-Янтышевским разломом, угольное время [Lennykh, Valizer, 1999 со ссылкой на разделяющим суванякский (батиальный) и максютовский Leech, Stockli, 1998]. Вместе с тем, появление облом (существенно офиолитовый) комплексы. Коллизия ков глаукофана в песчаниках зилаирской серии происходила по генеральной линии срыва, которая хорошо (см. выше) является геологическим свидетельством фиксируется на профилях УРСЕЙС–95, полученных эксгумации в буквальном смысле слова и позволяет эксплозивным методом. Она выходит к поверхности говорить, что верхний возрастной предел начала эксгу непосредственно западнее Кракинского аллохтона и мации — фамен. Здесь нет никакого противоречия, если погружается на восток, сливаясь с кровлей архейско учитывать, что мощность (точнее, вертикальная толщина) нижнепротерозойского? фундамента (рис. 8).

глаукофансодержащих максютовских толщ, уничтожен Первоначально внешними проявлениями коллизии ных эрозией с конца девона, могла составлять несколько были: образование и быстрая эксгумация максютовского километров. Геологические данные о залегании фауни комплекса и формирование зилаирского флиша, источ стически охарактеризованных меловых отложений на ником сноса для которого служили поднятия в области шубинских эклогитах максютовского комплекса [Lennykh, вулканической дуги и современного Урал-Тау.

Valizer, 1999] дают абсолютный верхний возрастной Немаловажно отметить определенный пакет вопросов, предел эксгумации.

касающихся максютовского эклогит-глаукофансланцевого Палеозой. Девонский период Недавно на примере Южного Урала была предложена жалась и в фамене, после «выныривания» сиалического детально проработанная модель процесса формирования блока к поверхности, тогда как обсуждаемая модель метаморфитов высоких давлений и их вывода на [Chemenda et al., 1997] предусматривает немедленное поверхность [Сhemenda et al., 1997]. При этом была и окончательное прекращение субдукции. При этом использована идея поддвига пассивной континентальной утверждение, что в зону субдукции был полностью окраины и ее последующего быстрого всплывания. затянут преддуговой блок, также представляется неточ Близкая модель, с использованием идеи о плавучести ным: в современной структуре Магнитогорской зоны микроконтинента, была ранее предложена автором сохранилась по крайней мере часть преддуговой зоны [Пучков, 1996а]. (Таналыкско-Актауская), прилегающая c запада к средне Согласно модели [Сhemenda et al., 1997], процесс девонской островной дуге и характеризующаяся конден проходил в несколько стадий: 1. Исчезновение Уральского сированным разрезом верхнего эмса, среднего девона океана в результате субдукции под Магнитогорскую и франа. В пользу преддуговой природы западной части островную дугу;

2. Субдукция Европейской пассивной Магнитогорской синформы говорит и присутствие здесь континентальной окраины под островную дугу;

3. Суб- среднедевонских бонинитов или бонинитоподобных пород дукция преддугового блока вместе с нижележащими [Spadea et al., 1998]. Указывается [Gill et al., 1993], континентальным блоком и его осадочным чехлом на что бониниты обычно формируются на ранней стадии глубину до 150 км;

4. Потеря прочности субдуцированной развития энсиматической дуги, перед началом задугового континентальной корой, которая обламывается и быстро спрединга. Обычно их обнаруживают только в преддуго всплывает, внедряясь в межплитную зону и аккреционный вых условиях [Taylor, Nesbitt, 1995;

Bedard et al., 1998].

комплекс;

5. Начало роста поднятия Урал-Тау и эксгума- Четвертая и пятая стадии также отвечают последним, ция высокобарических комплексов. Восточная граница наиболее достоверным изотопным датировкам эклогитов поднятия совпадает с ГУР, который на этой стадии максютовского комплекса (приблизительно фран – фамен?):

формально является сбросом, но движение происходит датировки момента образования высокобарических в условиях сжатия. Субдукция прекращается, и вследствие минеральных ассоциаций и времени их эксгумации и этого резко ослабляется орогенез, который затем пере- остывания чрезвычайно сближены;

реальный временной мещается в более восточные области Урала — к востоку интервал между ними находится в пределах точности от Магнитогорской дуги. изотопных методов, а с учетом геологических данных Комментируя эту схему, следует отметить, что первая он еще более сужен (см. выше).

стадия была подготовительной, предколлизионной, В конце франа и в фамене, в связи с эксгумацией происходила в конце раннего – среднем девоне в связи метаморфитов и продолжением субдукции пассивной с развитием Магнитогорской островной дуги и должна континентальной окраины, интенсифицировался рост была сопровождаться образованием аккреционной призмы поднятий и началось быстрое накопление грауваккового на океанической коре. Реликты этой аккреционной флиша. Продолжительным воздыманием структуры Урал призмы следует искать в меланже ГУРа;

вероятно, ей Тау в фаменское и раннекаменноугольное время объяс отвечают также меланжи, гипербазитовые массивы и няется, по-видимому, ощутимое присутствие обломков олистостромы офиолитовых аллохтонов. Вторая и третья метаморфических минералов в граувакковом флише.

стадии имели место, скорее всего, в живете – фране и могли Последний начал заполнять преддуговой бассейн, произойти, при средней скорости субдукции, в течение и распространился на батиальные осадки внутренней, нескольких млн лет. В зону субдукции должен был быть, близшельфовой части континентального склона и подно однако, затянут лишь внешний край батиальной зоны, жья пассивной окраины еще в конце франа. Вскоре затем, общая ширина которой вероятно превышала 100 км в начале фамена, он выплеснулся на край шельфа, который (реликт внутреннего края этой зоны сохранился в со- в это время уже был вовлечен в присубдукционное временной структуре Урала и не обнаруживает высоко- погружение. Впервые сформировалась вертикальная барических изменений). Сомнения вызывает и глубина, седиментационная триада: шельфовые мелководные на которую был затянут сиалический блок. Автор и раньше известняки – конденсированная пачка сланцев, кремней, приводил аргументы в пользу того, что глаукофанслан- пелагических известняков – флиш [Sinclair, 1997a, b].

цевый метаморфизм является результатом комбиниро- В дальнейшем эта триада, омолаживаясь и смещаясь ванного действия стресса, литостатического давления и к западу, будет существовать вплоть до артинского в некоторых случаях — флюидного давления в коллизи- времени включительно.

онных условиях [Puchkov, 1989]. В настоящее время Одновременно с формированием зилаирского флиша факты образования эклогитов в результате локального офиолиты Кракинского комплекса, будучи составной повышения флюидного давления хорошо известны. частью аккреционной призмы, были надвинуты на бати В качестве альтернативы субдукции края континента альный подкракинский комплекс с образованием меланжа можно предположить, что с фаменской островной дугой за счет лежачего крыла опрокинутой офиолитовой столкнулся близлежащий микроконтинент [Пучков, 1996а]. пластины. Этот процесс имел место вблизи зоны Урал-Тау Эта модель предпочтительна, так как субдукция продол- в то время, когда образование зилаирского флиша еще Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала не закончилось. В конце фамена или в раннем карбоне него трем минералам как 352±40 млн лет и U–Pb методом пакет Кракинских покровов был перемещен далее к западу по цирконам из амфибол-биотитового гнейса — 353±3, и перекрыл зилаирский флиш (рис. 18). Область накоп- и 355±5 млн лет, что примерно отвечает границе фамена ления флиша, в свою очередь, перемещалась к западу. и турне. Высокобарический метаморфизм имел место в карбоне, о чем свидетельствуют Ar–Ar датировки мета морфитов куртинского комплекса: 308±3, 305±6, 296± и 293±2 млн лет [Glasmacher et al., 1999b;

Eide et al., 1997], и связан он по-видимому с тем же процессом субдукции, который проявился в башкирское время в формировании массивов тоналит-гранодиоритовой формации Верхисет ской группы (см. ниже).

Весьма близким современным (актуалистическим) аналогом вышеописанного процесса, с совпадением очень многих деталей, является столкновение Австралийского континента и островной дуги Банда. Вот как это описыва ется [Пущаровский, Меланхолина, 1992]: «Океаническая плита, перемещавшаяся на север-северо-запад к дуге Банда, была спаяна с Австралийским континентом.

Имеющиеся данные позволяют предположить, что к началу плиоцена (около 5 млн лет) океаническая лито сфера Индонезийского бассейна была полностью погло щена в зоне субдукции. Столкновение австралийской континентальной литосферы с островной дугой вызвало остановку субдукции и резкое изменение геодинамиче ского режима, приведшее к коллизии плит.

Отложения австралийского шельфа на ведущем крае плиты подверглись деформациям сжатия с образованием серии чешуй и складок южной вергентности. Поверх них с севера были надвинуты глубоководные отложения от пермских до кайнозойских, метаморфические породы Рис. 18. Принципиальная модель формирования складча- (австралийские или азиатские) и офиолиты, сформиро то-надвиговых структур уралид Южного Урала в период вавшие пакет аллохтонных пластин. Это скучивание от среднего девона до перми происходило в условиях сохранившегося глубоководного бассейна и нередко сопровождалось накоплением олисто 1 – кора Восточно-Европейского и Казахстанского континентов стром. В обстановке общего сжатия в плейстоценовое (без палеозойского чехла);

2 – океанические комплексы и блоки время началось также замыкание задугового бассейна офиолитов в аккреционном комплексе;

3 – аккреционная призма с поддвиганием его коры под островную дугу. Сближение недифференцированная;

4 – палеозойские островодужные ком плексы и Восточно-Уральский террейн (бывший микроконтинент);

австралийского края с вулканической зоной и его зна 5 – шельфовые известняки;

6 – палеозойские батиальные осадки;

чительное воздымание предполагаются вдоль сутуры 7 – зилаирская серия;

8 – метаморфиты высоких давлений – низких Ветар. По фациальным изменениям в разрезе неоавтохтона температур.

Тимора и Серама могут быть прослежены во времени смена глубин седиментации от 0 до более 2 км и затем В более северных районах, отвечающих Уфимскому образование островов. Формирование области дислокаций амфитеатру, аналогом максютовского комплекса является и поднятия в районе Тимора и Серама, соответствующей куртинский, развитый в ассоциации с кварц-слюдяно- орогену, сопровождалось в конце плиоцена и плейстоцене графитистыми сланцами, а аналогом массива Крака — (3–2 млн лет) погружением перед его фронтом более Бардымский аллохтон. Однако для этой территории чем на 2,5 км и заложением зоны трогов Тимор и Серам, вышеизложенная модель уже не работает, поскольку отвечающей бассейну форланда. Формирование орогена девонская островная дуга в этом месте резко отклонилась к и краевого прогиба в районах Тимора и Серама, начавшее востоку и столкнулась не с континентом, а с террей- ся сжатие и замыкание бассейна морей Банда и Флорес ном — Сысертско-Ильменогорским микроконтинентом. могут изучаться как современные проявления коллизи Его вовлечение в субдукцию привело к интенсивному онного процесса».

торошению земной коры, с проявлением амфиболитового Не правда ли, это очень похоже на сценарий поздне метаморфизма в условиях растущего гранито-гнейсового девонской коллизии островной дуги и континента на купола, датированного [Ронкин и др., 1993, 1997а] Sm–Nd Южном Урале? Даже и глаукофановые сланцы здесь есть изохронным методом по амфиболиту и выделенным из [Maruyama et al., 1996].

Палеозой. Девонский период Есть, впрочем, и различия, которые выявятся при исчерпаны уже в фамене. Произошло заклинивание дальнейшем рассмотрении (см. раздел «Каменноугольный зоны субдукции и ее перескок на восток — на границу период»). континентальной и реликтовой океанической коры В фамене Магнитогорская островная дуга демонстри- задугового бассейна;

подобная инверсия дуги вполне рует черты зрелости и даже, возможно, начала разрушения естественна, наблюдается в молодых структурах и в условиях растяжения (об этом свидетельствует фор- поддается моделированию в тектонофизическом экспери мирование шошонитовых серий и базальт-пикритовой менте [Константиновская, 1999]. Возможно, что в тече формации в восточной части Магнитогорской зоны) ние какого-то короткого периода существовала зона [Сурин, Мосейчук, 1997;

Мосейчук, Сурин, 1998;

Язева, субдукции, ликвидировавшая океанический бассейн Бочкарев, 1998]. Возможности субдукции пассивной между Магнитогорской дугой и Восточно-Уральским окраины под островную дугу были, по-видимому, почти микроконтинентом.

Каменноугольный период Вулканические и интрузивные ассоциации раннего как западновергентные структуры перечеркиваются карбона в Магнитогорской зоне уже ничем не напоминают более молодыми восточновергентными [Steer et al., 1998] субдукционные: на толстой коре коллапсирующей остров- (рис. 8В), что может быть свидетельством перестройки ной дуги образуются субщелочные контрастные вулкани- наклона зоны субдукции, падавшей в девоне на восток, ческие серии и их интрузивные аналоги, характерные а в карбоне — на запад.

для условий эпиконтинентального рифтогенеза, а также —"— мелководная карбонатная формация, местами ложащаяся Таким образом, граница девона и карбона была на девонские островодужные комплексы с размывом. временем кардинальной перемены в геодинамике Южного Такие условия в целом отвечают не фронту, а тылу ост- Урала. Второй такой границей в карбоне был конец баш ровной дуги. В то же время ареал развития вулканитов кирского века, когда произошло отмирание зон субдукции известково-щелочного вулканизма — проекция зоны суб- и постепенно начали нарастать процессы жесткой колли дукции на земную поверхность — перемещается на вос- зии, уже непосредственно между Восточно-Европейским ток, в Восточно-Уральскую и Зауральскую зоны и Казахстанским континентами. В течение московского [Вулканизм…, 1992;

Стратиграфические…, 1993]. века, на фоне усиления роста кордильер и разрастания Вместе с гранитоидными массивами тоналит-гранодио- областей с наземными условиями формирования осадков, ритовой формации, считающейся почему-то в основном в восточных зонах Урала все еще происходило осадкона позднедевонской, но чрезвычайно слабо датированной копление. В позднем карбоне морское осадконакопление изотопными методами, эти вулканиты образуют вулкано- на восточном склоне Урала уже практически полностью плутоническую ассоциацию андийского типа [Пучков прекратилось, а к концу эпохи возникла обширная горная и др., 1986;

Язева и др., 1989;

Вулканизм..., 1992]. суша, окаймленная с запада унаследованным от предыду Нигде в обнаженной части Урала мы не видим щих эпох глубоководным краевым прогибом. Следователь раннекаменноугольных океанических формаций, и все же но, каменноугольная история Южного Урала распадается субдукционный магматизм продолжается до начала на два основных этапа: раннекаменноугольно-башкирский башкирского века. Существуют две возможности: либо и московско-позднекаменноугольный, существенно реликты этих формаций здесь еще не найдены, либо отличавшиеся особенностями геодинамики. От Южного их здесь и нет. В последнем случае остается допустить, к Среднему Уралу эти границы несколько «плывут», что остаточный, раннекаменноугольный океанический омолаживаясь вследствие неравномерного и косого бассейн находился в области современного Тургайского характера субдукции и коллизии.

прогиба — там, где сейчас располагается сутурная зона так называемого Уркашского разлома, трассируемого РАННЕКАМЕННОУГОЛЬНО-БАШКИРСКИЙ ЭТАП по массивам серпентинитов неопределенного возраста [Геология…, 1984]. В этом случае новая, раннекаменно- Основные изменения, происшедшие в структурно угольная зона субдукции должна была падать на запад формационной зональности региона, по сравнению (рис. 18), что в конечном счете и предопределило с предшествующим этапом, связаны с тем, что вследствие бивергентный характер Уральского орогена, прекрасно аккреции граница Восточно-Европейского континента продемонстрированный сейсмопрофилем УРСЕЙС–95 переместилась в область Тургайского прогиба. Флишевый [Berzin et al., 1996;

Echtler, 1996;

Knapp et al., 1996 и др]. прогиб сократился за счет его восточной части, фаменская На качественно обработанных диаграммах волновой вулканическая дуга прекратила существование, и в области картины в восточной части профиля удается увидеть Магнитогорской синформы началось накопление преиму Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала щественно груботерригенно-вулкано генных толщ и образование комагма тичных интрузий рифтового харак тера и мелководных карбонатных осадков. Еще восточнее заложился краевой вулкано-плутонический пояс андийского типа. Выделяются, таким образом, следующие структурно-фаци альные зоны активной континенталь ной окраины: Бельская (древняя часть континента), Зилаирская (флишевый глубоководный прогиб), Магнитогор ская (область развития грабенового вулканизма) и Восточно-Уральская (окраинно-континентальный вулкано плутонический пояс над зоной суб дукции) (рис. 19).

Бельская зона В начале рассматриваемого этапа Бельская зона испытывала эпейроге нические поднятия и регрессию, вследствие чего непрерывные разрезы на границе фамена и турне образова лись лишь в двух районах: в области западного склона Урала, где в турне продолжалось накопление шельфовых, относительно мелководных извест няков и доломитов с фауной фора минифер, конодонтов, брахиопод, кораллов, водорослей, и в пределах Актаныш-Чишминского, Уткинско Серебрянского и Кизеловского про гибов, где известняки с линзами и прослоями кремней переслаивались с мергелями, аргиллитами, алевроли тами, охарактеризованными форами ниферами, конодонтами, спорами [Смирнов, Смирнова, 1967;

Щекотова, 1990;

Стратиграфические…, 1993;

Путеводитель…, 1995;

Сюндюков, 1975;

Кулагина, 1996]. Актаныш-Чишминский и другие прогибы Камско-Кинельской системы, как и в предшествующие эпохи, протягивались на восток в об Рис. 19. Схема структурно-фациальной зональности юга Урала для тур ласть современного западного склона нейско-башкирского этапа Урала. Заполнявшая Актаныш-Чиш 1 – Бельская зона (1а – Актаныш-Чишминский прогиб Камско-Кинельской системы);

минский (по Е. В. Чибриковой, Акта 2 – Зилаирская зона (районы: 2а – Среднеуральский, 2б – Большеикский, 2в – Жаксы ныш-Инзерский) прогиб терригенно Каргалинский, 2г – Бакайско-Аксуйский);

3 – поднятие Урал-Тау;

4 – Магнитогорско карбонатная толща, наблюдающаяся Мугоджарская зона (подзоны: 4а – Таналыкско-Берчогурская, 4б – Срединно-Магнито на западном Урале в разрезах рр. Ин горская, 4в – Восточно-Магнитогорская, 4г – Восточно-Мугоджарская);

5 – Восточно зер, Усолка, на автодороге Архан Уральская зона (подзоны: 5а – Копейско-Брединская, 5б – Свердловско-Медведевская, гельское – Белорецк и др., известна 5в – Алапаевско-Першинская, 5г – Теченско-Рефтинская, 5д – Ирбитско-Еманжелинско как алатауская свита. В том же кон Варненская, 5е – Александровская, 5 ж – Валерьяновская и Боровская, без разделения).

тексте она выделяется и в Пермском См. также рис. 12.

Палеозой. Каменноугольный период Зилаирская зона Приуралье. В начале рассматриваемого этапа относи тельно глубоководный Актаныш-Чишминский прогиб, как и другие ветви системы, начал интенсивно заполнять- Глубоководный прогиб, отвечающий этой зоне, был ся;

мощности турнейских отложений в нем достигают унаследован от Зилаирско-Сибайского флишевого прогиба 250 м, тогда как на окружающих территориях составляют фамена, но резко сократился на востоке (его граница 50 м [Лозин, 1994]. В раннем визе прогиб был оконча- сместилась к западу от Главного Уральского разлома), тельно заполнен и прекратил свое существование, после и немного (на 10–20 км) расширился на западе. Глубоко чего, в связи с развитием трансгрессии, начиная с позднего водные, в том числе флишевые отложения, как и отложе визе, здесь преобладало карбонатное осадконакопление;

ния предшествующей, зилаирской серии, протягивались подчиненные прослои кварцевых песчаников, образо- непрерывной полосой, но в современной структуре они вавшихся за счет размыва более западных поднятий сохранились от размыва в восточной части Уфимского платформы, появляются лишь севернее, в частности, амфитеатра, по западному краю Зилаирской синформы в Юрюзано-Айском районе, в верхах визе. Преобладает от бассейна р. Б. Ик до левобережья р. Урал (р. Кия, мелководная фауна брахиопод, остракод, мшанок, но Каргалинское водохранилище) и на юге Сакмарской ведущую роль в стратиграфии играют фораминиферы зоны,— в частности, в Бакайской мульде [Стратигра и конодонты. Мощности карбонатных толщ в рас- фические…, 1993;

Пазухин и др., 1996;

Хворова, 1961].

сматриваемом стратиграфическом интервале достигают В сравнении со временем накопления зилаирской в уральских разрезах 700–1000 м;

на платформе, на долго- свиты, для рассматриваемого этапа характерно очень те г. Уфы, снижаются до 600 м с тенденцией дальнейшего неравномерное поступление в бассейн терригенного уменьшения в западном направлении. материала, в связи с чем наблюдается чередование К северу от Юрюзано-Айского района существенной флиша с относительно маломощными преимущественно особенностью разреза становится дальнейшее увеличе- карбонатными и кремнисто-карбонатными осадками, ние роли визейских терригенных пород. В отличие от что в свою очередь связано с неустойчивым и импульсив песчано-карбонатной пачки низов нижнего визе, запол- ным характером воздымания территории, расположенной нившей Камско-Кинельский прогиб, вышележащий непосредственно к востоку от прогиба.

терригенный комплекс образует широчайший плащ Нестабильный характер развития прогиба подчер терригенных отложений, известных в литературе про- кивается различиями в характере отложений и по его шлых лет как свита С1h (угленосная). С его образованием простиранию, и вкрест простирания. Можно выделить на Среднем Урале связан Кизеловский угленосный бас- четыре района, сильно отличающиеся по характеру разре сейн. Источником сноса зрелых, кварцевых песчаников, зов (с севера на юг): Среднеуральский, Большеикский, алевролитов и аргиллитов являлись пологие поднятия Жаксы-Каргалинский и Бакайско-Аксуйский.

Восточно-Европейской платформы, породы которых под- Среднеуральский район. В восточной части Уфимско вергались длительному выветриванию [Смирнов, 1957]. го амфитеатра разрез состоит из трех частей: турнейские Характерной особенностью Юрюзано-Айского и и нижневизейские отложения, как и фаменские, пред Каратауского районов является наличие карбонатных ставлены полимиктовыми конгломератами, песчаниками, конглобрекчий, свидетельствующее о неспокойной об- сланцами с редкими прослоями мергелей и известняков, становке осадконакопления, прерывавшегося поднятиями охарактеризованных фораминиферами и остракодами;

и размывом. В частности, в районе г. Сим переотложенная по-видимому, это еще глубоководные отложения.

фауна конодонтов, содержащаяся в обломках известняков Мощность 100 м. Средняя часть разреза (верхневизейские, в низах башкирского яруса, принадлежит гнатодусовой серпуховские и нижнебашкирские отложения) представле биофации позднесерпуховского возраста, приуроченной ны известняками с фораминиферами и (в добашкирской к относительно глубоководным отложениям. Это свиде- части разреза) толстостенными брахиоподами;

создается тельствует о размыве более восточной области (см. ниже, впечатление, что по крайней мере в поздневизейско подраздел «Среднеуральский район»), поскольку данная серпуховское время глубоководный прогиб отступил на биофация в Западно-Уральской полосе и западнее, восток и его отложения не сохранились там от размыва;

в скважинах Башкирского Приуралья, не встречена известняки серпуховского яруса также частично размы [Кулагина и др., 1999]. Поднятия и размыв имели, ты. Мощность до 900 м. Выше залегает ураимская свита видимо, место на границе Бельской зоны с накатыва- башкирского возраста: это снова полимиктовые песча ющимся на нее глубоководным Зилаирским прогибом. ники, гравелиты, конгломераты с обломками визейских Эрозионные поверхности характеризуются присутствием и серпуховских известняков, прослои известняков трещин усыхания, каналов и брекчий палеокарста [Proust и карбонатных брекчий. Мощность этой толщи, рассмат et al., 1998]. Не исключено, что неспокойный характер риваемой как флишевая [Мизенс, 1997] составляет 100 м осадконакопления связан с близостью к Уфимскому [Стратиграфические…, 1993]. Появление обломков извест выступу древней части континента, который в течение няков — явление, типичное для флиша Южного Урала, башкирского века, с возобновлением коллизионных и объясняется, по нашему мнению, двояко: в одних процессов, играл роль индентора. случаях — размывом и обрушением барьерного рифа, Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала в других — миграцией флишевого прогиба, в результате ней (в том числе фтанитов) и кремнистых аргиллитов.

чего в размыв в тылу прогиба попадает его шельфовое В некоторых разрезах присутствуют черные глинисто основание (здесь мы вступаем в противоречие с мнением алевритистые кремни. Мощность 68–150 м: это значитель Г. А. Мизенса [1997], который считает, что мелководные но меньше, чем мощность нижнетурнейских отложений.

известняки накапливались непосредственно по обе сторо- Визейские отложения представлены иткуловской ны от флишевого прогиба, а также на всем Башкирском свитой, сложенной преимущественно аргиллитами и антиклинории). Западным возрастным аналогом ура- известняками, с прослоями алевролитов в нижней части имской свиты являются, вероятно, низы выделенной разреза. Фауна: фораминиферы и конодонты;

мощность в районе г. Сим [Чувашов и др., 1990] колослейкинской около 1000 м.

свиты позднебашкирско-позднекаменноугольного возраста. Серпуховские и низы башкирских отложений пред Свита залегает на мелководных башкирских известняках ставлены бухарчинской свитой известняков с прослоями и представлена глубоководными глинистыми, кремни- кремней, мощностью порядка 200 м, с фауной форамини стыми сланцами и мергелями, мощностью всего 50 м. фер и конодонтов. Отмечаются глубоководные бентосные Таким образом, к концу башкирского века в описываемом остракоды тюрингского экотипа (Н. М. Кочеткова, устное районе наметились два типа разреза: западный, конден- сообщение). Более высокие горизонты башкирского яруса сированный предфлишевый, и восточный флишевый. сложены мелкогалечными конгломератами, полимиктовы Заметим также, что башкирский век является временем ми песчаниками, аргиллитами, известняками, отнесенными возобновления поднятий на Урале, дававших большое к умбетовской и нижней половине кугарчинской свиты.

количество материала в прогиб. С этого времени процесс Фауна — брахиоподы, остракоды. Мощность до 500 м заполнения прогиба терригенным материалом на Среднем [Стратиграфические…, 1993]. Раньше башкирский ярус Урале уже не прерывался вплоть до кунгурского времени. выделялся в ином объеме — к нему относилась вся По нашему мнению, на территории Башкирского кугарчинская свита и вышележащая золотогорская антиклинория фации прогиба размыты. Считая так, [Хворова, 1961];

сейчас они переведены в состав мос мы исходим (как уже говорилось) из представлений об ковского яруса [Стратиграфические…, 1993].

унаследованности флишевого прогиба от предыдущего В целом разрез большеикского типа характеризуется этапа, для которого присутствие зилаирских отложений чередованием мощных терригенных и более конденси в области антиклинория экстраполируется и доказывается рованных карбонатно-глинисто-кремнистых отложений, их сохранностью в Тирлянской и Юрюзанской синкли- что свидетельствует о неравномерном росте размываемых налях. Южнее же отложения рассматриваемого страти- поднятий, а в конечном счете — о нестабильном, им графического интервала, относимые к Зилаирской зоне, пульсивном характере тектонических движений на Урале прослеживаются в протяженной полосе вдоль западного в рассматриваемое время. Собственно, говорить о законо края Зилаирской синформы, от бассейна р. Б. Ик на се- мерной, однонаправленной смене предфлишевого типа вере до левобережья р. Урал (р. Алимбет), и в неполном разреза флишевым тут не приходится.

виде — до Мугоджар (левобережье р. Жаксы-Каргала) В Жаксы-Каргалинском районе интересующие на юге. Они известны и еще южнее — в Актюбинском нас разрезы развиты по западному краю Зилаирской и Бакайском районах [Хворова, 1961;

Граница…, 1992;

синформы к западу от Сакмарского аллохтона, по рр. Кия, Стратиграфические…, 1993;

Пазухин и др., 1996]. Жаксы-Каргала, Шанды, Шолак-Сай — в полосе развития Большеикский район. В подошве турнейского разреза ранее охарактеризованной киинской свиты. Турнейские [Пазухин и др., 1996] лежит конденсированная ямашлин- (кроме метрового слоя комковатых известняков киинской ская свита, представленная переслаиванием аргиллитов, свиты) и нижневизейские отложения нигде не описаны.

кремней и известняков, иногда с прослоями слюдистых Нам представляется, что этому интервалу отвечает песчаников, и принадлежащая в основном фамену. флишевая пачка с прослоями кремней, которую легко Лишь верхи свиты (10–30 м по мощности) условно ошибочно принять за зилаирскую свиту или флиш отнесены к гумеровскому горизонту низов турнейского верхнего карбона – нижней перми. На увале левобережья яруса. Выше залегает мазитовская свита нижнего турне, р. Жаксы-Каргала, восточнее 54-го километра дороги представленная ритмичным переслаиванием аргиллитов, Орск – Ленинское – Актюбинск, у опоры высоковольтной алевролитов и полимиктовых песчаников, для которых линии в прослое кремней среди флишевой толщи автором во всем рассматриваемом интервале характерна заметная найден раннекаменноугольный конодонт Siphonodella sp., слюдистость, что указывает на метаморфические породы что может свидетельствовать о том, что турнейско поднятия Урал-Тау как на главный источник сноса нижневизейская часть в этом типе разреза представлена терригенного материала в это время. В толще отмечаются флишевой пачкой. Этот всплеск выноса терригенного прослои известняков с пелагическим составом фауны материала вероятно однотипен и синхронен образованию (фораминиферы, конодонты, остракоды). Мощность свиты мазитовской свиты в большеикском типе разреза. В свое 350–415 м. Мазитовская свита перекрывается верхне- время мы не успели должным образом описать эту инте турнейской куруильской свитой, в типичном случае реснейшую часть жаксы-каргалинского разреза, а позже представленной переслаиванием известняков, крем- она оказалась по ту сторону государственной границы.

Палеозой. Каменноугольный период Низы верхневизейского яруса представлены в описы- время. Лишь на юге, к востоку от Бакайской синклинали, ваемом типе разреза глинисто-кремнистыми сланцами в течение раннего карбона должно было существовать (50–100 м ), а более верхняя его часть и серпуховский интенсивно размывавшееся поднятие, в настоящее время ярус — известняками (до 50 м мощностью), отчасти перекрытое надвигом Главного Уральского разлома.

толстоплитчатыми, в прослоях — глинистыми неров- В позднебашкирское время восточный источник сноса, нослоистыми, похожими на петельчатые известняки поставлявший терригенный материал во флишевый Сакмарской зоны, что наряду с другими признаками прогиб, расширился снова, но его контуры были менее подчеркивает их относительную глубоководность. определенны;

размывавшееся поднятие, видимо, начало Эта хорошо изученная конденсированная, явно пелаги- захватывать и край Магнитогорской зоны — по крайней ческая часть разреза содержит гониатиты и конодонты, мере, в ее средней и северной части.

а также глубоководные бентосные остракоды тюрингского Здесь уместно вновь вспомнить изотопные датировки экотипа [Хворова, 1961;

Стратиграфические…, 1993 и времени внедрения гранитных массивов, расположен неопубликованные данные автора и Н. М. Кочетковой]. ных напротив южной части Уфимского амфитеатра и Башкирские отложения обычно здесь неизвестны, кроме вблизи него, и времени ретроградного метаморфизма низов: богдановский горизонт установлен, например, на внешнем краю этого выступа (см. предыдущую главу).

в разрезе р. Шолак-Сай [Граница…, 1992]. Высказано Они указывают на то, что в серпуховское время про предположение о несогласном залегании верхнего карбона изошло полное завершение коллизионных процессов, и нижней перми на вышеописанных осадках [Хворова, сосредоточенных в зоне ГУР, после чего в течение 1961]. Эта же трактовка принята и на Геологической среднего – позднего карбона имел место ретроградный карте Урала м-ба 1 : 500 000 под ред. И. Д. Соболева. метаморфизм на фоне поднятия, эрозионного вскрытия Если эти данные справедливы, то причина такого и остывания метаморфических комплексов (см. пре необычного для Предуральского краевого прогиба дыдущую главу). Впрочем, к территории Среднего взаимоотношения нижнекаменноугольных и верхнекамен- Урала, расположенной севернее Уфимского выступа, ноугольно-пермских отложений может быть каким-то это не относится.


образом связана с перестройкой крайней южной части прогиба в послезилаирское время: зилаирская серия, Сакмаро-Кракинская зона с возрастным индексом D3–C1t, прослеживается на юг и юго-запад вдоль окраины Прикаспийской впадины, Этой зоны на Южном Урале в рассматриваемый а пермская моласса следует уже южному-юго-восточному период уже не существует: она исчезла в связи с фамен простиранию Урало-Южнотяньшанского орогена [Puch- ской коллизией островной дуги и пассивной окраины kov, 1997]. континента. Однако со Средним Уралом сложнее.

В Бакайско-Аксуйском районе Сакмарской зоны, Область распространения зилаирской свиты подходит расположенном юго-восточнее предыдущего, отложения с юга к Бардымскому аллохтону и далее на север не раннекаменноугольно-башкирского интервала представле- прослеживается. В самом аллохтоне наиболее молодыми ны флишевыми толщами довольно большой (свыше из сохранившихся пород батиального разреза являются 1000 м) мощности, охарактеризованными преимуществен- франские кремни, и неизвестно, что было выше. Далее но спорово-пыльцевыми комплексами раннего карбона;

к северу батиальные комплексы на большем протяжении в верхах разреза Бакайского района отмечены поздне- Среднего Урала неизвестны (не сохранились или не визейско-раннесерпуховские гониатиты и фораминиферы обнаружены), и вновь появляются лишь в Верхнепе [Стратиграфические…, 1993]. Башкирские отложения чорском аллохтоне Северного Урала [Пучков, 1979а], не сохранились или не установлены. где наиболее молодыми отложениями батиального Если разрезы большеикского и жаксы-каргалин- разреза являются фаменские кремни и верхневизейские ского районов характеризуют преимущественно внеш- граувакки. Экстраполируя, можно предполагать омоло нюю часть флишевого прогиба, то бакайский вероятно жение возраста подошвы граувакк в батиальной зоне отвечает его внутренней части, приближенной к источ- уже на Среднем Урале, по сравнению с Южным.

нику сноса терригенного материала;

они составляют В Польинской подзоне каменноугольные отложения фациальную пару, аналогичную предшествовавшей также отсутствуют, но Г. А. Петровым описаны щелочные им паре, образованной киинской и зилаирской свитами субвулканические образования: тела трахириолитов, фамена (см. выше). дайки субщелочных кали-натровых габбро и пироксе Как уже отмечалось, основным источником сноса нитов, которые можно трактовать как рифтогенные.

терригенного материала было унаследованное от фамена Нижним возрастным пределом этих пород является поднятие Урал-Тау, которое практически прекратило свое возраст развитых здесь вмещающих черных сланцев существование в ямашлинское время, но снова возро- франского яруса. Имеется K–Ar датировка 338±14 млн лет дилось и активно воздымалось в раннем турне;

затем, (ранний карбон) [Петров, Пучков, 1994]. Необходимо, в визейском веке, его влияние заметно снизилось, до конечно, получить более надежную изотопную дати полного исчезновения в серпуховское-раннебашкирское ровку.

Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала Тагильская зона Срединно-Магнитогорская подзона занимает пре имущественно осевую часть Магнитогорской синфор В этой зоне, в пределах Среднего Урала, каменно- мы, но на северо-западе захватывает и территорию угольные отложения отсутствуют, и лишь на Северном Вознесенско-Присакмарского меланжа — в частности, Урале появляются турнейско-визейские терригенные район пос. Миндяк, а на востоке, в Гумбейском, По полимиктовые толщи, с углями, с прослоями известняков лоцко-Выдринско-Аркаимском, Степнинско-Амурском и редкими потоками оливиновых базальтов. районах, вплотную подходит к Восточно-Магнито горской покровно-меланжевой полосе. Срединно-Маг нитогорская подзона, осевая часть которой рассмат Магнитогорско-Мугоджарская зона ривается в качестве Магнитогорско-Богдановского В течение рассматриваемой эпохи, как и для средне- грабена [Салихов, Яркова, 1992], характеризуется го – позднего девона, Вознесенско-Присакмарская подзона интенсивным вулканизмом.

как самостоятельная не выделяется, хотя присутствие Начало турнейского времени не ознаменовалось здесь блоков нижнекаменноугольных отложений в меланже резкой перестройкой, что отчасти отражается и в опреде зоны ГУР достаточно широко известно, а в Таналыкско- ленной унаследованности стратиграфии от фаменского Аккермановском районе (Аккермановский карьер и другие времени. Правда, зилаирская свита (серия) в турне обычно разрезы) описаны даже нижнебашкирские известняки в последнее время не выделялась, но полимиктовые [Стратиграфические…, 1993]. В целом же, структурно- терригенные отложения, иногда большой мощности фациальная зональность на рассматриваемом этапе (до 750 м) — как с остатками флоры и проявлениями определяется наличием области активного раннекамен- угленосности, так и (в некоторых разрезах) с прослоями ноугольного магматизма рифтового типа. Область эта радиоляритов — описаны среди турнейских отложений.

тяготеет преимущественно к оси Магнитогорской Имеются данные о том, что флишевые отложения присут синформы, однако отчасти захватывает и ее западное ствуют в нижнем турне центральной части Магнитогор и восточное покровно-меланжевые ограничения. На юге ской зоны, что подтверждается находками фораминифер она, возможно, продолжается в Восточных Мугоджарах. [Казанцева и др., в печати]. Местами турнейские отложе Поэтому описываемая фациальная зона отвечает следую- ния отсутствуют, что указывает на наличие размывов, щим структурным зонам: Вознесенско-Присакмарской, континентального перерыва и, соответственно, местных Магнитогорской, Восточно-Магнитогорской покровно- источников сноса терригенного материала. Описаны ниж меланжевой, и краевой части Восточно-Уральской. нетурнейские коры выветривания [Боякова, Юкляевских, В ней выделяются фациальные подзоны: Таналыкско- 1997]. В турне (и вплоть до начала визейского времени) Берчогурская, Срединно-Магнитогорская, Восточно- продолжается формирование шумилинской свиты трахи Магнитогорская и Восточно-Мугоджарская. андезитовых и риодацитовых туфов с прослоями песча В южной – юго-западной части зоны магматизм ников, конгломератов и известняков, содержащих фауну не проявился, и это позволяет выделить здесь Тана- фораминифер и конодонтов;

турнейско-ранневизейский лыкско-Берчогурскую подзону, протягивающуюся от возраст имеет и верхняя часть свиты горы Магнитной, р. Зирень-Агач на севере до Берчогурской синклина- представленная известняками, также охарактеризованными ли на юге, и включающую также Аккермановский, фораминиферами и конодонтами. Турнейским време Анастасьевско-Ильчибекский и Среднеорский районы. нем — 346±1 млн лет (Rb–Sr изохрона) — датируется При неодинаковой полноте разрезов, их строение Заматохинский массив Верхнеуральского района, отне примерно однотипно. Нижняя (турнейская, турнейско- сенный по химизму к гранодиорит-тоналитовой серии и нижневизейская или нижневизейская) часть пред- не имеющий эффузивных аналогов [Салихов, Митрофа ставлена преимущественно терригенными породами — нов, 1994]. С образованием этой формации связывается песчаниками, конгломератами, аргиллитами, алевро- молибден-меднопорфировое оруденение того же, или литами, углистыми сланцами, с редкими прослоями несколько более древнего возраста, в соседнем Верхне паралических углей. Типичны прослои глинистых, уральском массиве [Салихов, 1997].

песчанистых известняков и мергелей. Выше разрез Переход к новому типу вулканизма, и соответст становится чисто карбонатным. Органические остатки венно, к новому геодинамическому стилю развития — в низах представлены отпечатками растений, спорово- от позднесубдукционного к рифтовому — происходит пыльцевыми комплексами, повсеместно форамини- постепенно, через «сосуществование» двух типов, ферами, редко брахиоподами и остракодами. Общая в течение турнейского времени. В верхнем турне в ряде мощность достигает 1000 м. разрезов появляется березовская свита, представленная На Среднем Урале аналогичный характер и краевую очень сложно построенными толщами, которые, вместе западную позицию, но уже в пределах Восточно-Ураль- с перекрывающими породами греховской свиты, содер ской зоны (см. ниже) занимают разрезы Свердловско- жат вулканиты существенно базальтоидного характера.

Медведевского, Першинско-Мироновского и Махневско- Различными исследователями эти вулканиты выделялись Егоршинско-Каменского районов. в качестве бимодальной континентальной толеитовой Палеозой. Каменноугольный период и / или субщелочной трахириолит-базальтовой формации устное сообщение). Гониатитовые фации известняков, [Фролова, Бурикова, 1977;

Салихов, Яркова, 1992;

Язева, относящиеся к верхам серпуховского – низам башкирского Бочкарев, 1998]. ярусов, описаны и севернее, на р. Шартым [Чувашов и др., Стратиграфическое расчленение вышеуказанных 1984]. Таким образом, в рассматриваемом районе на вулканогенных толщ и осадочных образований, пере- блюдаются сложные фациальные переходы по латерали крывающих и частично замещающих их фациально, и вертикали — от обычно мелководных вулканогенно представляется непростым и порой противоречивым осадочных фаций с заметным участием терригенного [Салихов, Яркова, 1992;

Стратиграфические…, 1993]. материала — к мелководным осадочным преимущественно В центральных районах подзоны выделяются березовская, карбонатным, и далее к пелагическим, глубоководным, греховская и кизильская свиты, охватывающие интер- получающим заметное, хотя и далеко не повсеместное вал от позднего турне до раннебашкирского времени. развитие в верхах разреза. Общие мощности отложений В некоторых восточных районах (например, в Степнинско- рассматриваемого интервала Магнитогорско-Богдановской Амурском) эти свиты не выделяются, но характер разрезов подзоны превышают 2000 и могут достигать 3500 и примерно тот же. Березовская свита представлена, в раз- более метров.


ных сочетаниях, туфопесчаниками, туфоконгломератами, Скользящий характер границ свит, столь харак туфоалевролитами, вулканомиктовыми песчаниками, терный для описываемой подзоны, связан с про базальтами, спилитами, редко риолитами, трахириолитами. странственным изменением возраста вулканического Свита содержит прослои известняков, и датирована процесса, что характерно для вулканизма рифтов и фораминиферами в возрастном интервале поздний турне – горячих точек. В данном случае, как показано [Салихов, начало позднего визе, однако в конкретных разрезах Яркова, 1992;

Салихов, 1997], ареалы распростране и верхняя, и нижняя границы свиты заметно скользят. ния вулканических пород постепенно перемещались Залегающая на ней греховская свита сложена пре- в течение позднетурнейско-визейского времени с юга имущественно базальтами, отчасти андезибазальтами, на север. При этом с начала визе выявляются две трахириолитами, трахириодацитами, с подчиненными раздвиговые зоны — Центральная, простирающаяся прослоями туфогенных пород и известняков с форамини- субмеридионально, и Жарумбайская, имеющая северо ферами. Возраст ее верхней и нижней границ — также восточное направление, которые контролировали наиболее скользящий, в пределах конца раннего и всего позднего визе. активные проявления вулканизма.

Наконец, кизильская свита представлена известняками, Как считает Д. Н. Салихов, по петрохимическим пара охарактеризованными преимущественно фораминифера- метрам главенствующая роль среди базальтов рассмат ми, конодонтами и брахиоподами в возрастном интервале: риваемого этапа вулканизма принадлежит толеитам конец раннего визе – серпуховский век – низы башкирского предельно высокой щелочности и субщелочным базальтам;

века (сюранское время);

таким образом, ее нижняя часть все они отвечают калий-натриевому ряду. Вулканиты в ряде разрезов фациально замещается вулканитами. объединяются им в базальт-трахидацит-риолитовую Более того: в Миндякско-Хайбуллинском районе вулка- формацию [Салихов, Яркова, 1992;

Салихов, 1997]. Иного ногенная толща, представленная преимущественно мнения придерживаются Р. Г. Язева и В. В. Бочкарев [1998], базальтами и известняками, имеет возраст, определенный которые считают, что рассматриваемые магматические по фораминиферам, брахиоподам и остракодам как породы принадлежат двум дискретным, последовательно поздневизейско-серпуховской. В Стратиграфических развивавшимся формациям: K–Na контрастной базальт схемах [1993] она отнесена к кизильской свите, хотя по риолитовой (бимодальной толеитовой) и K–Na субщелоч составу сходна с греховской. Более молодые горизонты ной непрерывной (гавайит-муджиерит-трахириолитовой).

башкирского яруса представлены слоистыми и отчасти Пространственно, на современном эрозионном срезе, биогермными известняками;

в восточном направлении вторые занимают более восточное положение по срав известняковые разрезы, отвечающие средней части баш- нению с первыми.

кирского яруса, местами замещаются пачкой аргиллитов, Со второй группой эффузивов по геохимическим кремнистых сланцев, известняков с аммоноидеями параметрам сходны (и очевидно комагматичны им) (например, район р. Б. Кизил, по Б. И. Чувашову и др. интрузивные породы Магнитогорской группы, детально [1984]), а в Измайловском и Амурском районах, бассейн описанные [Эвгеосинклинальные…, 1984;

Ферштатер, Беа, р. Караганка — углисто-глинисто-известковистыми ритми- 1993;

Салихов, Митрофанов, 1994]. Магнитогорская габ тами с фораминиферами [Стратиграфические…, 1993]. бро-гранитная гомодромная серия представлена продук Относительно глубоководные, гониатитовые фации тами дифференциации базитовой магмы (оливиновые известнякового разреза кизильской свиты отмечаются габбро, габбро-нориты, кварцевые диориты, монцо также в долине р. Урал выше и ниже Ириклинского диориты, граносиениты, граниты), которые образуют водохранилища (разрезы В. Кордаиловка, Джананка) на сложнопостроенные штокообразные массивы, в составе уровне серпуховского яруса [Руженцев, Богословская, которых кислые дифференциаты занимают верхнее, 1971;

Чувашов и др., 1984];

в них найдены остракоды приповерхностное положение, что создает ложное впе глубоководного тюрингского экотипа (Н. М. Кочеткова, чатление их значительной доли в объеме комплекса.

Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала Массивы образуют линейную цепочку длиной более ты, известняки живетского возраста. Аллохтон запечатан 150 км, по-видимому маркируя разломную зону растя- Степнинским гранитным массивом. Цитированные жения. Магнитогорский, Мосовской и Куйбасовский авторы делают вывод, что образование олистостромы, массивы, расположенные в северной части этой цепочки, связанное с активными восточно-вергентными тектони ческими перемещениями в полосе серпентинитовых датированы Rb–Sr методом как конец визе: 330±4, 329±17, меланжей восточного падения, датируется концом 336+17 млн лет соответственно [Ронкин и др., 1997ж].

раннего – началом среднего карбона.

С описанной формацией связаны месторождения маг Восточно-Мугоджарская подзона, по развиваемым нетитовых руд, сопровождающихся скарнами, а также здесь представлениям, является непосредственным месторождение титаномагнетитов.

продолжением Срединно-Магнитогорской подзоны.

По возрасту и положению в той же зоне к вышеука Входящим в нее на западе можно условно считать район занной формации близки, хотя и далеко не идентичны Балкымбайского грабена Восточных Мугоджар. Разрез интрузивы Сыростанской группы, расположенные север здесь в принципе очень похож и на разрезы Таналыкско нее и запечатывающие меланж ГУР. По П. Монтеро и др.

Берчогурской зоны: в низах — переслаивание конгломера [1998], деформированные габброиды и гранодиориты тов, песчаников, алевролитов, с прослоями известняков;

Сыростанского плутона содержат цирконы, которые толща охарактеризована флорой и фораминиферами.

датированы Pb–Pb методом как 334±4, 334±5 млн лет;

Башкирская часть разреза представлена известняками прорывающие их массивные граниты имеют возраст с брахиоподами и фораминиферами. Отличия этого 327±4 млн лет.

разреза — в большей роли терригенного материала и При всех разногласиях (в общем-то не очень значи присутствии на уровне турне – начала визе фаунистически тельных) в определении формационной принадлежности датированных кислых субщелочных вулканитов космо рассмотренных магнитогорских магматических образова ласайского комплекса, комагматичных одноименным ний, большинство исследователей, особенно в последнее гранитам глубинного, «сухого» типа [Старков, Знаменский, время, сходится на том, что они внедрялись в условиях 1977]. Последний факт позволяет предполагать, что растяжения [Рихтер, 1989;

Вулканизм…, 1992;

Ферштатер, в Балкымбайском грабене уже проявляется рифтогенный Беа, 1993;

Салихов, 1997;

Сурин, Мосейчук, 1997;

Язева, магматизм.

Бочкарев, 1998], хотя в ряде случаев и делаются оговорки, В восточной части Восточных Мугоджар вулканоген что процессы образования этих формаций происходили ные и осадочные толщи турнейско-башкирского возраста на фоне общей коллизионной геодинамической обстанов сохранились от эрозии преимущественно в грабено ки;

условия же растяжения локальны и связаны с косым подобных (ограниченных более поздними разломами) характером коллизии. К обсуждению этого вопроса нам остаточных впадинах, известных под названиями Старо еще придется вернуться.

карабутакского и Уймолинско-Кисыксайского грабе Восточно-Магнитогорская подзона выделяется нами нов (последний относится к Прииргизскому району).

условно, на коротком отрезке, что, возможно, связано По И. А. Пелевину [1992], в Старокарабутакском грабене с ее плохой изученностью. Отмечавшаяся выше про верхнетурнейско-нижневизейские отложения представлены странственная и структурная связь восточных разрезов груботерригенной толщей полимиктовых и кварцевых Срединно-Магнитогорской подзоны с Восточно-Магнито конгломератов, гравелитов, песчаников с остатками горской полосой серпентинитовых меланжей и восточно ископаемой флоры. Выше наблюдается терригенно вергентных тектонических покровов имеет несколько карбонатная толща, сложенная преимущественно извест иной характер, чем связь Магнитогорской зоны с ГУР няками, с конгломератами в основании, залегающими на западе. В отличие от Сакмаро-Вознесенской структуры, с размывом на более древних отложениях, включая которая в рассматриваемую эпоху не была столь активной, кристаллические сланцы фундамента. Возраст толщи — чтобы иметь собственную фациальную зональность поздневизейско-серпуховской, охарактеризована она (напомним, что в нее проходят и Таналыкско-Бегчогур в основном фораминиферами, отмечаются стратигра ская, и Магнитогорско-Богдановская подзоны), Восточно фически значимые находки конодонтов и брахиопод.

Магнитогорская полоса меланжей и покровов содержит, Общая мощность этого разреза, лишенного вулканитов — наряду с блоками, принадлежащими Срединно-Магни 500–600 м. По Стратиграфическим схемам [1993], тогорской подзоне, также и специфическое, только ей башкирские отложения в Старокарабутакском грабене принадлежащее образование — олистострому, развитую представлены двумя типами разрезов: один из них вдоль восточного края Сухтелинского аллохтона [Язева, наращивает карбонатную толщу (известняки с форами Бочкарев, 1997]. Согласно описанию этих исследователей, ниферами, мощностью 200–300 м), второй представлен матрикс олистостромы представлен неслоистыми поли базальтами, андезитами, их туфами, песчаниками, миктовыми туфопесчаниками и туфоаргиллитами;

среди алевролитами, глинистыми сланцами, известняками олистолитов описаны шошониты, абсарокиты фамен с фораминиферами среднего карбона.

ского облика, высокотитанистые монцогаббродиориты В Прииргизье раннекаменноугольный (первоначально магнитогорского типа (предположительно визейские), условно визейско-намюрский) возраст развитых здесь нижне-среднедевонские и франские пелиты и радиоляри Палеозой. Каменноугольный период Восточно-Уральская зона вулканогенно-осадочных толщ был установлен в ходе проведения геолого-съемочных работ при участии Основным признаком, характеризующим эту зону, М. Н. Аношина, Г. А. Костик и др., благодаря находкам является присутствие в ее восточной половине вулканитов фораминифер. Позже обобщение всех доступных описа известково-щелочной формации [Вулканизм…, 1992;

Язева ний разрезов и списков органических остатков (форамини и др., 1989;

Полтавец, 1991]. По сравнению с предыдущи фер, споро-пыльцевых комплексов, отчасти брахиопод ми эпохами, западная граница раннекаменноугольно и радиолярий) позволило Р. А. Сегедину дать более башкирской Восточно-Уральской структурно-фациальной полное описание разрезов [Стратиграфические…, 1993].

зоны приобрела юго-юго-западное простирание, обходя В основании была выделена толща алевролитов, пес с востока Южные Мугоджары, а восточная — отодвинулась чаников, известняков, углисто-кремнисто-глинистых дальше на восток, в область фундамента Тургайского и глинистых сланцев, мощностью до 800 м, с ранне прогиба, где включает Валерьяновскую и Боровскую турнейским спорово-пыльцевым комплексом. Вулка зоны — краевые в современной складчатой структуре.

ногенно-осадочные толщи, фациально изменчивые и пестрые по составу, представленные лавами базальтов, Западные разрезы андезитов, андезидацитов, их туфов, терригенных На Южном Урале реликтовые области развития пород, с прослоями известняков, иногда рифогенных, нижнекаменноугольных толщ фрагментарно сохранились общей мощностью до 3500 м, датированы в низах у западного края Восточно-Уральской зоны, вблизи позднетурнейско-ранневизейским спорово-пыльцевым Гранитной оси Урала. Здесь они отнесены нами к Ко комплексом, а в более высоких горизонтах — поздневи пейско-Брединской подзоне, в которой присутствуют зейскими, серпуховскими и башкирскими комплексами преимущественно авулканогенные разрезы, отделяющие фораминифер. Приводя новые данные по стратиграфии ареалы развития рифтовых и субдукционных комплексов:

вулканогенно-осадочных толщ нижнего карбона Уй они описаны в Полтаво-Брединском, Суундукском и молинско-Кисыксайского грабена Прииргизья, основан Копейском районах (пос. Новинка, Бреды, Кваркено ные на находках конодонтов, определявшихся мною, и др.), и похожи на разрезы Таналыкско-Берчогурской:

И. А. Пелевин, К. С. Иванов [1996] дополняют сведе нижняя, турнейско-нижневизейская часть представлена ния об этом разрезе, но характеризуют только его терригенными, иногда угленосными отложениями, а верх поздневизейско-серпуховский возрастной уровень.

няя, верхневизейско-нижнебашкирская,— известняками При этом по какой-то причине не упомянута находка [Стратиграфические…, 1993]. К этой полосе тяготеют башкирских конодонтов в известняках вулканогенно интрузии тоналит-гранодиоритовой формации,— интрузив осадочной толщи на р. Карабутак [Иванов, Пучков, 1985;

ные аналоги изестково-щелочных вулканитов западных Иванов и др., 1986]. Статья И. А. Пелевина и К. С. Иванова разрезов. Комагматичные им вулканиты в этой полосе [1996] содержит представительную таблицу анализов развиты слабо или отсутствуют. Поэтому возможно, что химического состава вулканитов, позволившую авторам выведение этих гранитоидов к поверхности связано с внед объединить их в андезито-базальтовую формацию.

рением более поздних массивов гранитной формации.

Ранее С. Н. Иванов и др. [1984] выявили присутствие На Среднем Урале для нижнекаменноугольных, здесь комплекса параллельных даек долеритов, связанное, турнейско-серпуховских отложений можно выделить сле по их мнению, с рифтовым характером каменноугольного дующие подзоны (дается обобщенно с авторской интер магматизма Мугоджар. Сам по себе этот признак еще претацией по материалам Стратиграфических схем [1993]):

не определяет геодинамический характер магматизма:

Свердловско-Медведевская подзона. Полный, чисто любой вулканизм, в том числе и надсубдукционный, осадочный разрез нижнего карбона, в низах полимиктовые проявляется в условиях растяжения, без чего невозможно песчаники, гравелиты, алевролиты;

в средней части открытие каналов, по которым магма проникает на по в них появляются прослои известняков;

верхневизейско верхность. По нашим наблюдениям, упомянутый комплекс серпуховская часть разреза представлена известняками.

даек на р. Карабутак имеет рассеянно-спрединговый Известняки датированы фораминиферами. Мощность до характер;

в широких междайковых пространствах 1500 м. Залегающие выше терригенные толщи и щелочные находятся блоки терригенной балкымбайской свиты эффузивы фаунистического обоснования не имеют.

верхнего девона. Наряду с этим, химические анализы В Алапаевско-Першинской подзоне можно выделить каменноугольных вулканитов Мугоджар [Формирова два типа разреза:

ние…, 1986;

Иванов, Пелевин, 1996] и, в частности, их Першинско-Мироновский тип: практически чисто высокая титанистость, несколько повышенная натриевая карбонатный разрез, с терригенными пачками в средней щелочность и др., говорят в пользу отнесения их части (верхи нижнего – низы верхнего визе). Охарактери к континентальным толеитам. Таким образом, намечается зован преимущественно фауной фораминифер и брахио связь Срединно-Магнитогорской и Восточно-Мугоджар под. Мощность 1300–1500 м.

ской подзон как двух элементов рифтовой системы, Махневско-Егоршинско-Каменский тип разреза: в ни находящихся один на продолжении другого, хотя и на зах конгломераты полимиктовые, песчаники, алевролиты;

разном фундаменте.

Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала в средней части — терригенные отложения с пластами Осадочно-вулканогенные разрезы развиты в Ирбит углей, с редкими прослоями туфов. Эти части разреза ско-Еманжелинско-Варненской подзоне, где подробно охарактеризованы флористическими остатками. Верхи описаны по обнажениям на рр. Кабанка и Увелька разреза представлены известняками с фораминиферами [Коротеев и др., 1979]. Толщи фациально изменчивы:

и брахиоподами;

отмечаются водоросли, конодонты наряду с потоками андезитов, андезибазальтов и базальтов, и другая фауна. Общая мощность до 1800 м. здесь присутствуют их туфы, вулканомиктовые и полимик В Теченско-Рефтинской подзоне известны турнейско- товые конгломераты, песчаники, прослои известняков серпуховские отложения, представленные в нижней с фауной визейских и серпуховских фораминифер, части известняками и полимиктовыми конгломератами, мощностью 1200–1800 м. Башкирский ярус представлен песчаниками, алевролитами, туфопесчаниками, базальта- известняками, мощностью 100–150 м, достаточно полно ми, в средней — песчаниками, алевролитами, с прослоями охарактеризованными фораминиферами и конодонтами туфопесчаников и известняков;

в разрезе присутствуют [Стратиграфические…, 1993]. В Ирбитском районе уже базальты, риолиты и их туфы. В верхней части преоблада- серпуховской ярус представлен целиком известняками ют известняки. Разрез охарактеризован фораминиферами 150–200 м мощностью.

и брахиоподами. Мощность до 2000 м. Описанные вулка- Следующая к востоку подзона, Александровская, ниты относительно слабо изучены (исключение составляет прослежена в обнажениях и профилях буровых скважин Покровский комплекс ультракалиевых липаритов от левобережья р. Караталы-Аят, через район с. Александ [Коротеев и др., 1979;

Иванов, 1979], рифтовая природа ровское, до левобережья р. Тобол (к западу от долготы его достаточно очевидна). В. А. Коротеев [1980] описывал с. Денисовка). Разрезы сложены андезитовыми и базальто их в качестве трахилипаритовой формации. По В. В. Бочка- выми порфиритами, их туфами, песчаниками, аргиллитами реву и Т. Н. Сурину [1993], они принадлежат базальт- и известняками, с частой сменой пород как в вертикаль риолитовой формации турнейско-визейского возраста, ном, так и в горизонтальном направлениях. Мощность аналогичной трахириолит-базальтовой формации Маг- до 1200 м. В прослоях аргиллитов среди осадочных и нитогорской зоны. туфогенно-осадочных пород встречена фауна брахиопод, —"— остракод и пелеципод визейского возраста [Литвин, 1961].

Легко заметить, что разрезы Свердловско-Медведев- И в Варненско-Еманжелинской, и в Александровской ской и Алапаевско-Першинской подзон очень похожи зонах А. М. Косарев [Вулканизм…, 1992] отмечает частые на разрезы Таналыкско-Берчогурской и Копейско- краснокаменные изменения лав, связанные, по его мнению, Брединской подзон Южного Урала, а разделяющая их с мелководными и субаэральными условиями извержений.

Теченско-Рефтинская подзона находится на продолжении Красноцветность отмечается и в поздневизейско Срединно-Магнитогорской (рис. 19). серпуховских вулканитах более восточных районов [Бочкарев, 1973].

Восточные разрезы Далее к востоку, под тонким чехлом края Тургайского В разрезах более восточных районов рассматриваемой прогиба выделяются еще две подзоны — Валерьяновская Восточно-Уральской зоны вулканиты, как правило, и Боровская. Каменноугольные отложения здесь значи присутствуют. Обычно они появляются со второй полови- тельно менее эродированы и имеют большие мощности.

ны турне, а в некоторых районах — только в визейском Лучше изучена Валерьяновская подзона, в которой рас ярусе, что более или менее синхронно началу рифтового положена Соколовско-Сарбайская группа богатейших вулканизма в Срединно-Магнитогорской подзоне;



Pages:     | 1 |   ...   | 4 | 5 || 7 | 8 |   ...   | 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.