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 |   ...   | 5 | 6 || 8 | 9 |

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

-- [ Страница 7 ] --

зату- месторождений железных руд [Кочергин, 1971, Соколов хание вулканизма происходит также неодновременно: ское…, 1979], связанная с каменноугольным вулкано позже всего (во второй половине башкирского века) плутоническим комплексом. В пределах Качарского это наблюдается на востоке Мугоджар и в Зауралье. месторождения среди стратифицированных вулкано Появлению вулканитов предшествует образование тер- генных толщ изучены жерловые и экструзивные породы ригенно-карбонатной толщи со скользящим возрастом палеовулканической постройки. Rb–Sr изотопный воз от раннего турне до раннего визе, датированной спорами раст развитых здесь дацитовых порфиров составляет и фораминиферами, мощностью 600–1500 м [Страти- 315±24 млн лет. Примерно в тех же пределах датируется графические…, 1993]. и оруденение [Ронкин и др., 1997з].

В пределах обнаженной части рассматриваемой зоны На Соколовском месторождении (как и в большинстве вулканогенные толщи развиты неравномерно, в отдельных других районов) разрез начинается осадочной толщей, синклинальных структурах, где они сохранились от эрозии;

в данном случае — турнейско-ранневизейского возраста:

в разделяющих и обрамляющих их антиклинальных алевролитами, аргиллитами, известняками, с подчинен структурах развиты комагматичные им интрузии грано- ными прослоями туфогенных пород, андезитов, андези диорит-тоналитовой формации, входящие вместе с ними базальтов, мощностью 1200 м. Выше залегает толща, в вулкано-плутоническую ассоциацию. Ранее вулканиты сложенная базальтами, андезитами, их туфами, с подчи имели более широкое распространение, образуя, видимо, ненными прослоями известняков, риолитов, их туфов, единый пояс, наподобие Верхояно-Чукотского. туфопесчаников, конгломератов. Толща охарактеризована Палеозой. Каменноугольный период находками визейско-серпуховских фораминифер и имеет возрастной интервал: поздний девон – ранний карбон колоссальную мощность, порядка 5000 м. Верхняя часть [Самаркин, Самаркина, 1988], очень слабо подкреплены вулканогенной толщи (алабугская свита) содержит в низах непосредственными геологическими наблюдениями и переотложенные поздневизейские фораминиферы, но по изотопными датировками. По сути дела, только восточная положению в разрезе отнесена к башкирскому ярусу часть Челябинского массива датирована K–Ar методом [Стратиграфические…, 1993]. Тот же источник приводит как 340 млн лет, а U–Pb методом (данные Ф. Беа) — данные по Кустанайскому Зауралью, где предполагается и 365 млн лет;

Каиндинский массив — Rb–Sr методом:

каменноугольный (включая верхний карбон) возраст 349±2 млн лет. Варламовский массив, отнесенный к более вулканогенной толщи. Однако приведенные в подкреп- молодой, гранитной формации [Орогенный…, 1994], ление этой точки зрения скудные палинологические имеет две Rb–Sr датировки: 267±9 и 331±11 млн лет сведения большого доверия не вызывают. [Горожанин, 1995]. Возраст цирконов магматического В Боровской подзоне характер разреза в целом похож облика в лептинитовых гнейсах Восточных Мугоджар на Валерьяновский, что подчеркивает единство Восточно- определяется в интервале 315–336 млн лет [Краснобаев Уральской зоны, но имеются различия в датировках и др., 1997]. Возможно, в последних случаях мы имеем вулканогенной толщи. По сборам фораминифер, кораллов дело с реликтами рассматриваемого этапа магматизма, и брахиопод выделены верхневизейские отложения, по сильно переработанными последующими процессами фораминиферам — башкирские. Вулканиты серпуховского ультраметаморфизма.

возраста выделяются по положению в разрезе. Мощность —"— турнейско-башкирских отложений превышает 2000 м. С ранне-среднекаменноугольным магматизмом В целом, рассмотрение разрезов Восточно-Уральской в Восточно-Уральской зоне связываются наиболее пер зоны позволяет говорить об их сходстве в разных подзо- спективные проявления меднопорфирового оруденения, нах;

это служит подтверждением вывода о том, что гра- хотя в целом они характерны (типоморфны) и для более ницы этих подзон отчасти не первичные, а эрозионные, древних субдукционных обстановок на Урале [Грабе и сами подзоны являются частями единого пояса. жев, Белгородский, 1992].

При этом, как и в Магнитогорской зоне, наблюдается —"— скольжение границ вулканогенных толщ. В Тургае вулка- И все же нельзя не отметить, что вопрос о форма низм начинается раньше всего (в позднем турне? – раннем ционной принадлежности описываемой ассоциации визе), и заканчивается позже всего (в башкирское время). является предметом дискуссии. Так, С. Н. Иванов и др.

Вулкано-плутонический характер рассматриваемого [Формирование…, 1986] относят к рифтовым, нало магматического пояса наилучшим образом демонстриру- женным на континентальную кору молодой платформы ется в тургайских разрезах, где пояс подвергся наимень- не только дайковый комплекс Прииргизья (см. выше), шей эрозии, а присутствие крупных месторождений но и вулканиты Валерьяновской зоны. Рассматривая обеспечило хорошую изученность вмещающих толщ в основном анализы базальтов, эти авторы приходят в карьерах и по скважинам. Как отмечает Ю. А. Полтавец к выводу об их принадлежности отчасти к толеитовым [1991], «В Тургае, в Главном железорудном поясе вулкано- континентальным магмам повышенной щелочности, плутонический магматизм, с которым связано образо- отчасти же (в K–Na серии) — об их сопоставимости вание крупнейших в мире скарно-магнетитовых место- со щелочными оливиновыми базальтами зон активизации рождений (Качарского, Соколовского, Сарбайского и др.) континентов. Однако в той же самой книге [Формирова представлен андезитобазальтовой и комагматичной ей ние…, 1986] А. М. Дымкин и Ю. А. Полтавец, полемизируя габбро-диорит-гранодиоритовой формациями, первая по поводу этой точки зрения, категорически заявляют сформирована в прибрежно-морских условиях потоками о том, что аргументированно можно говорить лишь и покровами эффузивов андезитового и андезитобазальто- о принадлежности каменноугольных магматических вого состава, перемежающимися с мощными прослоями пород Тургая к субщелочному типу известково-щелочной пирокластических пород. Вторая образует небольшие серии. В числе их возражений следует упомянуть то по размерам (до 10–150 км2) слабо дифференцирован- обстоятельство, что по одним только базальтам отли ные тела от габбро до диоритов, реже гранодиоритов. чить известково-щелочную серию субщелочного типа Особенность плутонов — приуроченность их к центрам от умеренно щелочной оливин-базальтовой довольно наиболее интенсивного вулканизма». затруднительно, хотя петрохимические различия все же В более западных районах пояса комагматами нижне- есть, и они, наряду с другими признаками, говорят в пользу каменноугольных вулканитов считаются обнаженные отнесения валерьяновских вулканитов к известково в антиклинальных структурах породы многочисленных щелочной серии. К однозначному выводу о принадлеж массивов тоналит-гранодиоритовой формации, которая, ности рассматриваемых вулканитов к известково-щелоч судя по приводимым химическим анализам, принадлежит ной серии позже пришли авторы книги «Вулканизм калиевой известково-щелочной серии [Язева, Бочкарев, Южного Урала» [1992].

1998]. К сожалению, суждения о возрасте этих гранитои- Сравнительный анализ петрохимии каменноугольных дов, которым нередко приписывается довольно широкий вулканитов Тургая и Магнитогорской зоны с индикатор Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала ными вулканическими сериями других районов позволил прослеживаемости этого комплекса в южном направлении Ю. А. Полтавцу [1991] придти к выводу, что для вулкано- [Геология…, 1984]. Стратиграфо-палеогеографические плутонической ассоциации основного рудного пояса исследования говорят о том, что в живетско-визейское Валерьяновской зоны характерны «островодужные» время Чаткало-Кураминская зона развивалась как пассив характеристики, при сходстве ее как с магматитами ная континентальная окраина [Палеогеографический Атлас энсиалических островных дуг, так и (в определенной мере) Средней Азии, в редподготовке], и таким образом, краевых вулканических поясов и резком отличии от развитие Валерьяновской и Чаткало-Кураминской ветвей аналогичных магматитов континентальных рифтогенов. зоны субдукции было диахронным. Наконец, данные по Магматиты более западных районов Тургая относятся морфологии варисских дислокаций на западном краю им к окраинно-континентальному типу, тогда как вулкани- казахстанид, в Большом Каратау [Alexeiev et al., 1997] ты и комагматичные им интрузии Магнитогорской зоны говорят о восточной вергентности позднепалеозойской имеют двойственный характер, обладая чертами как остро- складчатости на этом, наложенном на каледониды водужного магматизма, так и задугового (тыловодужного) краю варисского орогена.

рифтинга, обнаруживая при этом сходство с окраинно- —"— морскими толеитами Японского моря. Цитируемый автор Более сложной представляется проблема самого подчеркивает условность используемых им актуалистиче- позднего субдукционного магматизма на Среднем Урале.

ских параллелей и избегает где бы то ни было говорить Как мы могли убедиться, до начала башкирского века о наклоне зоны субдукции, но из вышеизложенной все основные структурно-фациальные зоны карбона зональности объективно вытекает, что наклон должен могут быть прослежены в том или ином виде с Южного быть западным. К такому выводу приводит и анализ на Средний Урал, и таким образом, они развивались распределения K2O в базальтах Восточно-Уральской зоны однотипно и довольно синхронно. Затухание вулканизма [Косарев, Пучков, 1999]. на Южном Урале и востоке Среднего происходило путем Если, несмотря на приведенные аргументы, все же постепенного замещения вверх по разрезу вулканогенных допустить восточное направление падения зоны ранне- толщ карбонатными. В центральной же части Среднего каменноугольной субдукции, то надо ответить на вопрос: Урала события развивались по иному сценарию. Башкир где на обнаженном Урале выходит на поверхность ские отложения здесь развиты лишь восточнее долготы сутурная зона,— пересечение сейсмофокальной плоскости Екатеринбурга и представлены в Свердловско-Михайлов с поверхностью Земли. Р. Г. Язева [1999], признавая, ском, Першинско-Мироновском, Рефтинско-Смолинском что Главный Уральский разлом запечатывается Сы- районах и на р. Теча преимущественно терригенными ростанским и другими массивами, предполагает, что породами. Согласно Стратиграфическим схемам [1993], эта зона находится в Предуральском краевом прогибе. в Свердловско-Медведевском и Першинско-Мироновском Но никаких признаков ее существования здесь — и даже районах рассматриваемому уровню частично также в пределах поперечных поднятий прогиба — не обна- могут отвечать фаунистически не охарактеризованные руживается. К тому же мы видели, что уже в фамене грубообломочные терригенные толщи, отчасти красно произошло столкновение Магнитогорской островной цветные, и вулканиты: туфы и игнимбриты трахитов, дуги с окраиной Восточно-Европейского континента;

трахидацитов, риодацитов, риолитов. Восточнее они за ресурс субдукции, имевшей падение от континента, был мещаются слоистыми известняками, так что, по-видимому, на Южном Урале исчерпан, и как это показано путем источником сноса терригенного материала было более экспериментального моделирования [Константиновская, западное обширное поднятие, общее с Южным Уралом, 1999], следует ожидать инверсии субдукции, которая возобновившее во второй половине башкирского века должна была продолжаться. По самым скромным под- поставку силикокластики в Зилаирскую зону (предтечу счетам, в течение раннего карбона и раннебашкирского Предуральского прогиба). На Южном Урале поднятие века субдуцировалась полоса океанической коры шириной располагалось в районе хр. Урал-Тау, а на Среднем — 400–500 км. резко расширялось, захватывая Центрально-Уральское Надо признать, что обсуждаемый вывод входит поднятие, Тагильскую синформу, Серовско-Маукскую в противоречие с довольно устоявшимся мнением о непо- сутуру и расположенную непосредственно восточнее средственной связи Валерьяновского вулкано-плутониче- область, занимаемую цепочкой среднекаменноугольных ского комплекса с Чаткало-Кураминским поясом Южного гранитных массивов, принадлежащих преимущественно Тянь-Шаня, образованным зоной субдукции северного тоналит-гранодиоритовой формации. На севере Среднего падения [Тектоника Урала, 1977;

Перфильев, 1979 и др.]. Урала это Верхотурский, Новолялинский и др., прорыва Однако уже и раньше идея о западном падении зоны ющие Салдинские метаморфиты [Язева, Бочкарев, 1993].

субдукции на Урале в раннем карбоне высказывалась — На юге эта полоса, возможно, заканчивается массивами правда, без подробного обоснования, будучи основана Ахуновской группы, которые несколько моложе других на аналогии с Аппалачами [Самыгин, Лейтес, 1986]. [Богатов, Костицын, 1999]. Наиболее крупным и пред К тому же анализ геологии фундамента Тургая не дает ставительным в этой цепочке является Верхисетский оснований для однозначного вывода о непрерывной массив [Шардакова, 1997;

Зинькова, 1997].

Палеозой. Каменноугольный период Возрастная характеристика дана для наиболее В обнаженной части рассмотренных районов Урала крупного и хорошо изученного Верхисетского массива, пока не найдено сутурной зоны с каменноугольными причем доказана его полихронность, что впрочем офиолитами или глубоководными осадками. Главный и раньше устанавливалось по геологическим данным.

Уральский разлом на Южном Урале в конце карбона По Е. А. Зиньковой, гранитоиды делятся на таватуйскую был запечатан интрузиями Сыростанской группы, и дви тоналит-трондьемитовую, северскую, исетскую тоналит- жения по нему прекратились. Глубоководный прогиб, гранодиоритовые и аятскую адамеллит-гранитную серии унаследованный от фаменского флишевого прогиба, (перечислены в порядке убывания возраста по геологиче- в позднетурнейско-серпуховское время находился на ским данным). Rb–Sr изохроны дают следующие возраста: «голодной диете» (в нем практически не накапливались песчаники). В юго-западной части Магнитогорской зоны таватуйская 316±6 млн лет, северская 284±18 млн лет, и ее аналогов на Среднем Урале осадки сменялись вверх исетская 320±12 млн лет, аятская 276±5 млн лет [Bea et al., по разрезу от терригенных паралических угленосных 1997]. Предполагается, что возрастная датировка северской турнейско-ранневизейского возраста до шельфовых серии омоложена в результате контактового воздействия карбонатных — ранневизейско-башкирского;

в ее централь со стороны самой молодой, аятской. Тем самым, выяв ной части образуются вулканические и магматические ляются две главные стадии формирования массива:

формации, связанные с рифтогенезом на субконтинен башкирская и раннепермская. Геохимическое изучение тальной коре (связь с субдукцией может быть лишь гранитов указывает на их известково-щелочной характер опосредованной). Таким образом, о продолжении колли и сходство с островодужными и окраинно-континенталь зии здесь в это время говорить невозможно. В восточных ными, то есть надсубдукционными. При этом предпола же зонах Южного Урала в это время формируются гается, что первые 3 серии образовались как продукты вулканические и интрузивные известково-щелочные дифференциации гранодиоритовой магмы, а аятская, комплексы вулкано-плутонического пояса. Базальты наиболее поздняя, недеформированная,— как результат в пределах этого пояса характеризуются увеличением позднейшего плавления предшествовавших ей сущест содержания K2O в западном направлении. Все эти факты, венно гранодиоритовых серий. По времени и механизму взятые вместе, приводят к предположению о западном образования аятская серия сопоставима с пермскими падении зоны субдукции на Южном Урале. В этом случае коллизионными внутрикоровыми гранитами (Джабык офиолитовая сутура, наследовавшая зону субдукции, ским, Мурзинским массивами, см. ниже), хотя отличается и аналогичная Главному Уральскому разлому, но более от них геохимически — что, вероятно, связано с особенно молодая, должна выходить на поверхность палеозойского стями геохимии плавившегося субстрата [Зинькова, 1997].

фундамента в Тургайском прогибе, к востоку от Валерья Изучение геохимической зональности Верхисетского новской и Боровской зон, где намечаются приразломные и ряда других массивов тоналит-гранодиоритовой фор цепочки серпентинитовых массивов [Геология…, 1984;

мации [Зинькова, 1997;

Шардакова, 1997] указывает Формирование…, 1986]. Такое изменение полярности на увеличение в восточном направлении содержаний К2О, субдукции может объяснить важную особенность сейсмо РЗЭ и изменение других параметров, что позволяет связать профиля УРСЕЙС–95: под восточными зонами Урала тоналит-гранодиоритовые серии Среднего Урала с башкир наблюдается наложение молодых зон скалывания запад ской палеосубдукционной зоной, падавшей на восток, ного падения на более древние — восточного (рис. 8 В).

от ГУР и Серовско-Маукского пояса. Определенные Иначе дело обстояло на Среднем Урале. Как уже изменения устанавливаются даже в пределах одного отмечалось, в отличие от Южного, коллизия девонской Верхисетского массива. Предполагается, что его древние островной дуги и пассивной окраины континента к северу комплексы образовались в результате плавления субду от Уфалейского выступа не документируется (дуга откло цировавшейся базальтовой плиты в термодинамических няется к востоку), и мы можем предполагать, что здесь условиях, отвечающих 1000–1050°С и 12–13 кбар в за осталось океаническое «зияние», расширявшееся в север падной части массива, против 1050–1100°С и 13–14 кбар ном направлении. В башкирское время или несколько в восточной [Bea et al., 1997]. Простые оценки и интерпо раньше это «зияние» было ликвидировано благодаря ляции показывают, что зона субдукции была довольно возникновению сравнительно короткоживущей зоны пологой, и расстояние между местом генерации гранитов субдукции, что привело к образованию магматических и выходом зоны субдукции к поверхности могло значи пород известково-щелочной формации Верхисетской тельно превышать современное расстояние между Верхи группы массивов и столкновению континентальных сетским массивом и зоной ГУР, что указывает на заметное масс в зоне ГУР. В южном направлении, в сторону сокращение ширины соответствующих структурных зон Уфимского выступа, субдукция переходила в коллизию, в башкирское и более позднее время.

сопровождаясь метаморфизмом высоких давлений – низ —"— ких температур, проявленных в Восточно-Уфалейском Итак, геологические особенности развития Южного (куртинском) комплексе (580–630°C, 10–11 кбар в се и Среднего Урала в турнейско-раннебашкирское время верной, и до 650–750°С, 10–12 кбар в южной части ставят определенные ограничения на гипотезы о место комплекса [Echtler et al., 1997b]). О времени завершения положении и наклоне зон субдукции на этом этапе.

Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала этого процесса и последующей эксгумации свидетельст- отложения рассматриваемого интервала представлены вуют московско-позднекаменноугольные Ar–Ar датировки известняками, доломитизированными известняками, доломитами. Прослои мергелей и аргиллитов развиты метаморфитов куртинского комплекса: 308±3, 305±6, 296± преимущественно в низах московского яруса, причем их и 293±2 млн лет [Glasmacher et al., 1999b;

Eide et al., 1997].

роль увеличивается в западном направлении — в сторону Ar–Ar возраст амфиболов Сысертского комплекса размывавшихся низких поднятий суши [Сюндюков, 1975].

составляет 291±6 млн лет [Eide et al., 1997], и возможно Для уральских разрезов московского яруса характерно говорит о завершении истории прогрессивного мета присутствие кремнистых конкреций, форма и размеры морфизма северной части Сысертско-Ильменогорского которых указывают до некоторой степени на их страти комплекса к концу карбона, в отличие от его южной, графический уровень. Наиболее важной группой фауны, ильменогорской части, где палингенез проявляется и присутствующей во всех стратиграфических подразде в перми (см. ниже).

лениях, являются фораминиферы. В стратиграфии мос Ресурсы субдукционного процесса были исчерпаны ковского яруса важную роль играют также брахиоподы.

в московском веке — по-видимому, в связи с полным Для верхов верхнего карбона брахиоподы нехарактерны, поглощением океанической коры. В московское время но появляются остракоды (нарастает пелагичность, уве произошел переход к жесткой коллизии непосредственно личивается глубина бассейна). Мощности отложений между Восточно-Европейским и Казахстанским конти в ближнем Приуралье довольно стабильны и колеблются нентами.

в пределах 300–550 м.

—"— Вдоль восточного края Бельской зоны, на ее границе Из полезных ископаемых, связываемых с рассмат с Предуральской, развиты биогермные отложения, кото риваемым этапом, следует, помимо уже упоминавшихся рые в позднем карбоне оформляются в виде рифов.

проявлений меднопорфирового оруденения и крупных Такой риф можно наблюдать в районе пос. Табынск железорудных месторождений Магнитогорской и (гора Воскресенка) на западном склоне Южного Урала Соколово-Сарбайской групп, отметить визейские угли, [Южный…, 1984]. В этом карбонатном массиве, высту образующие промышленные месторождения в ряде зон пающем над окружающей местностью, была собрана как на западном, так и на восточном склонах Урала.

и описана богатая фауна мшанок, брахиопод, кораллов, Кроме того, как показано группой исследователей при пелеципод, криноидей, конодонтов, трилобитов, аммонои участии автора [Голдин и др., 1987], трахилипариты дей, водорослей. В обнажениях и частично в керне сква повышенной щелочности, связанные с рифтовой форма жин здесь выделены почти все (кроме самой верхней) цией, представляют интерес как сырье для фарфоровой зоны фузулинидовой схемы верхнего карбона. Широкое промышленности.

развитие верхнекаменноугольных карбонатных барьерных рифов предполагается (по данным ГИС и результатам МОСКОВСКО-ПОЗДНЕКАМЕННОУГОЛЬНЫЙ ЭТАП анализа керна) вдоль восточного края Бельской зоны Южный и Средний Урал на начальных стадиях в южной части Юрюзано-Сылвенской депрессии, где они рассматриваемого этапа характеризуются сочетанием рассматриваются как потенциальные ловушки углеводо областей осадконакопления и размыва, границы которых родов [Солоницын, 1998]. Рифы и скопления биогермов были субпараллельны и расположены отчасти косо, установлены и в более северных районах западного под острым углом к простиранию наложенных на них склона Среднего Урала [Чувашов, Дюпина, 1973;

Стра современных структурных зон. В дальнейшем, по мере тиграфические…, 1993]. Карбонатные рифы имеют разрастания поднятий на восточном склоне Урала, важное геодинамическое значение как индикаторы вре они сливаются в единое воздымающееся горное соору- менной стабилизации: замедления или приостановки жение, окаймленное с запада предгорным (краевым) смещения оси (точнее, западного края — В. П.) прогиба прогибом, а на востоке осложненное менее четко струк- к западу [Чувашов, 1998].

турно выраженными межгорными впадинами. В связи с этим, схемы структурно-фациальной зональности Предуральская зона даются для двух подэтапов: для московского века и позднекаменноугольного периода (рис. 20, 21). С востока полоса барьерных рифов, окаймлявшая карбонатную рампу, граничит с глубоководным бассейном краевого прогиба, унаследованным от Зилаирского Бельская зона флишевого прогиба. Однако по сравнению с предыдущей Рассматриваемая зона сохранила характер шельфовой эпохой, наблюдаются некоторые изменения. Во-первых, области континента. Более того, на рассматриваемом после длительного периода «голодания» уже во второй этапе она обнаруживает структурную нивелированность половине башкирского века возобновляется поступление и довольно слабую фациальную дифференциацию. в прогиб песчаного терригенного материала, и эта тенден Изменения в характере разрезов по вертикали связаны ция сохраняется затем в течение всего рассматриваемого с развитием трансгрессии [Смирнов, 1953]. Повсеместно этапа и после него. Во-вторых, западная граница глубоко Палеозой. Каменноугольный период водного прогиба продолжает, хотя и с переменной скоростью, смещаться к западу, вследствие чего наблюдаются разрезы, где на мелководных известняках башкирской рампы согласно залегают маломощные глубоко водные глинисто-кремнисто карбонатные и кремнистые отложения московского яруса, (например, разрезы «Сим», «Юрюзань») [Чувашов и др., 1990], а на мелководных из вестняках московского яруса — такие же глубоководные отло жения верхнего карбона (напри мер, красноусольский разрез) [Permian…, 1993]. В свою оче редь, глубоководные отложения сменяются вверх по разрезу флишем, возраст подошвы ко торого также скользит, от баш кирского до артинского, омо лаживаясь в западном направ лении [Чувашов, 1998, рис. 10;

Proust et al., 1998].

В моментальном срезе про гиба намечаются две подзо ны — внешняя и внутренняя.

Глубоководные отложения вы шеуказанного типа, выделяемые в предфлишевую формацию, образуются на внешнем, при платформенном зарифовом скло не краевого прогиба, в то время как на внутреннем образуется флиш. Миграция прогиба, при водя к залеганию предфлишевой формации на шельфовой, а фли шевой — на предфлишевой, дела ет до некоторой степени раз мытыми суммарные границы рассматриваемых подзон. Как и на предыдущем этапе, характер разрезов и особенности разви тия глубоководного прогиба различались в разных его сег ментах, вследствие чего мы де лим прогиб вкрест простирания на несколько районов.

Рис. 20. Схема структурно-фациальной зональности юга Урала Среднеуральский район. На севе для московского подэтапа ре рассматриваемой территории, в пределах краевого прогиба, 1 – Бельская зона;

2 – Предуральская зона (2а – внешняя подзона, 2б и 2в – внутренняя в окрестностях г. Сим разрезы подзона 2б – Среднеуральский район, 2в – Призилаирский район);

3 – Приуралтауское под западной подзоны представлены нятие;

4 – Восточно-Уральская зона (подзоны: 4а – Янгельская, 4б – Кизильская, 4в – конденсированной пачкой аргил- Уйская, 4г – Брединская, 4д – Аятская);

5 – Зауральское поднятие. См. также рис. 12.

Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала литов, кремнистых аргиллитов, кремней, мергелей, известняков с немногочисленными фузули нидами и конодонтами, мощ ностью 50 м (колослейкинская свита), отвечающей по возрас ту самому концу башкирского, московскому веку и позднему карбону [Чувашов и др., 1990;

Стратиграфические…, 1993].

Аналогичный характер сохра няется восточнее, в разрезе «Юрюзань», где московский ярус представлен аргиллитами и афанитовыми известняками, мощностью 38 м, датированны ми фузулинидами. В строении плохо обнаженного разреза верхнего карбона принимают участие аргиллиты, алевролиты, мергели, карбонатные брекчии, афанитовые и детритовые известняки, с фузулинидами и аммоноидеями. Видимая мощ ность — 15 м. Еще восточнее, в скважинах, пробуренных в районе пос. Новобелокатай, московские, верхнекаменно угольные отложения и ниже лежащие породы башкирского яруса представлены флишем с прослоями известняков и мер гелей, мощностью несколько сот метров [Чувашов и др., 1990]. Наконец, в крайне вос точных разрезах Уфимского амфитеатра (абдрезяковская сви та) прослои карбонатов во флише исчезают, но в нижней части разреза присутствуют конгломераты с галькой извест няков визейского и башкирского ярусов. Мощность достигает 500 м [Стратиграфические…, 1993].

Зилимо-Зиганский район (западное крыло Башкирского антиклинория). Московский ярус во всех разрезах представлен слоистыми известняками, реже доломитами, с линзами и кон Рис. 21. Схема структурно-фациальной зональности юга Урала крециями кремней, мощностью для позднекаменноугольного подэтапа порядка 250 м. Верхний карбон в краевых восточных разрезах, 1 – Бельская зона;

2 – Предуральская (подзоны: 2а – внешняя, 2б – внутренняя);

3 – Западное от р. Инзер на севере, до ши поднятие;

4 – Анастасьевско-Балкымбайская зона;

5 – Копейско-Карабольская зона;

6 – Восточное ротного течения р. Белой на поднятие. См. также рис. 12.

Палеозой. Каменноугольный период юге, представлен маломощной (25–80 м) пачкой карбона, отложения которого формируют значительно кремнисто-глинистых сланцев, мергелей, с прослоями более узкий молассовый прогиб межгорной впадины алевролитов, доломитов и известняков. Известняки крем- (рис. 20, 21).

нистые, афанитовые, реже органогенно-обломочные, Если, пользуясь данными Б. И. Чувашова и др. [1984, содержат фузулиниды, характерные для верхней части рис. 26], соотнести границы распространения фациальных касимовского и для гжельского горизонтов [Южный…, типов московского яруса с границами современных 1984]. Наилучшим образом изучен такой разрез на структур (рис. 20), то окажется, что первые занимают р. Усолка [Permian…, 1993], где помимо фузулинид секущее положение по отношению ко вторым (в частно послойно отобраны конодонты, мелкие фораминиферы, сти, и к ГУР, и к Восточно-Магнитогорской покровно одиночные кораллы, криноидеи, радиолярии, акритархи, меланжевой зоне надвигов). При этом, вследствие С–С–В миоспоры и другие органические остатки. Этот тип ориентировки подзон, на Среднем Урале выделяются разреза в позднем карбоне характеризует внешнюю зону лишь первые две.

краевого прогиба (там, где формировался глубоководный Янгельская подзона. Разрезы этого типа наблюдаются, «предфлиш»). Флиш располагался восточнее и не сохра- в частности, в районе г. Магнитогорска и к востоку от нился от эрозии. него — до оз. Мулдак-куль на западе, включая разрезы Призилаирский район. К югу от Башкирского антикли- по р. Янгелька [Чувашов и др., 1984]. Общей особенностью нория, где каменноугольные толщи размыты [Чувашов, разрезов является присутствие мощных слоев валунно 1985], разрезы собственно флиша развиты исключительно галечных конгломератов с преобладающими обломками полно, будучи прослежены от р. М. Ик на севере вплоть известняков, преимущественно в нижней части разреза;

до р. Айдаралаша, в 50 км к востоку от г. Актюбинск, широкое развитие песчаников, аргиллитов, алевролитов — а в неполном виде — и в Бакайской мульде Сакмарской как сероцветных, так и красноцветных;

наличие прослоев зоны [Хворова, 1961;

Стратиграфические…, 1993;

Permi- гипсов, ангидритов, мергелей. В отдельных прослоях an…, 1993]. Наоборот — предфлишевые фации практи- известняков изредка встречена морская фауна форами чески не обнажаются, будучи погружены под более нифер, пелеципод. Разрезы Магнитогорского района молодые отложения восточного крыла Предуральского хорошо датированы спорово-пыльцевыми комплексами краевого прогиба. Разрезы представлены преимуществен- и акритархами. Мощности — до 350–500 м. Севернее, но ритмичным чередованием полимиктовых песчаников, в пределах Среднего Урала разрезы этого типа обнажают алевролитов, аргиллитов, с прослоями известняков, ся на рр. Реж, Нейва, Мугай и др. Детальное описание дано охарактеризованных фузулинидами, радиоляриями, для разреза мелководных прибрежно-морских отложений цефалоподами и другой фауной. Мощность толщи — этого типа по рр. Синара и Багаряк [Путеводитель…, порядка 1500 и более метров. По сравнению с более 1991]. Согласно Стратиграфическим схемам [1993], ранними представлениями [Хворова, 1961], стратигра- в Свердловско-Медведевском и Першинско-Мироновском фическая схема претерпела определенные изменения районах рассматриваемому уровню возможно частично [Стратиграфические…, 1993]. В частности, в современных отвечают грубообломочные терригенные толщи, отчасти схемах нижняя часть кугарчинской свиты отошла к баш- красноцветные, и вулканиты: туфы и игнимбриты трахи кирскому ярусу, нижняя и верхняя границы верхнего тов, трахидацитов, риодацитов, риолитов (они показаны карбона остались почти на прежнем уровне, а вместо для всего среднего – верхнего карбона, и их принадлеж жигулевского и оренбургского ярусов стали выделять ность башкирскому ярусу нельзя исключить). Б. И. Чува касимовский и гжельский, с некоторым смещением гра- шов и др. [1984], руководствуясь чисто литологическими ницы между ярусами вверх по разрезу [Permian…, 1993]. признаками, предполагают также, что к этому типу разреза Важной особенностью описываемых разрезов является относятся красноцветные полимиктовые конгломераты, присутствие олистостромов, с глыбами известняков, песчаники и сланцы, обнажающиеся у устья р. Караси содержащих в олистолитах мелководную фауну толсто- и пос. Архангельского, прежде описанные Г. А. Смирновым стенных брахиопод и кораллов большого возрастного [1957], который считал их нижневизейскими. Осадко диапазона. В частности, в олистостроме верхнего карбона накопление в целом характеризуется континентальными, описаны олистолиты визейского, средне- и поздне- лагунными и отчасти прибрежно-морскими условиями, каменноугольного возраста [Хворова, 1961]. примерно намечая положение западного побережья московского моря. Общая палеогеографическая ситуация позволяет предполагать наличие линейного поднятия, Восточно-Уральская зона расположенного к западу от полосы развития Янгельского Под таким названием мы выделяем на этом этапе всю типа разреза и служившего источником сноса терригенного область Южного и Среднего Урала, расположенную материала как в эту полосу, так и в Предуральский к востоку от Главного Уральского разлома. Характери- краевой прогиб. На Южном Урале ось поднятия проходит стика разрезов дается раздельно для московского яруса, в районе хр. Урал-Тау, а на Среднем — расширяется отложения которого образуют широкий симметричный и смещается к востоку, как и на предыдущем ранне прогиб, отвечающий морскому проливу, и для верхнего каменноугольно-башкирском этапе, захватывая Тагиль Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала скую синформу, Серовско-Маукскую сутуру и располо- зону московского моря, развит в притургайских отрез женную непосредственно восточнее область, занимаемую ках долин рр. Тогузак [Мамаев, 1965], Аят, Тобол.

цепочкой гранитных массивов тоналит-гранодиоритовой Средне-верхнекаменноугольные отложения представлены, формации (на уровне нижнего – среднего девона эта если ориентироваться на стратиграфическую схему область была выделена нами как Петрокаменско- А. И. Степаненко [1972], маслоковецкой свитой среднего – Салдинская подзона Восточно-Уральской зоны). верхнего карбона, сложенной красноцветными полимик Кизильская подзона охарактеризована разрезами товыми песчаниками, конгломератами и гравелитами, в долине р. Урал, в частности в районе пос. Кизильское. с подчиненными алевролитами и аргиллитами, мощностью Здесь развиты толщи, описанные М. М. Бежаевым [1978] 1600 м. В гальках конгломератов отмечается ранне как флишевые. Представлены переслаиванием морских каменноугольная фауна фораминифер и брахиопод.

терригенных пород, с прослоями известняков, содер- Согласно уже неоднократно цитированной работе [Чува жащих фораминиферы;

мощность их достигает 1000 м шов и др., 1984], на Среднем Урале этот тип разреза (разрез на р. Худолаз). На Среднем Урале разрезы этого ти- условно выделяется в скважинах на р. Исеть восточнее па описаны по рр. Кунара и Исеть [Путеводитель…, 1991]. с. Волково и на Синаре в устье р. Черной. К югу Б. И. Чувашов и др. [1984] относят к этому же типу разрез верхнепалеозойские отложения этого типа отмечаются у пос. Б. Баландино на р. Миасс, где московские отложения в Прииргизье на широте пос. Карабутак. Однако ни представлены преимущественно осадочными брекчиями, в этой работе, ни в Стратиграфических схемах [1993] чередующимися с небольшими по мощности пачками конкретных материалов в подтверждение этого тезиса песчано-алевролитового или известняково-сланцевого со- не приводится. Исключение составляет разрез среднего – става. Такое сопоставление вызывает некоторое удивле- верхнего (?) карбона в Копейском районе [Страти ние, тем более что восточнее, в скважинах у оз. Сугояк, графические…, 1993], где московский ярус пред разрез московского яруса представлен известняками, ставлен в низах известняками с фораминиферами, содержащими фораминиферы и пелециподы, конгломе- выше 200-метровой пачкой конгломератов, алевро ратами, сланцами с прослоями алевролита и линзами литов и аргиллитов с фораминиферами, перекрытой гипса, песчаниками. Последние разрезы не имеют ничего пестроцветными конгломератами, песчаниками, алев общего с флишем, и ближе, пожалуй, к янгельскому типу ролитами, известняками и гипсами, причем в гальке (см. выше). конгломератов отмечаются фораминиферы московского Уйская подзона. На рр. Уй и Увелька верхняя часть возраста.

разреза московского яруса (верхи каширского, подольский Говорить о фациальной зональности верхнего карбона и мячковский горизонты) представлены преимущественно на восточном склоне Урала очень трудно из-за скудости известняками, охарактеризованными фораминиферами. и ненадежности стратиграфических данных. Согласно Нижняя часть яруса (верейский и низы каширского Стратиграфическим схемам [1993], морские терригенные горизонтов) представлена здесь флишем. Южнее, после отложения, мощностью до 500 м, относимые к верхнему большого перерыва, карбонатный тип разреза появ- карбону по находкам фораминифер, развиты по западной ляется в Балкымбайском грабене Восточных Мугоджар окраине воздымавшегося Урала: в районе дер. Анастасьев (р. Олыталдык), где весь московский ярус и низы верхнего ки к югу от г. Орска (караагашская толща). Известняки карбона представлены известняками и доломитами, нижней части верхнего карбона, с фузулинидами, ко мощностью до 700 м, охарактеризованными фораминифе- раллами и члениками криноидей, описаны в разрезе рами, кораллами, брахиоподами, водорослями. Балкымбайского грабена (Анастасьевско-Балкымбайская Брединская подзона. Отложения этого типа описаны зона). По-видимому, южная часть Урала в это время на р. Синташты у пос. Бреды, у пос. Синий Шихан еще не была вовлечена в воздымания орогена и была (в 30 км к югу от пос. Бреды) и на левобережье р. Урал далеко от источников сноса. Наоборот, в восточных (в обнажениях на р. Джананка). Московский ярус в низах районах Южного Урала (Копейский, Увельский, Полтаво представлен карбонатными, карбонатно-терригенными Брединский, Троицко-Аятский районы, Кустанайское породами, с пачкой спикуловых и радиоляриевых мерге- Зауралье) к верхнему карбону по спорово-пыльцевым лей в качестве пограничных слоев с башкирским ярусом. комплексам, флоре и фауне в гальках конгломератов Вверх по разрезу наблюдаются карбонатно-терригенные отнесены песчано-конгломератовые толщи, местами отложения, которые переходят в толщу флишоидного загипсованные, отчасти пестроцветные, с прослоями переслаивания песчаников, алевролитов и сланцев, известняков и мергелей, мощностью в сотни метров.

с подчиненными прослоями и пачками валунно-галечных На Среднем Урале, на рр. Синара, Багаряк, Исток, конгломератов (олистострома?), содержащих преиму- Караболка — также по флористическим остаткам — щественно обломки известняков. Органические остатки к верхнему карбону отнесена карабольская свита: толща представлены фузулинидами, спорами и пыльцой аргиллитов, алевролитов, песчаников с прослоями гипсов, [Чувашов и др., 1984]. гипсовых мергелей, редко известняков и доломитов, Аятская подзона. Характерный для этой подзоны мощностью 240–300 м [Стратиграфические…, тип разреза, маркирующий восточную прибрежную (в нумерации разрезов вкрались опечатки)]. Большинство Палеозой. Каменноугольный период из упомянутых районов (кроме Кустанайского Зауралья) Характер распределения разрезов различного типа, расположено в одной субмеридиональной полосе несмотря на относительную фрагментарность инфор (Копейско-Карабольская зона, рис. 21);

создается впечат- мации, позволяет построить для московского времени ление, что на месте осевой части широкого и местами схему чередования линейных мелководных и глубоко глубоководного прогиба московского времени в позднем водных зон седиментации с поднятиями, поставлявшими карбоне сохранилась более узкая межгорная молассовая в них терригенный материал. Выделяются: Бельский впадина с континентальным и отчасти лагунным осадко- шельф, край которого образовывал карбонатную рампу, накоплением. обращенную к востоку, глубоководный Предуральский флишевый прогиб, поднятие в области хр. Урал-Тау —"— Итак, в московско-позднекаменноугольное время и смежных территорий, расширявшееся к северу за счет на Южном Урале полностью закончилась субдукция и Тагильской и западной части Восточно-Уральской зон, Восточно-Европейский и Казахстанский континенты Янгельская область накопления континентальных и пришли в непосредственное соприкосновение, что ознаме- мелководных отложений, Кизильский флишевый прогиб, новало начало «жесткой» коллизии типа континент – Уйская полоса мелководного карбонатного шельфа, континент. В условиях сжатия здесь завершился мантий- Брединский флишевый прогиб, Аятская область накопле ный базальтоидный и известково-щелочной вулканизм, ния континентальных груботерригенных толщ и поднятия а внутрикоровой палингенный в основном еще не был в Зауралье, служившие источником сноса терригенного подготовлен начавшимся скучиванием земной коры по материала для последних двух областей осадконакоп поверхностям надвигов. Особое место, однако, занимают ления.

гранитоиды, расположенные тесной группой на севере Палеогеография Южного Урала в московское время Магнитогорского прогиба, вблизи Уфимского выступа указывает на симметричный характер расположения и уже существовавшего поднятия Урал-Тау (Ахуновский размывавшихся поднятий и прогибов в районах, распо и другие массивы), представленные двумя группами ложенных к востоку от ГУР, что может быть связано пород: гранодиоритами и адамеллитами с невысоким с наметившимся симметричным выжиманием гигант содержанием К2О и РЗЭ, в спектре распределения которых ского центрального «клина» земной коры Урала одно отсутствует Eu аномалия, а также биотитовыми гранитами временно к западу и к востоку по внутрикоровым и, и гранодиоритами с повышенным содержанием К2О и РЗЭ, возможно, отчасти подкоровым зонам срыва (детачмента).

с отрицательной Eu аномалией [Богатов, Костицын, 1999]. Этот процесс получил дальнейшее развитие в позднем По данным этих авторов, рассматриваемые гранитоиды карбоне, судя по усилившемуся сносу терригенного образовались в течение краткого промежутка времени материала в Предуральский краевой прогиб, его продви из геохимически однородного магматического источника жению в западном направлении, а также молассовому с низким стронциевым соотношением. Абсолютный воз- облику и более ограниченному развитию верхнекамен раст (общее значение по результатам Rb–Sr изохронного ноугольных отложений в восточных районах Урала.

датирования Ахуновского и Карагайского массивов) Имея в виду, что верхнекаменноугольные отложения должны были в большей степени подвергнуться размыву составляет 306,4±1,4 млн лет, что по современным данным по сравнению с московскими, и принимая во внимание [Gradstein, Ogg, 1996] отвечает московскому времени.

вышеизложенное предположение о наличии в позднем Авторы отмечают, что по составу гранитоиды этой карбоне межгорной впадины, можно сделать вывод, что группы близки породам Верхисетского, Каменского, процесс слияния поднятий в единый горный хребет или Пластовского массивов. По возрасту они оказываются систему хребтов не произошел резко на границе мос несколько моложе главных фаз Верхисетского массива, ковского и касимовского веков, а был сравнительно но древнее его палингенной части (см. выше). Если ука постепенным, и в наименьшей степени затронул южную занные датировки справедливы, время образования окраину современной территории Урала. Наличие чисто гранитоидов Ахуновской группы (по крайней мере, карбонатного разреза нижней части верхнекаменно ее низкокалиевой части, явно исключая Петропавлов угольных отложений в Восточных Мугоджарах служит ский плутон, фаменский возраст которого, как уже этому одним из дополнительных подтверждений. Вместе отмечалось, доказан по цирконам) попадает на пере с тем, к концу карбона восточный Урал представлял собой ломный момент смены субдукции жесткой коллизией.

интенсивно поднимавшуюся горную область, и возможно Океанической коры на поверхности уже нет, но океани уже в конце карбона началось формирование К–Na ческая плита, субдуцированная в мантию, еще могла гранитов в пределах Гранитной оси Урала (см. ниже).

продолжать плавиться.

Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала Пермский период Один из них — шихан Шах-Тау — глубоко срезан карь ером, что позволяет видеть многие детали его внутреннего РАННЕПЕРМСКИЙ ЭТАП строения. Возраст рифового массива — позднеассельско На раннепермском этапе происходило нарастание раннеартинский;

тело рифа подстилается вскрытыми процессов, наметившихся в карбоне. Лишь три структурно- в скважинах нижнеассельскими слоистыми известняками, фациальные зоны можно выделить на этот период: мощностью 250 м — такими же, как в Бельской зоне;

Бельскую зону, Предуральский краевой прогиб и Ураль- перекрывается маломощными верхнеартинскими мер ское орогеническое поднятие (рис. 22). гелями. Длительность стояния и формирования рифа на одном месте свидетельствует о том, что миграция прогиба здесь в это время уже прекратилась. Тело рифа Бельская зона сложено водорослевыми, мшанковыми, коралловыми, палеоаплизиновыми биогермами, разрушение которых В пределах Бельской зоны в течение большей части давало обильный детритовый материал, перемешанный раннепермского времени продолжалось накопление слои с фораминиферами и члениками криноидей. Местами стых мелководных известняков, залегавших согласно на отмечаются обильные скопления брахиопод (описано таких же известняках верхнего карбона и продолжавших более 150 видов). Изучены также остракоды, пелециподы, трансгрессивную серию осадков. Регрессия шельфового гастроподы, наутилоидеи и др. Мощность рифа достигала, моря получила заметное развитие в конце ранней перми, до закладки карьера, 350 м: цифра весьма скромная в кунгурское время, когда произошло обмеление бассейна, по сравнению с мощностями многих других. Например, проявился снос терригенного материала с западных в шихане Тратау, по [Permian…, 1993] мощность только поднятий платформы, и в прибрежных озерах и лагунах ассельских биогермных известняков, образующих боль в условиях аридного климата началось накопление ангид шую часть рифа, составляет 500 м (ассельские депресси ритов, солей и гипсов. Общая мощность нижнепермских онные фации в тылу рифа на небольшом удалении от него, осадков на востоке Бельской зоны увеличивается к Уралу имеют мощность всего 30 м, что дает представление и в южном направлении, в сторону Прикаспийской впа о порядке глубин зарифового бассейна).

дины, местами превышая 1000 м;

на севере уменьшается Рифы, окаймляющие Бельскую впадину прогиба, до 400–500 м, причем на широте поднятия Каратау к северу и югу от Стерлитамакских шиханов перекрыты и севернее на значительном протяжении в приуральской кунгурскими эвапоритами, что создало условия для части Бельской зоны кунгурские отложения отсутствуют накопления и сохранения нефтяных залежей (на юге, вследствие размыва, появляясь вновь на севере Среднего в Оренбургской области, где рифы погружены на большую Урала, с его известными Соликамскими месторождениями глубину, они сменяются газовыми месторождениями).

солей, расположенными уже в пределах Предуральского Можно предполагать, что южноуральская цепочка рифов прогиба.

соединяется на большой глубине по окраине Соль Восточная граница зоны после позднекаменноуголь Илецкого выступа с такой же цепочкой рифов, обрам ного времени заметно сместилась к западу и маркируется ляющих с севера Прикаспийскую впадину. На краю новой полосой барьерных рифов. Смещение было нерав Юрюзанской впадины, к северу от поднятия Кара-Тау, номерным: от 25 км на севере Южного Урала (таково массивы барьерного рифа, наоборот, вновь выходят на примерно расстояние между пермскими рифами и верхне поверхность (так называемые дуванские рифы). Насчиты каменноугольным Вознесенским), до 75 км на юге, в Орен вается восемь крупных обнаженных массивов. Мощность буржье. На Среднем Урале смещение было еще более одного из них — Тастубского — превышает 820 м [Лозин, значительным, но сам нижнепермский барьерный 1994]. Само поднятие Кара-Тау обнаруживает по отно риф «расщепляется» в северном направлении вслед шению к барьерному рифу и к более внутренним частям ствие более отчетливо выраженной здесь миграции прогиба четко наложенный характер, что говорит о более западного края прогиба в течение ассельско-артинского позднем образовании этой структуры.

времени.

К северу от дуванских рифов на Среднем Урале ри Раннепермский барьерный риф, самый крупный фовый барьер постепенно смещается на восток и просле и протяженный во всей истории Урала, вполне срав живается под более молодыми отложениями краевого ним по параметрам (но не по тектоническому поло прогиба, выныривая затем в складчатой зоне Урала и жению) с Великим Барьерным рифом Австралии.

распадаясь на ряд биогермов разного возраста. Это связано Наилучшим образом строение пермских рифов изу с большей подвижностью западного края раннепермского чено в Стерлитамакских Шиханах, где четыре масси краевого прогиба в этих районах и запаздыванием ва были подняты в виде холмов над окружающей однотипных процессов на севере Урала вследствие территорией в третичное время [Пермская…, 1991;

косого характера коллизии [Пучков, 1975, 1996б].

Permian…, 1993].

Палеозой. Пермский период Предуральская зона Как и на предыдущем этапе, на мгновенных срезах Предуральского прогиба в ассельское, сакмарское, ран неартинское время можно четко различить две фациаль ные зоны — внешнюю пред флишевую и внутреннюю флишевую. Однако граница между этими зонами постоянно смещалась к западу по мере заполнения глубоководной впадины флишевыми осадками.


Поэтому и возраст подошвы флиша скользит, омолажива ясь в западном направлении [Чувашов, 1998]. В наиболее восточных разрезах развит только флиш и нередко — олистостромы;

предфлишевая формация здесь в перми отсут ствует, поскольку имеет более древний возраст. Таковы раз резы восточной части Уфим ского амфитеатра (район пос.

Новобелокатай, по Чувашову и др. [1990], пос. Малояз, по Стратиграфическим схемам [1993] и южной половины Бельской впадины, (разрезы в полосе Макарово – Исянгуло во –Троицкое – Ильинское – Ак тюбинск [Стратиграфические..., 1993]). Груботерригенные ас сельские отложения восточно го края прогиба, с прослоями кремнистых сланцев и мерге лей в основании, фрагментарно развиты в эрозионном останце Бакайской синклинали, на юге Сакмарского аллохтона. На за падном же крыле Башкирского антиклинория в его средней части разрезы этого типа уничтожены эрозией, так что наиболее восточное положение здесь занимают разрезы с перм ской предфлишевой форма цией большого возрастного диапазона. Типичным приме Рис. 22. Схема структурно-фациальной зональности юга Урала для ром является хорошо изучен раннепермского этапа ный разрез Красноусольский [Permian…, 1993], где верхне- 1 – Бельская зона (1а – подзона барьерного рифа);

2 – Предуральская зона, или краевой прогиб;

каменноугольная конденсиро- 3 – Уральское орогеническое поднятие (3а – Гранитная ось Урала). См. также рис. 12.

Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала ванная сланцево-известняковая пачка сменяется вверх пермских предфлишевых отложениях сосредоточены по разрезу аналогичной по литологии пачкой переслаи- осадочные месторождения фосфоритов (Селеукское) вания глинистых сланцев, кремнистых сланцев, пелито- и карбонатных марганцевых руд (Улу-Телякское).

морфных известняков, доломитов и мергелей, которая при мощности 80 м соответствует ассельскому и сак- Уральское орогеническое поднятие марскому ярусам. Содержит фузулиниды, конодонты, спикулы губок, радиолярии, акритархи и миоспоры. Надежно доказанные нижнепермские отложения Вышележащая пачка глинистых сланцев, известняков, практически отсутствуют на Урале к востоку от ГУР.

глинистых алевролитов, с линзами карбонатных брекчий Заслуживает упоминания лишь толща конгломератов, в низах, мощностью до 260 м, отвечает бурцевскому песчаников, алевролитов и сланцев, мощностью свыше и иргинскому горизонтам артинского яруса. Охарак- 300 м, развитая на периферии Южного Урала, в Приир теризована фузулинидами, конодонтами, миоспорами гизье и относимая к ассельскому и сакмарскому ярусам и акритархами. Отмечены аммоноидеи. Флиш появляется по данным спорово-пыльцевого анализа [Стратиграфи только в верхах артинского яруса (саргинский и сара- ческие…, 1993].

нинский горизонты), и охарактеризован миоспорами, Развитие олистостромов во флишевых толщах акритархами, фузулинидами. Характер, близкий к флише- на западном склоне Урала приводит к предположению вому, носят и низы кунгурского яруса (филипповский о связи их с покровно-надвиговыми дислокациями, горизонт), представленные ритмичным переслаиванием имевшими место в зоне поднятий в тылу прогиба и рас песчаников, алевролитов с прослоями сланцев, глинистых пространявшимися синхронно с перемещением самого известняков, 250 м мощностью, охарактеризованные прогиба. Механизм такой упорядоченной деформации спорово-пыльцевым комплексом. В толще, однако, уже с образованием последовательно формирующихся присутствуют нетипичные для флиша прослои гипса. разломов (sequence faults) на фронте пологой зоны Верхняя часть кунгура (иренский горизонт) представлена срыва описан автором, совместно с испанскими колле гипсами, ангидритами и доломитами, с прослоями и гами, в применении к Башкирскому антиклинорию и линзами песчаников и алевролитов, мощностью 175 м. профилю УРСЕЙС–95 [Brown et al., 1997;

Пучков и др., Описанный тип разреза — с предфлишевой формацией 1998б]. В отличие от этих, западно-вергентных дис позднекаменноугольно-раннепермского возраста, подсти- локаций, на востоке, вероятно, продолжались надвиги лающей артинский флиш — характерен для осевой и в восточном направлении по зонам скалывания, падаю западной частей прогиба. щим к западу. Эти зоны под острым углом подходят Характеризуя фациальные изменения в составе к поверхности М, сливаясь с ней, что наводит на мысль отложений кунгурского яруса в Бельской впадине о том, что в восточных районах на последних этапах Предуральского краевого прогиба, следует отметить, коллизии поверхность М играла роль отделителя со что в западном направлении вкрест простирания прогиба смещением всей коры в восточном направлении. Такой снижается роль терригенной компоненты, что демонстри- стиль деформации поддерживал восходящие движения рует восточный источник сноса;

одновременно в этом в восточной части орогена и приводил к существенному направлении увеличивается роль эвапоритовой состав- утолщению земной коры за счет надвигов: создание ляющей, и прежде всего, солей. Мощность кунгурских «корня гор». Последний отличался от утолщения коры отложений местами достигает 2000 м. под осевой частью Урала, наблюдаемого в настоящее Роль кунгурского этапа в развитии Предуральского время на профилях ГСЗ (и в том числе выявляемого прогиба чрезвычайно велика. Несмотря на его крат- широкоугольной сейсмикой на профиле УРСЕЙС–95) кость — всего 4 млн лет в сравнении с длительностью и связанного с аномально высокой плотностью коры.

всей ранней перми, составляющей 34 млн лет — [Gradstein, Существовавший в пермское время корень гор обеспе Ogg, 1996], в кунгурское время накопилось местами чивал рост орогена, обуславливал эрозию колоссального больше половины всей мощности осадков нижней перми, по объему материала, поступавшего в виде флиша и что связано с огромной скоростью накопления эвапоритов молассы в краевой прогиб, а затем и за его пределы.

в полуизолированной глубоководной впадине (аналогично Наконец, свойственный молодым орогенам высокий мессинскому событию в Средиземноморье или современ- тепловой поток и глубокое захоронение водонасыщен ному накоплению рапы на дне Красного моря). Скорость ных сиалических масс (в том числе, судя по низкому ISr накопления терригенной компоненты при этом, возможно, гранитов, зеленосланцево измененных эффузивов первич не снижалась, но она сильно разбавлялась эвапоритами. но мантийного генезиса) приводили к метаморфизму В конечном счете, кунгурские отложения заполнили и палингенезу. В силу особенностей деформации, кора глубоководную впадину, и уже в поздней перми осадко- достигала максимальной толщины в Восточно накопление было мелководным, до континентального. Уральской зоне, и именно здесь происходило развитие —"— палингенеза и образование «водных» K–Na гранитов, Помимо калийных и поваренных солей, связанных принадлежащих «Главной гранитной оси Урала»

с кунгурскими отложениями, в более древних нижне- [Пучков и др., 1986].

Палеозой. Пермский период Датировки по цирконам в интервале 282–296 млн лет здесь мы вступаем на зыбкое поле спора о терминах.

(конец карбона – начало перми) получены Ф. Беа (устное Позиция автора заключается в призыве во всех необходи сообщение) для части Челябинского, а также для мых случаях точно оговаривать значение употребляемого Самарского, Степнинского и Джабыкского массивов. термина. Без такой оговорки (которой К. С. Иванов Типичным представителем таких гранитов является не делает), расширительная трактовка субдукции как Джабыкский плутон, для которого получены также Rb–Sr пододвигания любого блока литосферы под любой непрактична, так как смешивает и путает устоявшиеся изохронные датировки [Ронкин и др., 1997б]: 279±8 млн представления о двух отчетливо разных, последовательно лет для Мочагинского комплекса, 267±16 млн лет для сменяющихся во времени (возможно с промежуточной Джабыкского и 276±8 млн лет для наложенных на стадией, как в фамене Южного Урала) геодинамических них бластомилонитов в восточном контакте массива.

обстановках — субдукции и коллизии.

Несмотря на низкие значения ISr, коррелируемые с ман Процессы палингенеза продолжались до начала тийным трендом, по другим параметрам это типично поздней перми, смещаясь к северу (возраст Мурзинского коровые граниты. Независимое подтверждение дают этому массива не Среднем Урале, по данным Ф. Беа, U–Pb метод, результаты широкоугольной сейсмики по УРСЕЙС–95:

составляет 255 млн лет) и сопровождались региональным под Джабыкским плутоном на уровне нижней коры по метаморфизмом амфиболитовой фации в зоне Главной значениям параметра Vp/Vs выявляется область повы гранитной оси Урала, описанным В. Б. Болтыровым [1973].

шенной кремнекислотности, из части которой (но не из Надо, однако, отметить, что существование каледонского той кислой недеплетированной области, которая сейчас метаморфизма — в том виде, как он предполагался этим выявляется), возможно, и выплавился плутон, похожий исследователем — на наш взгляд не находит подтвержде с поверхности на батолит, но имеющий и по данным ния в критически отобранных современных данных.

изучения поля силы тяжести, и по вибросейсмическим Образование палингенных гранитов — в значительно данным (потеря отражений) мощность скорее порядка меньших масштабах, чем в пределах гранитной оси и заведомо менее 10 км. По данным международной Урала — было характерно в перми и для более западных экскурсии, проведенной в 1999 г. под руководством районов. В качестве примера следует отметить уже Г. Б. Ферштатера, плутон практически не деформирован, упоминавшуюся аятскую адамеллит-гранитную серию имеет концентрически-зональную структуру, подчеркну с Rb–Sr изохронным возрастом 276±5 млн лет, зани тую полосчатостью (она хорошо рисуется магнитными мающую центральную часть Верхсетского гранитного аномалиями). Представляется возможным отнести этот массива (см. подраздел «Каменноугольный период»


плутон к разряду позднеорогенных или позднеколлизи главы 2). Есть основания предполагать палингенную при онных, становление которых произошло в той области роду Кисегачского гранитного массива. Rb–Sr изохронный орогена, которая затем уже не подвергалась интенсивным возраст гранитов составляет здесь 263+21 млн лет, а воз тектоническим деформациям (область развития последних раст гранитизированных гнейсов ильменогорской свиты, переместилась к периферии орогена). Излагаемая здесь представляющих их субстрат — 261±28 млн лет ([Бушля трактовка несколько отличается от той, что дана ков, Баженов, 1999] со ссылками на Ю. Л. Ронкина и К. С. Ивановым [1998в], который пишет: «Наши данные А. А. Краснобаева).

позволили предположить наличие под Джабыкским Такая локализация палингенных процессов не случай плутоном зоны субдукции раннепермского возраста.

на. Аятская серия наследует еще не вполне остывший Отождествляемый с ней падающий на запад мощный промежуточный (коровый) очаг крупного среднека структурный шов был позднее выявлен под Джабыкским менноугольного гранитного массива. Что же касается плутоном сейсмопрофилем УРСЕЙС–95 [Echtler et al., Кисегачского, то он, как и несколько других подобных 1996]». В отличие от К. С. Иванова, автор не отождествляет массивов (Аргазинский, Увильдинский) приурочен к пе указанный шов с зоной субдукции (как не делают этого риферии Сысертско-Ильменогорского гранито-гнейсового и цитированные выше исследователи, предпочитая купола в его южной части [Кейльман, 1974]. Предпола совершенно другие дефиниции, такие как «crustal-scale гается, что в пермское время в этой части купола imbrication», «intracontinental shortening», «intracontinental происходили интенсивные метаморфические процессы, convergence», но не «subduction»). Причина в том, что об связываемые с последней стадией пластических дефор суждаемый процесс не отвечает традиционному понятию маций и выявляемые по изотопным датировкам [Ронкин субдукции, предполагающему участие океанической и др., 1997а, 1997в]. Именно здесь, напротив Уфимского коры [Зоненшайн, Кузьмин, 1993;

Jolivert, Nataf, 1998;

выступа, имели место сравнительно поздние проявления Kearey, Vine, 1996 и многие другие]. Надо сказать, что варисского коллизионного метаморфизма, чем Ильмено К. С. Иванов не одинок: так, А. Шеменда [Shemenda, 1994], горская зона существенно отличается от других районов ссылаясь на М. Маттауэра [Mattauer, 1986], считает Урала, расположенных на ее простирании к югу и возможным говорить, в применении к Гималаям, о «не к северу. Видимо, и в пермское время Уфимский вы классической, континентальной субдукции». Некоторые ступ кратона продолжал представлять собою структуру исследователи делят субдукцию на типы, например, А-, В повышенной жесткости, действовавшую как индентор.

и С-субдукция [Хаин, Лобковский, 1994]. Таким образом, Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала Это отразилось и в метаморфизме, и в появлении особо через Карталы и Челябинск, а южнее — вдоль Арало интенсивно проявленных крутонаклонных структур Кызылкумского вала. Структуры Западных Мугоджар раздавливания напротив выступа, для которых предложено и Султан-Уиздага были первоначально (в карбоне) название структур содвига [Расцветаев, Федоров, 1998]. значительно ближе друг к другу, но затем удалились, Имеется и еще целый ряд особенностей, отличавших а стиль их деформаций с этого времени существенно процессы коллизии на Урале в целом. Нами уже отме- различался: Султан-Уиздаг испытал фронтальное и очень чался косой характер коллизии, волнообразность ее интенсивное сжатие, с образованием пакета тектонических распространения с юга на север, доказываемые, в частно- пластин, а Западно-Мугоджарская зона — косое, менее сти, более поздним первопоявлением флиша на севере интенсивное сжатие, с образованием более простых, западного склона Урала и значительно более сильным местами даже брахиформных структур. Амплитуда проявлением древнекиммерийских движений на севере горизонтального смещения, по палеомагнитным данным, по сравнению с южными районами [Пучков, 1996б]. может составлять для уральской части системы до К этим аргументам можно добавить сведения о некотором 1200 км [Клишевич, Храмов, 1995].

омоложении однотипных гранитов на Среднем Урале Нельзя не подчеркнуть еще раз, что данные о сдви по сравнению с Южным и недавно появившиеся данные гах в пределах Урало-Тяньшанской системы достаточно о более молодых возрастах эклогит-глаукофановых ком- противоречивы, что может объясняться как неполнотой плексов на Приполярном и Полярном Урале по сравнению наблюдений, относящихся к разным частям складчатой с Южным [Шацкий и др., 1999 и др.]. Здесь, однако, системы, так и изменением геодинамических условий следует сделать оговорку: самые молодые Ar–Ar возраста во времени (такой точки зрения придерживается, в ча характерны для эклогитов Уфимского выступа, что связано стности, С. Е. Знаменский, изучавший историю полей не с косым, а c неравномерным характером коллизии, напряжений на Южном Урале структурными методами).

объясняемым непрямолинейностью очертаний сталки- Имеются многочисленные свидетельства и о развитии на вающихся континентов и сильным изгибом девонской Урале левосторонних сдвигов, выявляемых по структур островной дуги. ным наблюдениям [Плюснин, 1966, Bankwitz et al., 1997].

Уральские структуры характеризуются наличием Кроме того, по палеомагнитным данным [Puchkov, сдвигов (и это в конкретных случаях также может быть Svyazhina, 1998] предполагаются относительные связано как с косым характером коллизии, так и с не- вращения крупных блоков литосферы внутри Пангеи по прямолинейностью очертаний сталкивающихся масс. границам, приблизительно параллельным очертаниям Имеются основания считать, что первичное положение ранее существовавших континентов. Последние авторы, структур было существенно искажено к концу палеозоя учитывая разницу в направлении метахронной намагни сдвиговыми деформациями, причем определение направ- ченности пород западного и восточного секторов Урала, ления перемещений по ним и их датировка представляют предполагают некоторое (в масштабе нескольких гра сложную и противоречивую проблему. Палеомагнитные дусов) вращение восточного сектора по часовой стрелке данные [Свяжина и др., 1992] показывают, что Восточно- по отношению к западному в послепермское время.

Мугоджарский микроконтинент и Кокчетавская глыба Подобное смещение Сибирской платформы в триасе, находились в ордовике на одной широте с Полярным выражавшееся во вращении ее по часовой стрелке (оче Уралом. По крайней мере часть этих смещений могла видно, с левосторонним сдвигом на ее западной окраи компенсироваться за счет косого направления субдукции не) было также выявлено ранее по палеомагнитным дан и правосторонних сдвигов. По данным сейсморазведки ным [Баженов, Моссаковский, 1986]. К этому добавим, (Ю. А. Волож, устное сообщение) складчатые структуры что в районе индентора — Уфимского амфитеатра — западного склона Урала прослеживаются на юг не далее в позднем палеозое вполне закономерно возникли два Терескенского выступа фундамента, ограничивающего сдвига — левосторонний Дегтярский и правосторонний с востока Южно-Эмбенский нижнепалеозойский трог Вишневогорский. Первый смещает массивы Платинонос [Кан, Тропп, 1996]. Резкое затухание к югу испытывают ной формации, и описывался еще Е. А. Ефремовым, второй и две следующие, более восточные зоны: Уралтауская же легко угадывается по смещению Ильменогорской и Магнитогорская (Западно-Мугоджарская). Об этом части щелочного комплекса Южного Урала относи говорит прежде всего исчезновение на широте Тере- тельно Вишневогорской.

скенского выступа фундамента интенсивного гравита- Как уже отмечалось, специфической чертой колли ционного максимума, являющегося характерной чертой зионной структуры Урала является присутствие в его Тагило-Магнитогорской мегазоны Урала (рис. 5 в работе оси утолщения коры («корня»), не обуславливающего С. С. Шульца [1972]). Эти данные, как и результаты существования гор, а связанного с аномально высокой палеомагнитных исследований [Клишевич, Храмов, 1995] плотностью пород на всей глубине коры осевой части приводят к предположению, что Урало-Южнотяньшанская Урала, в строении которой главную роль играют офиолиты система была рассечена и смещалась по гигантскому и островодужные комплексы. Можно предположить, правостороннему сдвигу, выраженному на всех картах что на Урале процессы сокращения земной коры и выдав идеально прямой линией разлома, проходящей на Урале ливания офиолитов между древними блоками не зашли Палеозой. Пермский период столь далеко, как в большинстве других складчатых мочные отложения, транспортировавшиеся наземными областей,— в противном случае Тагило-Магнитогорская аллювиальными потоками с Уральских гор. Преобла зона превратилась бы в узкую сутуру, а процессы сжатия дающую роль играют отложения речных потоков, в большей степени захватили бы западные области Урала. дельт, стариц, аллювиальных равнин, озер, опреснен Однако на этапе жесткой коллизии деформации стали ных лагун;

морские условия теряют ведущую роль более интенсивными на востоке Урала. Именно они в осадконакоплении, и впервые направление трансгрессий определили высокую степень скучивания земной коры, становится восточным. Дифференциация на структурно возникновение палингенных гранитов в зоне «Главной фациальные зоны утрачивает свое устойчивое тектони гранитной оси» Урала, образование падающих к западу ческое значение, принципиальные различия разрезов интенсивных зон тектонических нарушений, прекрасно прогиба и платформы в значительной мере сглаживаются.

видных на профиле УРСЕЙС–95. Отложения представлены красноцветными и сероцветными Наоборот, на сравнительно слабое скучивание земной полимиктовыми песчаниками, часто косослоистыми, коры в западных зонах Урала, отвечающих остывавшей конгломератами, алевролитами, аргиллитами, с прослоя в течение длительного времени и ставшей жесткой пассив- ми мергелей и известняков, нередко конкреционных.

ной окраине континента, косвенно указывает отсутствие В низах разрезов (уфимский, частично казанский ярусы) здесь палеозойских термальных куполов и сколь-либо отмечаются доломиты, прослои гипсов или общая за крупных массивов палеозойских палингенных гранитов. гипсованность пород. Мощность полных разрезов — до С другой стороны, как нами уже отмечалось, процесс 3000–4000 м. Полнота разрезов в Приуралье резко убывает выжимания Магнитогорской зоны и превращения ее в северном направлении, за счет их верхней части, причем в сутуру мог не дойти до логического конца вследствие на поднятии Каратау и к северу от него верхнепермские молодости и недостаточной жесткости Казахстанского отложения полностью размыты или не отлагались.

континента, который принял на себя значительную, Преобладающие органические остатки: остракоды, дву преобладающую часть коллизионных деформаций. створки, филлоподы, миоспоры, отпечатки флоры, редко —"— наутилоидеи;

в татарском ярусе появляются остатки К позднеколлизионному этапу развития Уральского позвоночных (тетрапод). В верхах татарского яруса издавна орогенического поднятия приурочены определенные известны мелкие, но многочисленные месторождения ме проявления рудогенеза, связанные с гидротермальными дистых песчаников, нередко с богатым содержанием меди;

процессами — в частности, образование золоторудных некоторые из них разрабатывались еще в бронзовом веке.

месторождений в зонах ГУР и Гранитной оси Урала, Этот тип оруденения и до сих пор представляет опреде связанное с хрупкими, преимущественно мелкоамплитуд- ленный практический интерес [Стратиграфические…, ными сдвиговыми дислокациями [Знаменский и др., 2000]. 1993;

Гаряинов, Твердохлебов, 1964].

Впрочем, вопрос о возрасте основной части собственно Типичный для Оренбургского Урала состав галек золоторудных месторождений Урала решается неодно- конгломератов татарского возраста (в порядке убывания):

значно;

в частности, серьезные основания имеет под известняки, мрамора, окремнелые известняки и песчаники, собой предположение о полигенности и полихронности кремни, кремнистые сланцы, песчаники, жильный кварц — золоторудных месторождений [Сазонов и др., 2000]. указывает на то, что в это время источником сноса яв Более однозначно с коллизионным этапом связывается лялись в основном поднятые участки западного склона образование редкометальных месторождений и рудопро- Урала, и таким образом, ось размываемого поднятия явлений в Мурзинско-Адуйском, Шилово-Коневском, заметно сместилась к западу по сравнению с ранними Кочкарском, Суундукском и других районах. Они образуют эпохами заложения и развития передового прогиба, полосу, протягивающуюся вдоль Гранитной оси Урала, двигавшегося перед фронтом складчатости. Сами верхне так что, возможно, пришло время говорить о развитом пермские осадки затронуты весьма умеренной по интен здесь поясе редкометального оруденения, требующем сивности складчатостью и западновергентными надвигами целенаправленного изучения в качестве единого объекта. (отчасти слепыми, скрытыми), что позволяет датировать нижний возрастной предел последней деформации такого типа [Пучков и др., 1998б]. Впрочем, нередко дисло ПОЗДНЕПЕРМСКИЙ ЭТАП цированность пермских и более молодых отложений Как уже отмечалось, кунгурское осадконакопление Приуралья, особенно в ее южной части, связана с соляной компенсировало глубоководную впадину Предуральского тектоникой, которая, вероятно, активизировалась к концу краевого прогиба. Это означает, что к началу поздней пермского этапа, когда над кунгурскими эвапоритами перми исчезла «ловушка», задерживавшая терригенный накопились достаточно мощные осадки, а эпоха растяже материал, сносившийся с Уральского орогенического ния в начале триаса дала начальный толчок галокинезу.

поднятия, и не позволявшая этому материалу распро- Определенные возможности для уточнения времени страниться на платформу (рис. 23). Поэтому в разрезах складчатых деформаций в западной, краевой части фор верхней перми — и на платформе, и в пределах краевого ланда возникают при использовании позднепалеозойской прогиба — важную роль играют полимиктовые обло- метахронной намагниченности в качестве временного Глава 2. История геологического развития и палеогеодинамика Урала репера [Шипунов, 1998]. Удает ся при этом наглядно показать миграцию деформаций по их интенсивности в западном направлении и подтвердить позднепалеозойский (преиму щественно позднекаменно угольно-раннепермский) возраст складчатости в рифейских тол щах осевой части Башкирского антиклинория (что выявляется и структурными наблюдениями).

Как уже отмечалось, об ласть размыва в пермское время увеличивалась за счет западных структурных зон Урала. Но и в восточных зонах достоверных следов осадко накопления по большей части не наблюдается;

вместе с дан ными о значительном сносе терригенного материала с Урала на платформу это мо жет служить свидетельством продолжающегося орогенеза.

По данным Ю. Л. Ронкина [Ферштатер, Беа, 1993], наи более молодая изохронная Rb–Sr датировка гранитов принадлежит Мурзинскому плутону, расположенному в пределах Главной гранитной оси на востоке Среднего Урала:

245±5 млн лет. Вместе с тем, геологические данные показы вают, что к концу пермского времени ресурс воздымания, связанный с деформациями сжатия и наличием корня гор, был почти исчерпан, а южные области пенепленизированы, что привело к морской транс грессии с юга, имевшей место скорее всего в конце татар ского века и охватившей, судя по фрагментарным находкам верхнепермских морских от ложений, значительную часть территории Южного Урала.

Морские отложения верхней перми имеются здесь в Кызы Рис. 23. Схема структурно-фациальной зональности юга Урала для ладырском грабене, располо позднепермского этапа женном в Мугоджарах вдоль ГУР, а также у поселков 1 – Русская плита и Предуральский краевой прогиб нерасчлененные;

2 – Уральское орогени Амурский и Домбарское, а в ческое поднятие, 2а – область, в которую в конце пермского времени проникла тетическая Зауралье — на р. Улькаяк близ трансгрессия, поскольку ороген был здесь полностью пенепленизирован. См. также рис. 12.

Палеозой. Пермский период оз. Айке. Фораминиферы, найденные в последнем местона- симметричную структуру и возможно отражает дефор хождении, имеют тетический облик, что указывает на напра- мационную симметрию развивающегося бивергентного вление трансгрессии с юга на север [Чувашов и др., 1984]. орогена, которая так хорошо запечатлена на профиле —"— УРСЕЙС–95. Дальнейшее развитие деформации привело Итак, с московского века окончательно прекращается к развитию палингенеза и формированию коровых гра известково-щелочной магматизм, указывавший на субдук- нитов Главной гранитной оси Урала и к формированию ционные процессы. С этого времени начинается жесткая орогенического поднятия. Эрозия его и снос терригенного коллизия двух континентов — Восточно-Европейского материала в Предуральский краевой прогиб, а также и Казахстанского. Возобновилось накопление флишевых быстрое соленакопление в кунгурское время привели толщ в Предуральском прогибе. Для московского века, к заполнению прогиба и смене предфлишевой и флишевой пока коллизия не привела к общему поднятию орогена формаций молассой прибрежно-морского и лагунно и прекращению осадконакопления, реставрируются два континентального генезиса. Развитие денудационного быстро растущие и размываемые поднятия — в зоне процесса привело к частичной нивелировке орогениче Урал-Тау и на краю Тургайского Зауралья. Располо- ского поднятия и даже к морской трансгрессии в конце женный между ними бассейн осадконакопления имеет перми в южной части региона.

Мезозой Триасовый период Процесс эрозии отмирающего орогена и связанной имеют сплошное развитие. Наиболее широким распро с ней пенепленизации был прерван в начале триасового странением пользуются нижнетриасовые породы, отдель периода в связи с новыми тектоническими событиями, ные останцы которых прослеживаются в положительных выразившимися в интенсивном трапповом магматизме, формах рельефа на север вдоль оси Предуральского возрождении поднятий и усилении их эрозии, формиро- прогиба почти до поднятия Кара-Тау [Рождественский, вании преимущественно груботерригенных лагунно- Зиняхина, 1993]. Здесь они залегают с большим страти континентальных красноцветных и наземных угленосных графическим перерывом на уфимских отложениях верхней сероцветных отложений молассового облика в продоль- перми, сохранившихся лишь в осевой части прогиба.

ных, устойчивых на протяжении всего мезо-кайнозоя Южнее г. Стерлитамака перерыв значительно сокращается.

зонах осадконакопления. Таких зон три, и они разделены В южной части прогиба пологие синклинальные структуры двумя поднятиями. Наиболее западной является область зачастую разделены более резко выраженными антиклина Предуральского прогиба, открывающаяся в Прикаспий- лями, образование которых связано с соляной тектоникой.



Pages:     | 1 |   ...   | 5 | 6 || 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.