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 |   ...   | 8 | 9 || 11 | 12 |   ...   | 14 |

«Российская Академия Наук Уфимский научный центр Институт геологии В. Н. Пучков ГЕОЛОГИЯ УРАЛА И ...»

-- [ Страница 10 ] --

форланда (рис. 98). В интервале 500–420 км субго- От ГУР до отметки ~ 180 км в верхней коре ризонтальные, умеренно когерентные рефлекторы реликтового тела Магнитогорской дуги практически в верхних 5 км соответствуют слабо деформирован- нет отражений, хотя Кизильский надвиг восточной ным палеозойским отложениям краевого прогиба вергентности хорошо выражен в коротких отража и шельфа ордовикско-пермского возраста [Brown et телях, подвергшихся фильтрации на когерентность al., 2006 a]. Ниже, примерно до 20 км глубины, на- [Tryggvason et al., 2001], и его интерпретация под блюдаются отчетливые субгоризонтальные рефлек- тверждается глубоким бурением, геологическими торы, отвечающие недеформированным рифейским и геофизическими наблюдениями [Пучков, Казан отложениям юго-юго-восточного продолжения КБА. цева, 2009]. Средняя и нижняя кора относительно Основание пакета отражателей, вероятно, отвечает прозрачны. Контакт между Магнитогорской и Вос поверхности несогласия между недеформированны- точно-Уральской зоной, расположенный на ~180 км ми, слабо метаморфизованными нижнерифейски- (Восточно-Магнитогорский разлом-сутура — ВМР ми осадочными отложениями и архейско-палео- на рис. 98), рисуется в виде смены почти прозрач протерозойским кристаллическим фундаментом, ной коры, расположенной с запада, на когерентную, практически не дающим отражений [Echtler et al., сильно отражающую среднюю кору на востоке.

1996]. Призма осадочных пород, почти 20 км мощ- В Восточно-Уральской зоне, от отметок ~180–100 км, ностью, имеет форму двояковыпуклой линзы, что верхняя кора почти прозрачна до глубины ~ 8 км, соответствует представлению автора о ее принадлеж- что отвечает Джабыкскому гранитному массиву.

ности инверсированному авлакогену. Под кристал- Ниже серия коротких, падающих к востоку и суб лическим фундаментом, на отметке 430 км, поверх- горизонтальных отражателей прослеживается до ность MОХО, являющаяся сильным рефлектором, средней коры. Нижняя кора почти прозрачна или нарушена Макаровским разломом, который мы полупрозрачна везде, за исключением восточной интерпретируем как сброс, имеющий 5 км верти- части домена, где зона падающих на запад сильных кальной амплитуды — вероятно он связан с риф- рефлекторов опускается вниз и на запад от грани товой природой авлакогена (рис. 98). цы Зауральской зоны (продолжение Карталинской К востоку от этого места верхняя и средняя зоны отражений — КЗО на рис. 98, см. ниже).

кора характеризуется слабыми, полого падающими Кора Зауральской зоны представлена падаю на восток отражениями, которые в интервале от щими на запад, высоко когерентными отражения 420 км до ГУР вогнуты вниз. Эти отражающие по- ми, названными карталинскими (КЗО) (рис. 98), верхности связаны с докембрийскими породами которые сливаются с МОХО, образуя систему надви Башкирского антиклинория, которые в его восточ- гов;

таким образом, МОХО предстает здесь в виде ной части были деформированы в течение вендской позднепалеозойской субгоризонтальной зоны сры (тиманской) орогении. Основание пакета отражений ва с листрическими надвигами. Граница между Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды Рис. 98. Профиль УРСЕЙС-95. А — неинтерпретированный комбинированный (вибро- и взрывной) сейсмический профиль. Сейсмическая основа по материалам ПО «Спецгеофизика»

[Сулейманов, 2006];

Б — геологическая интерпретация, наложенная на профиль. Положение профиля — на илл. Условные обозначения: 1 — разломы и направления движений, 2 — граница МОХО на широкоугольной сейсмике, 3 — кровля архейско-палеопротерозойского фундамента, 4 — верхи рифея, 5 —кровля коровой части офиолитов, 6 — подошва нижнего карбона, 7 — граниты Джабыкского массива. Цифрами на профиле показаны разломы: 1 — Шиханский, 2 — Ташлинский, 3 — Алатауский, 4 — Калуский, 5 — Зильмердакский, 6 — Авзянский, 7 — Тимир, 8 — Зилаирский, 9 — Узянский, 10 — Кракинский, 11 — Юлукский, 12 — Кизильский, 13 — Браиловский, 14 — Карталинский, 15 — Николаевский;

ВМР — Восточно-Магнитогорский разлом, КЗО — Карталинская зона отражений Fig. 98. Profile URSEIS-95. A — Combined (vibro+dynamite) seismic profile after the materials of «Spetzgeofizica» [Сулейманов, 2006];

Б — Geological interpretation overlain on the profile. The position of the profile is shown on the Illustr. 11.

Symbols: 1 — faults and directions of movements, 2 — MOHO boundary from wide-angle seismics, 3 — top of the Archean-Paleoproterozoic basement, 4 — top of the Riphean, 5 — top of the crustal part of the ophiolites, 6 — bottom of the Lower Carboniferous, 7 — granites of the Jabyk massif. The numbers on the profile correspond to faults: 1 — Shikhan, 2 — Tashly, 3 — Alatau, 4 — Kalu, 5 — Zilmerdak, 6 — Avzyan, 7 — Timirovo, 8 — Zilair, 9 — Uzyan, 10 — Kraka, 11 — Yuluk, 12 — Kizil, 13 — Brailovo, 14 — Kartaly, 15 — Nikolaevka;

ВМР — East-Magnitogorsk fault, КЗО — Kartaly Reflection Sequence 208 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья Восточно-Уральской и Зауральской мегазонами деформированной тектонической зоне ограничения представляется в виде регионального разлома, назы- континента Лавруссия. От отметок –20–10 км кру ваемого Карталинским или (ошибочно) Троицким, тые падающие к востоку отражатели представляют расположенного непосредственно к востоку от Джа- «толстокожие» деформации в пределах Кваркушско быкского массива и следящегося в юго-юго-запад- го антиклинория.

ном и северо-северо-восточном направлениях, где Под недеформированным передовым прогибом он интерпретируется в качестве триасового сдвига и базальным срывом (детачментом) складчато-над значительной амплитуды [Тевелев, Фурина, 2010]. виговой зоны форланда, в средней коре, до глуби В западной и восточной частях профиля URSEIS ны ~ 25 км наблюдаются волнообразные выпукло (комбинированные взрывные и вибрационные от- вогнутые отражатели. От 25 км до ~ 42 км глубины ражательные данные) граница МОХО четко следит- нижняя кора характеризуется более сильными и ся до глубины ~ 50 км, но не может быть прослеже- когерентными субгоризонтальными отражателями.

на в более глубокой, центральной части профиля. Отражения в средней коре, вероятно, соответству Однако, по данным широкоугольной сейсмики, ют рифейским осадочным породам, а в нижней — максимальная глубина МОХО определяется как архейско-палеопротерозойскому кристаллическому 55 км [Carbonell et al., 1998]. Хотя имеется некото- фундаменту, хотя нельзя не отметить поразительную рое несовпадение между данными широкоугольной разницу между отражательной способностью крис и ОГТ-сейсмики, облакоподобное замутнение на таллического фундамента здесь и на профиле URSEIS.

отметке ~ 250 км может быть предположительно Характер отражений глубоких уровней разреза коры идентифицировано как клин нижней коры в ман- позволяет предположить, что она не затронута де тии (сравнить со значительно лучше выраженным формациями уралид, и это тоже является причиной клином нижней коры на профиле ESRU-SB, см. разницы между профилями [Brown et al., 2006 a;

ниже). Kashubin et al., 2006]. С другой стороны, особенно Профиль ESRU-SB (рис. 99). Наиболее со- сти отражений в средней коре говорят о том, что на временная интерпретация этого профиля, про- отметках –100 — ~ –20 км мощная (15 или более км) веденного вкрест Среднего Урала на широте 56°, призма рифейских отложений формирует крупную основанная на отражательных данных, полученных синформу, под которую пододвинут тектонический последовательно в течение многих сезонов, начиная клин, состоящий из пород того же возраста (струк с 1993 г. (профиль ESRU-SB), была недавно дана тура вдвига). Структура принадлежит деформациям в работах [Kashubin et al., 2006;

Рыбалка и др., 2006;

тиманид, но напоминает также клинообразную Brown et al., 2008]. От отметки –100 км в Предураль- структуру на границе Зилаирской синформы и Урал ском прогибе до ~ –25 км на востоке, верхняя кора тауской антиформы, дешифрируемую на профиле характеризуется наличием плоских отражателей, URSEIS и более частных профилях и относимую которые интерпретируются как недеформирован- к деформациям уралид.

ные осадки краевого прогиба и платформенные Поверхность МОХО следится здесь как по отложения (до ~ –65 км). Контрастируя с этой кар- логонаклонная сильно отражающая граница между тиной, восточнее появляются крутопадающие к вос- серией ярких рефлекторов нижней коры и практи току неглубокие рефлекторы «тонкокожей» склад- чески прозрачной мантией на глубине 42–45 км.

чато-надвиговой структуры форланда (рис. 85, 99). От отметок ~10–50 км структура верхней коры, И недеформированные, и крутопадающие рефлек- сложенная реликтами Тагильской дуги, выглядит торы сменяются вниз пологопадающей к востоку как открытая синформа, надвинутая к западу на ри зоной рефлекторов, которая на глубине ~ 5–8 км фейские отложения Кваркушского антиклинория.

ограничивается предполагаемой поверхностью не- Синформа асимметрична, и ее восточное крыло согласия прислонения между платформенным чех- срезано зоной серпентинитового меланжа Серовско лом венд-палеозойского возраста и позднерифей- Маукского разлома, отделяющего синформу от сал ским авлакогенным комплексом. На востоке эта динского метаморфического комплекса. Зона ме поверхность трансформируется в детачмент, объ- ланжа прозрачна, и ее западная граница следится единяющий складчато-надвиговую структуру фор- по резкому утыканию тагильских отражателей, ука ланда [Brown et al., 2006 a, b]. На ~ –25 км эта серия зывающему на западное падение зоны под углом 60°.

рефлекторов резко упирается в серию крупных, Зона может быть предположительно прослежена падающих к востоку вогнутых отражающих поверх- в нижнюю кору по слабым, рассеянным отражени ностей, вероятно, соответствующих листрическим ям, позволяющим предположить смену крутого разломам, следящимся в среднюю кору до глубины западного падения на более пологое под углом 30° 25–30 км. Отражения этого типа сохраняются от вблизи поверхности МОХО.

отметки 25 км до зоны ГУР. Зона характеризуется Салдинский метаморфический комплекс пред наличием нескольких сильных, близко расположен- положительно островодужной природы ([Рыбалка ных рефлекторов, падающих к востоку под 45–60° и др., 2006] и ссылки в этой статье), расположенный между отметками 0 и 10 км, что отвечает сложно между отметками 55 и 103 км, характеризуется сери Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды Рис. 99. Профиль ESRU-SB-93-95. А — не интерпретированный [Kashubin et al., 2006;

Рыбалка и др., 2006] и Б — интерпретированный. Местоположение профиля — на илл. Аббревиатуры: ГУР — Зона Главного Уральского разлома, СМЗ — Зона Серовско-Маукского разлома, МАМЗ — мурзинско-адуйский метаморфический комплекс Fig. 99. Profile ESRU-SB-93-95. А — Uninterpreted [Kashubin et al., 2006;

Рыбалка и др., 2006], and Б — interpreted. The position of the profile is shown on the Illustr. Abbreviations: ГУР — Main Uralian Fault Zone (MUFZ), СМЗ — Serov-Mayk Zone (SMZ), МАМЗ — Murzinka-Aduy metamorphic complex (MAMC) 210 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья ей отражателей, падающих к западу и следящихся с МОХО на глубине ~ 40 км, подобно КЗО на про вместе с Серовско-Маукским разломом под Тагиль- филе URSEIS, хотя и не столь ярких.

ской синформой и Центрально-Уральской зоной. В целом, МОХО хорошо идентифицируется на Эта часть коры, отвечающая Салдинской зоне, кли- всем протяжении этого профиля, как резкая грани нообразна и образует структуру вдвига в мантию ца между нижней корой, обладающей сильно отра под западным склоном Урала на глубине 60 км. жающими поверхностями, и почти непрозрачной Следующая к востоку зона, Мурзинско-Адуй- мантией. Кора утолщается от ~ 42–43 км на обоих ская (103–120 км), представлена на поверхности концах профиля до ~ 60 км под Центрально-Ураль рифейскими метаморфическими породами и перм- ской мегазоной. Вышеупомянутый клин нижней скими гранитами;

вместе с Салдинской зоной она коры, вдвинутый в мантию, создает здесь впечатле принадлежит Восточно-Уральской мегазоне. Отра- ние, что восточное крыло орогена пододвинуто под жения в этой зоне некогерентны и расположены кору и мантию бывшего континента Лавруссия.

пятнами, что не позволяет разобраться в деталях Итак, Урал представляет собой хорошо сохра структуры. Далее к востоку, начиная от 120 до 180 км, нившийся, внешне довольно симметричный бивер в пределах Зауральской мегазоны, структура верх- гентный ороген. В то же время, это по сути дела ней коры интерпретируется с еще большим трудом, квазисимметрия: по генезису, возрасту и веществен как из-за плохой обнаженности, так и благодаря ному составу слагающих его элементов он резко асим почти полному отсутствию когерентных отражате- метричен и в конечном итоге является результатом лей в верхних 10 км профиля. коллизии двух очень разных по своему геологическо От отметки ~ 180 км до восточного конца му строению континентов: древнего — массивного профиля (260 км) на поверхности развиты Восточно-Европейского и молодого — значительно платформенные меловые и кайнозойские отложе- менее жесткого и, возможно, «ленточного» в плане ния Западно-Сибирского бассейна, которые ха- Казахстанского (см.

выше). В соответствии с этим рактеризуются как область хороших субгоризон- Урал четко распадается на две части, разделенные тальных отражений, утолщающаяся к востоку до ГУР. Западная часть, представленная Предуральским величины 1,5 км на отметке 260 км. Детали про- краевым прогибом, Западно-Уральской и Централь филя, представленные в статье [Рыбалка и др., но-Уральской мегазонами, отвечает краю Восточно 2006], характеризуют рельеф палеозойско-меловой Европейского континента, с несколькими аллохто поверхности несогласия как сильно изрезанный, нами океанических и островодужных комплексов, возможно, благодаря нескольким причинам: на- имеющих корни в ГУР. Восточная — представляет личию домеловых грабенов (значит, в них могут собой сложный коллаж океанических, островодуж быть и неидентифицированные более древние ных и микроконтинентальных блоков;

некоторые отложения юры и триаса), а также флексур и вре- из них имеют большие размеры и сохранили ре зов палеорек. Под платформенным покровом ликты первоначальной структуры, а большинство структура Зауральской зоны обнаруживает серию представляют собой мелкие тектонические пласти отражателей, падающих к западу и сливающихся ны, образующие сложнейшее нагромождение.

МЕТАЛЛОГЕНИЯ УРАЛИД Как было показано, развитие уралид отвечает и образования россыпей. Положение Балтики в низ полному циклу Вильсона, детали которого, от на- ких широтах [Свяжина и др., 2003] способствовало чальных и до конечных стадий, изучены значитель- этим процессам. Коры выветривания с золотой ми но лучше, чем цикл развития тиманид. После оро- нерализацией и концентрациями Be, Ge, Ga и РЗЭ генеза в позднем венде и кратковременного этапа [Юдович и др., 1998а] и ордовикские конгломераты, распада орогена и платформенного развития в кем- содержащие золото (древние россыпи?) найдены брии, когда территория тиманского орогена была на севере Урала;

эти типы минерализации заслужи пенепленизирована, в конце кембрия наступил этап вают большего внимания в будущем [Голдин и др., эпиконтинентального рифтогенеза, плавно пере- 1999;

Душин и др., 2001;

Никулова и др., 2003].

шедшего в спрединг океанического дна уже в сред- Металлогения ордовикского эпиконтиненталь нем ордовике, с одновременным формированием ного рифтогенеза, который последовал за образова пассивных континентальных окраин (на Урале до- нием кор выветривания в основании рассматривае стоверно выявляется только одна). Уже с позднего мого этажа, представлена медистыми песчаниками ордовика началась субдукция, с образованием Та- Приполярного и Полярного Урала и барит-полиме гильской островной дуги. таллическими стратиформными месторождениями, Накоплению ордовикских осадочных и вул- ассоциирующими с ордовикскими вулканитами:

каногенных комплексов предшествовал процесс Саурейское Cu-Zn, Косьюнское и др. медистых длительной эрозии, пенепленизации, выветривания песчаников на западном склоне Приполярного и Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды Полярного Урала [Душин, Григорьев, 1988;

Широбо- в какой-то мере связано с вышеприведенной интер кова, 1992;

Душин, 1997;

Юшкин, 1997;

Прокин, претацией и не случайно маркирует палеозойскую 2002]. На западном склоне Среднего Урала сюда окраину континента. Так, Турупьинская зона ми относятся стратиформные полиметаллические и нерализации в ордовикских отложениях содержит медно-полиметаллические проявления Уфалейского сиениты. K-Ar возрастные определения их варьиру поднятия [Широбокова, 1992]. (см. рис. 40) ют от карбона до триаса [Калиновский и др., 1986].

В классических областях проявления мезо- Однако в последнее время, наряду с позднепалео кайнозойского рифтогенеза он сопровождается об- зойскими, получены Rb-Sr и U-Pb абсолютные разованием кимберлитов и карбонатитов. На Урале возраста в интервале 420–460 млн. лет (поздний такие проявления известны [Тектоническое …, 2006;

ордовик – ранний силур, как в Вишневых горах) Озеров и др., 2006;

Левин и др., 1997 и др.]. Это Верх- по гранитам, содержащим редкометальное орудене непечорское, Хартесское, Сертыньинское прояв- ние (Харбейский, Тай-Кеу, Маньхамбо) [Удоратина, ления кимберлитов, с единичными находками ал- Ларионов, 2005]. Можно предположить, что ран мазов. Однако, исходя из общих закономерностей непалеозойские щелочные комплексы континен локализации алмазоносных кимберлитов, располо- тальной окраины были переработаны, а отчасти жение трубок взрыва не на кратоне, а в зоне более и переотложены на коллизионной стадии — то есть, молодой, тиманской складчатости является отрица- и здесь возможно явление рекуррентности. Напра тельной предпосылкой для прогнозирования бога- шивается интересная аналогия с цепочками щелоч той алмазоносности. ных пород и карбонатитов Центральной Африки Субщелочной магматизм и образование кар- [Burke et al., 2003]. Эти авторы пишут: «Деформиро бонатитов на Среднем Урале привели к формиро- ванные щелочные породы и карбонатиты (DARCs) ванию редкометальных (Ta, Nb) месторождений представляют собой продукты двух надежно уста и рудопроявлений (Вишневогорское, Потанинское, новленных циклов Вильсона. DARCs маркируют Сибирка и др.), а также части камнецветного сырья, места, где исчезнувшие океаны открылись и затем связанного со щелочными породами в Ильменском закрылись. Будучи затянуты в мантийную литосфе заповеднике [Левин и др., 1997;

Попов, Попова, ру на глубины до 100 км при коллизии, они могли 2006]. Общий характер комплекса позволяет отнес- стать источником для более позднего щелочного ти его с полным основанием к УЩК-типу [Фролов магматизма, что объясняет рекуррентный щелочной и др., 2003]. Как уже указывалось, Rb-Sr и U-Pb изо- магматизм на протяжении сотен млн. лет в таких хронные возраста миаскита (сиенита) для ильмено- провинциях».

вишневогорского комплекса (440–446 млн. лет — Минерагения океанической стадии развития конец ордовика – начало силура) моложе главного, региона, под которой мы понимаем ордовикско раннеордовикского рифтового эпизода, имевшего каменноугольный срез, отвечающий времени суще место на границе Палеоуральского океана и конти- ствования Палеоуральского океана, более разно нента. Карбонатиты еще моложе (до 422 млн. лет). образна и зависит от геодинамической ситуации Это не позволяет дать этой минерализации прямую в каждой точке океанического и окраинно-конти плейт-тектоническую интерпретацию. К тому же нентального бассейна.

отмечалось, что месторождения этого типа образу- В осадочных разрезах пассивной континенталь ют «теневую» субширотную структуру [Левин и др., ной окраины грубые терригенные и вулканогенные 1997]. Чтобы увидеть в этой структуре реальный рифтовые формации сменились в ордовике чисто смысл, быть может, следует учесть, что она напоми- осадочными формациями, демонстрирующими фа нает следы плюмов на континентальной границе, циальный переход от шельфа к континентальному связанных с заложением и развитием новой океани- склону и подножью [Пучков и др., 1988;

Пучков, ческой структуры (см. выше). Во всех упомянутых 2000;

Puchkov, 2002b]. Шельфовые осадки содержат случаях щелочной магматизм и метасоматоз моло- (или производили) углеводороды (Вуктыл), уголь же первоначального рифтового эпизода, предшест- (Кизеловский бассейн), небольшие стратиформные вовавшего раскрытию океана. Cu-Zn проявления (Илычские, Кожымские), бок Вишневогорская группа месторождений дол- ситы (Южноуральский бокситоносный район).

гое время считалась позднепалеозойской, потом В батиальных осадках наиболее показательными ордовикско-раннесилурийской (см. выше), пока не являются Хойлинское (Ba) и Парнокское (Mn, Fe) получила более надежные изотопные датировки из месторождения Лемвинской зоны. Оба могут рас которых следует [Недосекова, Белоусова, 2009], что сматриваться как эксфильтрационные и имеют УЩК-магматизм был здесь рекуррентным, с глав- стратиформный характер. Хойлинское относится ными фазами на границах рифей – венд и ордо- к гидротермально-осадочному типу [Юшкин и др., вик – силур, a также метаморфизмом каменноуголь- 2002]. В отношении Парнокского имеются прямые но-пермского возраста. Можно поставить вопрос аналогии с Атасуйским типом эпигенетических о том, что редкометально-редкоземельное оруде- Fe-Mn месторождений Казахстана (А.М. Шишкин, нение северных районов Урала (см. выше) также устное сообщение). Вместе с тем нельзя пройти 212 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья мимо того факта, что эти месторождения и анало- и Валерьяновской (ранний карбон). Первые две гичные рудопроявления сосредоточены в обога- дуги были энсиматическими, а последняя — энсиа щенных полезным компонентом «геохимических лической, с чем связаны различия их металлогении.

горизонтах» глубоководных отложений, которые Полной уверенности в островодужной природе тем самым демонстрируют свою геохимическую Валерьяновской зоны нет (см. выше). В последнее специализацию [Юдович и др., 1998 б]. Была пока- время сделана попытка возродить представление зана роль холодных метановых «сипов» в отложении о Губерлинской островной дуге на Южном Урале барита глубоководных континентальных окраин [Борисенок, Рязанцев, 2005], однако ее развитие, [Torres et al., 2003]. если и было, то представляется довольно эфемерным.

Колоссальная территория Восточно-Европей- С ней не связывается мощных последовательно ского континента, включая и его восточную, ураль- дифференцированных вулканических серий, она скую окраину, в девоне испытала рассредоточенный представлена лишь ордовикской контрастной кол базальтовый вулканизм, который интерпретирует- чеданоносной базальт-липаритовой формацией ся как проявление суперплюма [Puchkov, 2002 b]. (месторождения Блявинской группы, Яман-Касы, Влияния его на минерагению Урала пока не вы- Комсомольское в Сакмарской зоне), и отмерла уже явлено, но с ним могли ассоциировать кимберли- в раннем силуре.

товые проявления, о чем говорят находки девонских Большая часть уральских колчеданных и кол кимберлитов на северо-востоке Русской плиты. чеданно-полиметаллических месторождений Урала Кроме того, наиболее крупные массивы девонско- связана с зонами субдукции и островными дугами.

го дайково-силлового пояса Западно-Уральской Они составляют значительную часть общих ураль зоны характеризуются проявлениями титаномагне- ских запасов меди, свинца, цинка и золота. Боль титовой и сульфидной минерализации. шинство месторождений сосредоточено в Тагило Офиолиты (комплексы океанической коры) вме- Магнитогорской зоне, и структуры многих из них щают месторождения хромитов, МПГ, колчеданов довольно просты: это линзовидные, часто многоэтаж кипрского (домбаровского) типа, золота. Однако ные залежи с массивными раздувами в центральной это совершенно не означает, что формирование части и «шлейфами» обломочных сульфидов, ухо всех этих месторождений происходило в океанских дящими далеко по наслоению вмещающих вулка геодинамических обстановках СОХ. Это, вероятно, ногенных пород. Некоторые по запасам относятся справедливо для колчеданов кипрского типа, для к крупным и даже гигантским (на Южном Урале хромитов и содержащихся в них МПГ (Pd, Pt) по- это девонские Учалинское, Сибайское, Подольское, лосчатого (расслоенного) комплекса офиолитов — Юбилейное, Гайское и др.). Слабо деформированные например, в Нуралинском массиве [Молошаг, месторождения есть и на Северном Урале (Ново Смирнов, 1996]. Однако значение таких месторож- Шемурское, Валенторское и др.). Однако здесь, дений невелико. Наиболее крупные месторождения вследствие более длительной и сложной истории хромитов сосредоточены в дунитах, формирование колчеданоносных зон (в основном, силурийских), которых связано с просачиванием и последующим больше сильно деформированных и метаморфизо фракционированием базальтоидной магмы. Процесс ванных месторождений (примером могут служить деплетирования мантии, начавшись в СОХ, продол- месторождения Дегтярско-Полевской и Маукско жался в условиях субдукции;

подавляющая часть Кузнечихинской групп) [Овчинников, 1998]. Некото островодужных вулканитов образовалась за счет рые месторождения находятся в аллохтонах, за преде частичного плавления надсубдукционного мантий- лами «материнской» Тагило-Магнитогорской зоны:

ного клина под действием водного флюида, продук- Блявинская группа в Западно-Уральской зоне та дегидратации субдуцируемого слэба [Stern, 2002]. и Сафьяновское месторождение — в Восточно Тем самым субдукционные процессы также уча- Уральской.

ствовали в переработке дунит-перидотитового ком- Не останавливаясь на обсуждении хорошо плекса офиолитов и концентрировании хромитов разработанной классификации уральских место с тугоплавкими МПГ (Os, Ir) в реститах, как это рождений массивных сульфидов [Серавкин, 2002 б;

показано для крупнейшей Донской группы место- Herrington (ed.), 2002 a;

Herrington et al., 2002 b], рождений Кемпирсая [Melcher et al., 1999]. Из дру- отметим, что их состав тесно коррелирует с соста гих, менее крупных, хромитовых месторождений вом вмещающих вулканитов. Контрастные базальт подобного типа и их групп на Урале следует упомя- риолитовые вулканиты содержат Cu-Zn-пиритовые нуть Рай-изское, Хойлинское, Ключевское, Аккар- месторождения уральского типа, тогда как последо гинское, Хабарнинское, Кракинскую группу. вательно дифференцированные известково-щелоч Образования трех главных островных дуг на ные вулканиты — Au-Ba-Cu-Zn-пиритовые место Урале отвечают трем зонам субдукции, развивав- рождения баймакского (куроко) типа. Объяснение шимся последовательно, точно сменяя одна другую: этого заключается в гидротермально-осадочном Тагильской (поздний ордовик – ранний девон);

генезисе месторождений, при котором морские Магнитогорской (ранний девон – поздний девон) воды, проникающие в океаническую кору, разо Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды греваются близ магматического очага, выщелачи- типу, однако по степени изученности и приорите вают на своем пути металлы и выходят на морское ту обнаружения было бы политкорректно называть дно в виде источников насыщенного сульфидами уральским типом аляскинские расслоенные ин перегретого пара — черных курильщиков [Маслен- трузии. Они представлены дунитами, пироксени ников, Зайков, 1998]. Роль геодинамики в этом про- тами, габбро, габбро-амфиболитами, образующими цессе сводится к созданию условий для выплавки крупные концентрически-зональные массивы, про вулканитов того или иного типа, зависящих от на- трузивно прорывающие, с горячими контактами, клона зоны субдукции, скорости процесса, обилия ордовикские офиолиты и силурийские известково флюидной фазы и других факторов. Как ни парадок- щелочные вулканиты. От пород основания офио сально, при общем конвергентном характере геоди- литового разреза породы ПП отличаются полным намических процессов, образование месторождений отсутствием гарцбургитов и многими геохимиче уральского типа происходило в условиях локаль- скими чертами (повышенная железистость дунитов, ного растяжения [Косарев и др., 2005, 2006]. высокий стронций в габбро, повышенные содержа Fe-Mn минерализация в кремнях и яшмои- ния ряда малых элементов и др.). Комагматические дах, главным образом среднедевонского возраста, вулканиты отсутствуют. С учетом новых геохими в Магнитогорской зоне была, по-видимому, связа- ческих данных и абсолютных датировок, массивы на с придонным отложением из гидротерм, более считаются принадлежащими к островодужной ста низкотемпературных и далеких от вулканических дии развития [Иванов, Шмелев, 1996;

Язева, Бочка центров. Однако слоистые яшмы, содержащие полу- рев, 2003];

(особое мнение автора см. выше).

растворенные остатки радиолярий, не являются Большое значение для минерализации в ходе продуктами непосредственного отложения из гид- становления массивов играли процессы частичного ротерм: прежде чем попасть в осадок, эндогенный плавления в мантии, магматического транспорта, кремнезем обычно проходит биогенный рециклинг. магматической дифференциации и последующего С низкотемпературными гидротермами связано метасоматоза [Иванов, 1997]. Пояс получил свое и образование родонитов, однако обязательным название от самородной платины, которая в основ условием здесь является метаморфизм первичных ном добывалась из россыпей [Додин и др., 2001].

марганцево-карбонатного и опалового материала Платина поступала в крупнейшую Исовскую рос при Т = 450–500 °С [Брусницын, 2000]. сыпь из ближайших дунитовых массивов — Вересо Наряду с колчеданными и колчеданно-полиме- воборского и Светлоборского. Добыча из коренных таллическими месторождениями имеется несколько месторождений была значительно менее выгодной других типов сульфидных месторождений, связан- из-за низких содержаний металла. Тем не менее, ных с островными дугами. В Магнитогорской остров- богатая столбообразная залежь платиносодержащих ной дуге выявлены Салаватское Mo-Cu-порфировое хромитов в дунитах горы Соловьевой (Госшахта) месторождение [Грабежев, Белгородский, 1992], разрабатывалась шахтой и открытым способом в те золото-порфировое Юбилейное [Shatov et al., 2005]. чение многих лет [Золоев и др., 2001]. Продолжаются Золото месторождений Миндяк, Муртыкты было (небезуспешные) попытки выявить новые коренные первоначально связано с прожилково-вкрапленным проявления платиноидов в дунитах. Однако, как оруденением в девонских вулканитах, и лишь позже, правило, добыча МПГ из коренных месторождений на коллизионной стадии, дополнительно концен- выгодна на Урале лишь при условии комплексной трировалось в связи с метасоматическими процесса- разработки [Золоев и др., 2001].

ми и образованием золото-кварцевых жил [Lehmann Особую роль, как активный фактор минераге et al., 1999;

Сазонов и др., 2002]. Сульфидные медно- нии, играли магматическое расслоение и термохи никель-кобальтовые месторождения и рудопрояв- мическая активность сравнительно молодых габбро ления в серпентинитах отмечаются почти на всем норитовых интрузий комплекса, формировавших протяжении зоны ГУР Южного Урала;

из них наибо- магматические сегрегации титаномагнетита, скар лее известны Ишкининское, Ивановка и Дергамыш- ново-магнетитовые и более удаленные скарново ское [Овчинников, 1998]. Некоторое время они гидротермальные месторождения [Овчинников, считались аналогами гидротермальных полей СОХ 1998]. При этом Качканарскую группу можно рас срединной Атлантики — Рейнбоу и Логачев, и выде- сматривать как типичный пример ванадиеносной лялись в особый атлантический тип. Исследования титаномагнетитовой рудоносности в пироксенитах последних лет приводят к выводу, что они форми- (к тому же типу относятся Кытлымская и другие ровались в преддуговой обстановке, и имеет смысл группы). Качканарские титаномагнетиты характери искать аналогичные месторождения в соответству- зуются Pd-Pt-Ru минерализацией. Первоуральское ющих участках современных островных дуг [Jonas, месторождение в Ревдинском массиве отличается 2003;

Nimis et al., 2005;

Zaykov et al., 2005]. от Качканарского типа: руды локализуются не в пи Расслоенные магматические комплексы ПП, роксенитах, а в горнблендитах;

несколько отличен развитые в Тагильской дуге, являются уникальным и спектр благородных металлов (Pd-Pt-Ru-Au) [Зо образованием. Иногда их относят к аляскинскому лоев и др., 2001]. Другой тип оруденения, скарново 214 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья магнетитовый, представлен крупным Естюнинским с этими субщелочными интрузиями — Тагильской, месторождением на контакте с Тагило-Баранчин- Кушвинской и др. (сиениты, диориты, гранодиори ским габбровым массивом, и рядом других. Магнетит ты) [Овчинников, 1998]. Вместе с одновозрастными в этих скарнах отличается от типичного повышен- (и частично комагматичными) трахитами, трахи ным содержанием TiO2 (в среднем 0,84%). Третий андезитами лохковско-пражской туринской серии тип, представленный только Волковской группой, они завершают магматическую последовательность содержится в расслоенном габбро и представлен, собственно Тагильской зоны субдукции.

наряду с преобладающим титаномагнетитом, также Затем, в эмсе – среднем девоне, произошел ильменитом, апатитом, борнитом, халькопиритом перескок зоны субдукции, и тело отмершей дуги и халькозином (последние три минерала концентри- разделилось на две зоны. В западной зоне вулка руются в поздних, наложенных зонах тектонической ническая активность прекратилась, сменившись переработки). Руды содержат Pd, Pt, Au в непро- формированием узкого карбонатного шельфа (Пет мышленных количествах. Однако с Волковской ропавловская зона). Благодаря оптимальным клима группой связан новый, баронский тип промышлен- тическим условиям, связанным с положением зоны ной Au-МПГ (Pd-Au-Pt) минерализации (Баронское в приэкваториальных широтах, происходило накоп месторождение). Титаномагнетиты, содержащие ление бокситов (Североуральский бокситоносный благородные металлы, вмещаются апатитсодер- район) за счет латеритного выветривания продуктов жащими оливиновыми пироксенитами;

структура вулканизма соседней с востока Турьинской зоны.

рудного поля осложнена дайками диоритов и гра- Перспективны на бокситы и аналогично разви нит-аплитов, повлиявшими на перераспределение вавшиеся более северные территории Тагильской оруденения [Золоев и др., 2001]. дуги, в частности, Щучьинская зона [Каныгин и Петрографически сходные ассоциации пла- др., 2004].

тиноносного типа развиты и в других структурах В Турьинской же зоне субдукционный магма Урала (рис. 60), например, в Хабарнинском масси- тизм возобновился, приобретя до некоторой степе ве. Титаномагнетиты Велиховского месторождения ни энсиалический характер. Эту зону можно рас в габброидах Сакмарской зоны похожи на Качканар- сматривать как непосредственное продолжение ские [Овчинников, 1998]. Все эти комплексы вместе на север новой, Магнитогорской дуги (см. выше), с развитыми в них месторождениями аллохтонны. которая «пунктиром» прослеживается до самой Аллохтонным является и пироксенитовый Суроям- Щучьинской зоны. Минерагения здесь несколько ский массив палладиево-платиновой специализации специфична по сравнению с энсиматическими Та с развитым в нем одноименным месторождением гильской и Магнитогорской (sensu stricto) дугами.

Ti-V-содержащих магнетитов и апатитов [Жилин, Здесь характерны среднедевонские магнетитовые Пучков, 2009]. Аллохтонны и некоторые медноколче- и медно-магнетитовые скарны [Овчинников, 1998].

данные месторождения — Блявинское, Яман-Касы В качестве примера можно привести месторождения и Комсомольское — залегающие в Блявинской син- Ауэрбаховско-Туринского рудного поля. Скарновые форме Сакмарского аллохтона. Аллохтонны Кем- магнетиты Ауэрбах-Песчанской группы располага пирсайские и Кракинские месторождения Южного ются среди эмс-среднедевонских вулканогенно-оса Урала и медноколчеданное Сафьяновское Среднего. дочных пород (андезито-базальты, туфопесчаники, Без расшифровки шарьяжной структуры Урала по- известняки) и подверглись влиянию многофазных нять позицию таких месторождений невозможно. среднедевонских интрузий габбро и гранитов. Турин В Магнитогорской зоне присутствие платино- ские медноскарновые месторождения известны на носных ассоциаций на поверхности установлено южной периферии Ауэрбах-Песчанской скарновой в качестве локального проявления (Сахаринский группы, демонстрируя своего рода зональность [Ов массив, рис. 60);

оно предполагается на глубине по чинников, 1998] или же временную последователь геофизическим данным [Иванов, Винничук, 2001], ность [Грабежев, Шардакова, 2004].

хотя высказывалось и мнение об уникальности На Полярном Урале разведано золото-скарно пояса, как специфической черте именно Тагильской вое месторождение Новогоднее-Монто, интерес зоны [Язева, Бочкарев, 2003]. Выше нами было к которому определяется в основном значительны показано, что расслоенные интрузии платинонос- ми выявленными и прогнозными запасами золота ного типа не являются запрещенными для Магни- с возможностью попутной добычи железа. Иссле тогорской зоны, хотя залегают преимущественно дования показали, что это полихронное и полиген в относительно высоко расположенных аллохтонах ное месторождение, первично образовавшееся на на ее периферии. фланге Щучьинской зоны как среднепалеозойское В раннем девоне развитие Тагильской ост- (островодужное) типично скарново-магнетитовое.

ровной дуги вошло в позднюю активную стадию, Сульфидная и кварцево-сульфидная минерализация охарактеризованную более щелочным вулканизмом. с золотом образовалась в результате наложенных Группа скарново-магнетитовых месторождений метасоматических и гидротермальных процессов (Высокогорское, Гороблагодатское и др.) связана более поздних этапов [Трофимов и др., 2005].

Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды Позднедевонская коллизия Магнитогорской сы коллизии и минерагении начались здесь в ран нем карбоне.

островной дуги и пассивной континентальной окраины на Южном Урале [Brown, Puchkov, 2004] привела Особую проблему представляет Юлукская груп к значительной структурной перестройке коры в этой па колчеданных месторождений в максютовском части региона. Этот процесс сопровождался до- комплексе [Серавкин, 2002 б]. Нам представляется, вольно разнообразной минерализацией, значение что это метаморфизованные гидротермально-оса и масштабы которой еще предстоит уточнить. Среди дочные месторождения Магнитогорской дуги, во месторождений этого этапа можно указать Карая- влеченные в аккреционный комплекс Уралтауской новское месторождение кварца, Шубинское — ру- антиформы в ходе позднедевонской коллизии.

тила;

последнее связано с эклогитизацией базальтов, Коллизия и аккреция края континента, имев вызвавшей сброс двуокиси титана. Предполагается шие место на Южном Урале, привели к перескоку (C.Ш. Юсупов, устное сообщение), что рутил об- зоны субдукции на восток и образованию либо но разовал значительные по запасам элювиальные вой (на этот раз полностью энсиалической) островной россыпи на поверхности выветривания эклогитов дуги, либо активного вулкано-плутонического пояса максютовского комплекса, а некоторые разности на краю континента (чтобы говорить уверенно, графитистых сланцев могут служить энергетическим надо лучше знать возраст сутурных зон на востоке сырьем. Нерешенным до сих пор является вопрос Урала). Скарново-магнетитовые месторождения об алмазоносности эклогит-глаукофанового максю- Соколово-Сарбайского (Соколовское, Сарбайское, товского комплекса. Несмотря на некоторые поло- Качарское, Глубоченское, Березовское) и Магнитогор жительные указания (единичные находки алмазов, ского (г. Магнитная) районов, медно-магнетитовая рентгенограммы с линиями алмаза), оценки давле- скарновая минерализация и серия медно-порфиро ний по минеральным барометрам эклогитов обычно вых месторождений в Зауральской зоне (Биргиль не превышали 1,5–2 ГПа [Leech, Ernst, 2000 и др.], динское, Новониколаевское, Михеевское, Тарутин что слишком низко для образования алмазов. Одна- ское и др.) сопровождали этот процесс [Грабежев, ко затем были опубликованы сведения о находках Белгородский, 1992;

Полтавец, 1991;

Эвгеосин агрегатов нанокристаллического алмаза в эклогитах клинальные …, 1984]. Однако в последнее время [Bostick et al., 2003]. Это позволяет заново поставить в представления о каменноугольном возрасте медно вопрос об алмазоносности кумдыкольского типа порфировых месторождений (в целом, правильные) как для максютовского комплекса, так и для его ана- были внесены уточнения [Грабежев, Краснобаев, логов на севере Урала. Возможно, неудача предыду- 2009]. Выяснилось, что меднопорфировое Северо щих поисков была связана с тем, что алмазы искали Томинское месторождение и тесно связанное с ним в эклогитах, а они практически безуглеродистые. в единой рудно-магматической системе Березняков Высокобарический метаморфизм на Полярном ское золото-порфировое эпитермальное месторож Урале, связанный с коллизией типа дуга – конти- дение имеют силурийский возраст (420–430 млн.

нент, вероятно, привел к формированию Кечьпель- лет) и связаны с гранитоидами островодужной при ского месторождения жадеитита, образованного по роды. Сведения о силурийских комплексах острово плагиогранитной жиле в перидотитах Войкарского дужного типа на восточном склоне Южного Урала, офиолитового массива в висячем крыле ГУР. Подоб- довольно противоречивые, вкратце обобщены в ра ную же позицию занимает жадеититовое месторож- боте [Пучков, 2000] и приведены выше. Мы дали дение Пусьерка в эндоконтакте массива Сыум-Кеу этой малой дуге название Зауральской (рис. 59).

[Душин и др., 2001;

Ефимов, Потапова, 1992]. С ГУР, Скарны Соколово-Сарбайской группы по сво как зоной проницаемости и динамометаморфизма ему типу — необычные, «дистальные», в ряде случа в базит-гипербазитовом комплексе, по-видимому, ев не демонстрирующие классической контактовой не случайно связаны и месторождения нефрита связи с карбонатными породами. По геодинами (Миасс, Нырдвоменшор), а также талька (Миасская ческим связям они, скорее всего, надсубдукцион группа). ные, в то время как Магнитогорские — принадле Позднедевонская коллизия сформировала ГУР, жат рифтовому типу. Если это так, скарны не могут трассируемый серпентинитовыми меланжами и за- быть прямыми индикаторами геодинамической печатанный в раннем карбоне Сыростанским плу- обстановки (либо мы что-то недопонимаем, и прав тоном ([Пучков, 2000] и ссылки там же). Логично С.Н. Иванов [Формирование …, 1986], говоривший, предположить, что процессы апосерпентинитового что Валерьяновская зона в карбоне была рифтом).

метасоматоза с формированием лиственитов, ро- Во всяком случае, скарново-магнетитовые месторож дингитов, хлограпитов, талька как промежуточных дения не являются самой яркой чертой надсубдук концентраторов золота [Сазонов и др., 2002] на- ционной металлогении Тихоокеанского кольца, чались здесь в позднем девоне, что способствовало хотя безусловно там присутствуют. С другой сторо формированию полихронных золотоносных место- ны, присутствие медно-скарновых и медно-пор рождений в этой зоне (например, Миндякского). фировых месторождений достаточно типично для К северу ГУР омолаживается;

аналогичные процес- надсубдукционной обстановки, и не хватает лишь 216 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья полосы вулканогенных золото-серебряных (на- медистых песчаников, марганца. Особые тектоно пример, Дукат) и олово-вольфрамовых (например, климатические условия, благоприятные для соле Потоси) месторождений (см. [Старостин, Игнатов, накопления, возникли в кунгурское время, когда 2004]) для полной уверенности, что мы имеем дело в условиях аридного климата остаточные глубокие с андийской континентальной окраиной. Впрочем, ванны прогиба периодически отгораживались от как показано [Тевелев и др., 2005], каменноугольные моря и друг от друга нестабильными перемычками, вулканиты восточных зон Урала, от Магнитогорской в результате чего формирование и пополнение рас до Валерьяновской, обладают смешанными геохи- солов с последовательным выпадением из них суль мическими признаками надсубдукционных и внут- фатов и хлоридов многократно повторялось. Эти риплитных (рифтогенных) образований, и эта осо- условия существовали в Бельской, Соликамской бенность характерна для континентальных окраин и Верхнепечорской впадинах прогиба, тогда как калифорнийского типа (напомним, что этот тип в более северных впадинах аридный климат сменил возникает при субдукции СОХ под континенталь- ся на умеренный гумидный, благоприятный для ную окраину). угленакопления.

Завершение островодужного развития сопро- Значительное погружение, сопровождавшее вождалось формированием угленосных бассейнов формирование краевого прогиба, и одновременно раннекаменноугольного возраста, как на западном, тектонические деформации, приведшие к форми так и на восточном склонах Урала;

из них наиболее рованию складчато-надвигового пояса форланда, известен Кизеловский. оказали заметное влияние на процесс созревания Стадия общей континентальной («жесткой») и миграции углеводородов — причем соль служи коллизии, начавшаяся в московском веке, когда ла прекрасной покрышкой для формировавшихся не осталось океанической коры и субдукция себя месторождений. Ловушками служили раннеперм полностью исчерпала, привела к формированию ские и отчасти каменноугольные карбонатные Уральского орогена. Одним из наиболее важных рифы и линейные антиклинали, осложненные процессов позднекаменноугольно-раннепермского надвигами.

времени было хорошо документированное интен- Многочисленные, хотя и небольшие место сивное тектоническое скучивание и формирование рождения довольно богатых медистых песчаников, «горячего» корня гор (не путать с «холодным» кор- формирование которых, видимо, связано с минера нем, присутствующим под современным Уралом, лизующей деятельностью грунтовых вод, широко рис. 98, 99, и связанным с тяжелым характером развиты в верхнепермской пестроцветной надсоле коры). Вместе с транспрессионным стилем дефор- вой молассе прогиба и смежной части платформы маций, это создало условия для генерации повы- [Гаряинов, Твердохлебов, 1964]. Кроме меди, они шенного теплового потока и мобилизации флюидов содержат V, Ag, Au, МПГ и др. [Контарь, Либарова, в новой утолщенной континентальной коре, что 1997]. Обращает на себя внимание, что благоприят привело к анатексису и внедрению пермских гра- ным фактором рудообразования опять был климат, нитов, мощному метасоматозу, гидротермальной обусловивший переслаивание и взаимопереходы активности и формированию месторождений сиа- красноцветных и сероцветных осадков, что обе лического профиля. спечивало образование геохимических барьеров.

В качестве некой альтернативы этому механиз- В северных районах в условиях гумидного климата му предлагался механизм андерплейтинга (наращи- медистые песчаники не образуются, а происходит вания коры снизу) базальтовой магмой ([Sazonov et накопление сероцветной молассы и углей.

al., 2001] со ссылкой на [Bea et al., 1997]). Однако сами В Центрально-Уральской зоне коллизия при авторы этой идеи позже пересмотрели свои взгляды вела к формированию гидротермальных альпийских [Веa et al., 2002]. Они определяют время формиро- жил с многочисленными месторождениями кварца, вания гранитоидов Урала в интервале 365–250 млн. образующими Приполярноуральскую хрусталенос лет, с двумя эпизодами образования субдукционных ную провинцию (знаменитые месторождения: Пе гранитоидов: 365–350 млн. лет (фамен – ранний ленгичей, В. Парнук, Скалистое, Хасаварка и др.;

турне) и 335–315 млн. лет (середина визе – середи- в последнее десятилетие разрабатывались Желанное, на башкирского века). Пермские граниты сформи- Додо, Пуйва) [Юшкин и др., 1997;

Буканов, ровались в континентальных условиях;

главным и др.]. Высококачественный метаморфогенный движущим механизмом пермского корового плав- гранулированный кварц ассоциирует с шовными ления было радиогенное разогревание сильно утол- зонами смятия коллизионного происхождения, щенной гранодиоритовой коры. в частности, в Уфалейском районе Среднего Урала Одновременно с формированием горного со- [Савичев, 2005]. Вопрос о возможности регенерации оружения с палингенными гранитами по его оси, редкометальных месторождений на коллизионном происходило образование Предуральского краевого этапе в лежачем крыле ГУР рассматривался выше.

прогиба, в котором накапливались месторождения Следует обратить внимание на то, что степень палео каменных и калийных солей, угля, углеводородов, зойской тектонической переработки Центрально Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды Уральской зоны в целом была невысокой, а метамор- контактах некрупных гранитных массивов Шилово физм по-видимому не превышал зеленосланцевой Коневской группы. Еще далее к югу небольшие фации, поднимаясь до эклогит-глаукофансланцевой редкометальные рудопроявления сопровождают (низкотемпературно-высокобарической), с резким большинство гранитных массивов ГГО (Челябин повышением напряженности тектонических дефор- ский, Кочкарский, Джабыкский, Суундукский) маций, лишь в непосредственной близости к ГУР. [Овчинников, 1998]. Редкометальная минерализа Поэтому коллизионные палингенные граниты здесь ция описана и в южном окончании Восточно-Ураль отсутствуют. ской зоны (Борсуксайское месторождение, ассоци В ГУР и других сутурных зонах в это время ирующее с миаскитами) [Еськова, 1976].

происходил активный метасоматоз и формирование Вероятно, метаморфогенно-метасоматические золото-кварцевожильной минерализации. В струк- процессы, сопровождавшие формирование ГГО, турном отношении этот процесс контролировался привели к образованию богатых месторождений транспрессионными деформациями, а в геохими- антофиллит-асбеста (Баженовское, Джетыгаринское ческом — формированием разогретых флюидов, и др.). Предполагается, что ранние стадии их станов как следствие общей тектонической активизации ления связаны с гранит-тоналитовыми интрузиями, территории [Серавкин, 2002 а;


Sazonov et al., 2001;

а поздние — с гранитными [Ефимов, 2000].

Сазонов и др., 2001]. Данные о возрасте всех этих месторождений В Тагило-Магнитогорской зоне особое внима- указывают на субдукционно-коллизионные про ние привлекает Воронцовское золоторудное месторож- цессы. Тем не менее, остается возможным участие, дение, которое рассматривается как пример место- как и на западном склоне Урала, более ранних процес рождения карлинского типа [Сазонов и др., 2001]. сов рифтогенеза и плюмовой активности (см. выше).

Месторождение расположено вблизи среднедевон- Во всяком случае, ордовикские рифтовые комплек ского Ауэрбаховского габбро-диоритового плутона сы, сопровождаемые соответствующим базальтоид со свитой скарновых месторождений. Однако его ным магматизмом, определенно устанавливаются генезис (по крайней мере, на заключительных стади- на востоке Урала [Сначев и др., 2006].

ях) связывается с коллизионной эпохой (300 млн. лет);

Триасовая эпоха характеризовалась образова оно локализовано под надвигом, на контакте из- нием углей, особенно на Среднем и Южном Урале.

вестняков и туффитов;

золото ассоциирует с As, Sb, Другой важной чертой этой эпохи был интенсивный Hg и вмещается метасоматическими породами боль- трапповый вулканизм, связываемый с обширней шого диапазона — от скарнов до аргиллизитов. шим Урало-Сибирским суперплюмом на границе В Восточно-Уральской зоне на коллизионном перми и триаса [Добрецов и др., 2001]. В этой связи этапе, в пермское время, завершалось формирова- возможность обнаружения месторождений нориль ние ГГО Урала, и к надсубдукционным интрузиям ского типа в этой провинции рассматривается как гранит-тоналитовой формации добавились анатек- вероятная [Рудный потенциал …, 2001]. Триасовые тические граниты [Веa et al., 2002]. Магматическая минерагенические процессы на Урале практически активность сопровождалась зональным метаморфиз- не изучены. Здесь за последнее время найдено мом, гидротермально-метасоматическими процес- довольно много лампроитовых интрузий, датиро сами, формированием кварцевых жил (Джабыкские ванных поздним триасом – ранней юрой. Дайки месторождения и др.), золоторудных месторождений и взрывные трубки щелочно-ультраосновных пород, (Кочкарь, Светлинское, Березовское и другие, которым приписывается мезозойский возраст, опи в образовании которых финальным эпизодом было саны на Южном Урале, на Кваркушском антикли возникновение золото-кварцевых жил) и место- нории и гряде Чернышева [Краснобаев и др., 1993;

рождений редких металлов и камнесамоцветного Лукьянова и др., 1997;

Рапопорт, Баранников, 1997;

сырья. Последние сопровождают ГГО на всем ее Cурин, 1999;

Тектоническoe …, 2006]. Правда, сей протяжении, но наиболее многочисленные, сосре- час появились новые Ar-Ar датировки, противо доточенные в двух зонах минерализации, располо- речащие этим представлениям и определяющие жены в экзоконтактах позднепермского Мурзинско- возраст лампроитов Куйбаса, Шеинского карьера Адуйского гранитного массива. Западная, Мурзинская и обнажения у с. Скалистого [Объяснительная за зона представлена верхнепермскими редкометаль- писка …, 2002] как 304,8 ± 3,8, 303,2 ± 3,8 и 308,4 ± ными пегматитами с драгоценными камнями (топаз, ± 3,8 млн. лет соответственно [Прибавкин и др., аметист, берилл, александрит) [Прокин, 2002]. Вос- 2006]. Это создает проблему геодинамической ин точная, Изумрудная (Малышевская) представляет терпретации указанных пород, которые по времени собой сочетание пегматитовых полей и грейзенов проявления совпадают с орогенезом. Либо эти дан [Уральские изумрудные …, 2002] с месторождени- ные — артефакт, либо мы должны предположить, ями изумрудов, берилла и александрита, редких что на фоне общего сжатия были моменты релакса металлов — Ta-Be, W-Mo, и др. На продолжении ции или создавались локальные условия растяжения ГГО к югу месторождения скарнового, грейзено- с расколами, пронизывавшими всю литосферу вого и пегматитового типа развиты в эндо- и экзо- (транспрессия?).

218 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья На Приполярном Урале, в Хартесском районе, го начался длительный период платформенного обнаружены кимберлиты, а восточнее, в зоне ГУР развития.

на р. Сертынья альпинотипные гарцбургиты про- Делались попытки связать некоторые проявле рваны дайками K-щелочных лампроитов и телами ния рудной минерализации с мезозойской эндоген кимберлитоподобных туфобрекчий с алмазами [Го- ной активностью [Зайцев, 2000;

Русский и др., 2000].

лубева, Махлаев, 2004;

Рудный потенциал …, 2001]. О такой активности говорят наблюдения над эпи Коренные алмазоносные породы в альпинотипных генетической минерализацией в триасовых углях, гарцбургитах, с общегеологической точки зрения, о том же свидетельствуют триасовые K-Ar датиров являются «запрещенной» ассоциацией, и един- ки (впрочем, резко идущие на убыль по сравнению ственная разумная альтернатива (если не считать, с пермью). Совершенно нераскрытой до настоящего что алмазы попали в брекчии из россыпи) — это времени является металлогения, возможно связанная предположить постколлизионный (мезозойский?) с плюмовым магматизмом раннего триаса, описан возраст туфобрекчий и связать их образование с ги- ным ранее в главе 4 (раздел «Рифтогенез и суперплюм:

гантским Сосьвинским трапповым полем, скрытым триасовые события»). Обращает на себя внимание под мезо-кайнозойскими осадками. обогащенность малых кислых триасовых интрузий Перед средней юрой имела место последняя редкими и рассеянными элементами [Тевелев и др., фаза складчато-надвиговых коллизионных дисло- 2009]. В то же время, пока нет оснований связывать, каций (древнекиммерийская). Западная граница в частности, сколько-нибудь важные перспективы дислокаций проходит косо по отношению к струк- эндогенной золотоносности с постколлизионным турам Урала (рис. 79), в грубом приближении сле- этапом, в чем автор согласен с [Сазонов и др., 2005].

дуя границе суперплюма;

деформации достигают На этом этапе огромное значение приобретает экзо максимума на Пай-Хое и Новой Земле. После это- генное рудообразование.

ЗАКОНОМЕРНЫЕ ЧЕРТЫ И ИНДИВИДУАЛЬНЫЕ ОСОБЕННОСТИ РАЗВИТИЯ УРАЛИД (УРАЛЬСКИЙ СКЛАДЧАТЫЙ ПОЯС) Имея ввиду лишь один объект изучения или неповторимой индивидуальности и свидетельствуя описания (в данном случае — Уральский складчатый о нелинейности процессов.

пояс), невозможно говорить о каких-либо законо- Наиболее типичная, но далеко не строго обя мерностях. Для этого необходимо постоянное со- зательная последовательность событий в цикле отнесение его с другими складчатыми системами. развития конкретной складчатой области (в цикле Это соображение положено и в основу данного Вильсона): эпиконтинентальный рифтогенез – раздела, и в основу сравнительного геодинамическо- океанический спрединг – субдукция – коллизия.

го анализа, без которого разговор о закономерностях На деле же индивидуальность развития складчатой развития структурных зон земной коры был бы области и здесь может широко проявляться самым беспредметен. разным образом: в отсутствии эпиконтинентально Применение указанного подхода позволяет го рифтогенеза в начале индивидуального цикла, говорить о целом ряде закономерностей в тектони- в появлении более или менее длительной тектоно ческом развитии структур земной коры Урала и со- паузы между спредингом и субдукцией, в проявле предельных территорий. нии локального спрединга перед заложением зоны Всеобъемлющей закономерностью развития субдукции или в тылу островной дуги, в эпидуго складчатых поясов, в том числе и уральского, явля- вом (интрадуговом) рифтогенезе, в закономерных ется цикличность, причем циклы образуются повто- инверсиях наклона зоны субдукции, в перескоках рением набора абстрагированных типовых стадий активных зон рифтогенеза и субдукции, в последо (как в блочном строительстве или детском конструк- вательной смене коллизий различного типа торе). Наличие такой типизации значительно упро- (дуга – континент, дуга – микроконтинент, кон щает восприятие основных закономерностей раз- тинент – континент), в косой направленности вития, хотя это зачастую происходит за счет утери деформаций (транспрессия, транстенсия) и т. д.

важных деталей. Однако уже сама возможность вы- Даже в пределах одного региона, одной складчатой деления таких стадий представляется проявлением области однотипное событие часто бывает диа закономерности. При этом данная закономерность хронным: момент его начала и конца может ме не жестка и не имеет силы закона: последователь- няться постепенно или скачкообразно вдоль и ность стадий и длительность промежутков времени вкрест простирания структуры, и это также вносит между их сменой могут сильно варьировать от одной индивидуальные особенности в историю развития складчатой области к другой, придавая им черты складчатой области.

Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды Некоторые особенности развития Некоторые особенности рифтовых и спрединговых коллизионных процессов процессов Самой поразительной чертой Уральского (точ Рифтовые процессы, проявившиеся в начале нее, Урало-Новоземельского) орогена и уралид цикла Вильсона, приведшего к образованию уралид, в целом является чрезвычайная длительность и ре распознаются по образованию грубообломочных куррентность орогенических процессов, прохо толщ, сопровождаемых субщелочными вулканита- дивших с девона по раннюю юру (без малого ми. При этом вулканизм не был обильным, и обра- 200 млн. лет). Это гораздо дольше, чем коллизия зовавшуюся континентальную окраину нельзя при- варисцид, с которыми уралиды обычно сопостав числить к вулканическим;


ни траппов, ни явлений лялись.

андерплейтинга (как, например, на атлантической Первый этап коллизии — столкновение пассив окраине Бразилии) здесь не было. Тем не менее, ной континентальной окраины с островной дугой щелочной плюмовый вулканизм, запаздывающий в позднем девоне — не имеет аналогов в палеозой по сравнению с рифтовым, здесь, по-видимому, ских событиях всей остальной части Урало-Мон имел место. гольского пояса, хотя в разных орогенах мира такая Рифтовые процессы в развитии уралид имели коллизия не является чем-то исключительным (Та гораздо меньшее место, чем в тиманидах, где рифто- конская дуга и Североамериканский континент во-плюмовый процесс, начавшись в раннем рифее, в развитии Аппалачей, столкновение Тайваньской продолжался, периодически затухая, до среднего островной дуги с Азиатским континентом, столк рифея (1770–1360 млн. лет), а затем после пере- новение Зондской дуги с Австралией, развитие рыва — с 750 до 600 млн. лет. При этом он не преры- Тирренской дуги в Средиземноморье).

вался значительными эпизодами субдукции, кол- Интерпретация сейсмопрофиля URSEIS-95, лизии и орогенеза, вплоть до времени тиманской пройденного на Южном Урале, подтвердила вы складчатости. сказывавшиеся ранее предположения [Тектоника Начало океанического спрединга, возможно, Урала, 1977;

Пучков, Светлакова, 1993] о чертах сопровождалось формированием глубоководных симметрии, бивергентности в строении Уральского подушечных лав, в которых еще сохраняются геохи- орогена. Вообще-то симметричность орогена (точ мические черты рифтовых базальтов. Это «щелевые», нее, квазисимметричность) — скорее типовая его «маргинальные» офиолиты. Вполне возможно, что черта, чем исключение. Выделение односторонних комплементарные им габбро-гипербазитовые ком- орогенов Г. Штилле (1940 г., цит. по [Планета Земля, плексы обладают чертами лерцолитовых массивов 2004]) было своего рода недоразумением, связанным типа Ланцо. с неучетом раскалывания Пангеи и дрейфа конти Настоящие офиолиты СОХ плохо сохранились нентов. Однако высказывавшееся суждение о том, в современной складчатой области, поскольку они что Урал — один из немногих орогенов, сохранив в первую очередь были подвержены субдукции. ших эту свою черту вследствие отсутствия после дующих искажающих деформаций, является спра ведливым.

Некоторые особенности развития Как было показано, коллизионные деформа субдукционных процессов ции уралид диахронны по простиранию и площади, что подтверждается скольжением возраста диагно Субдукционные процессы играли значитель- стических формаций (первый граувакковый флиш, ную роль в становлении уралид, сопровождаясь эклогит-глаукофановые сланцы, граниты ГГО Ура двумя главными перестройками с перескоком зоны ла) с юга на север. Одновременно наблюдается субдукции — в эмсе и на границе фамена и ранне- обычное для орогенов осебежное распространение го карбона. При этом первые две островные дуги складчато-надвиговых и шарьяжных дислокаций формировались первоначально как энсиматиче- вкрест простирания орогена, с переходом от зон ские. расплющивания к «толстокожей» тектонике, a да Заложение энсиматических зон субдукции со- лее — к «тонкокожей», отделенной достаточно провождалось формированием дайковых комплек- четкой рампой. Для ранних шарьяжей складчато сов базальтоидов с островодужными геохимически- надвигового пояса форланда характерно вовлечение ми характеристиками, и вполне вероятно, было их в более поздние деформации.

связано с растяжением. Как будет показано в завершающей главе кни Первые две зоны субдукции определенно име- ги, на неотектонической стадии развития Урала на ли падение от континента, что в конечном счете его месте возник внутриплитный ороген, в строении привело к коллизии Магнитогорской дуги и пас- которого не участвует океаническая кора и не об сивной окраины континента. разуется офиолитовая сутура.

220 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья О соотношении глобальной тельное противолежание островных дуг и континента в Палеоуральском океане (падение зоны субдукции коррелируемости и локальности от Восточно-Европейского континента). 4. Огром геодинамических событий, ное, как нигде, количество палеозойских офиолитов.

фаз и циклов Большое количество и разнообразие комплексов параллельных даек, в которых узнаются не только С одной стороны, мы придерживаемся пред- диабазы СОХ, но и островодужные (в Альпах «дай ставлений о периодическом образовании и рас- ки в дайках» вообще отсутствуют). 5. Уникальная паде суперконтинентов — о том, что представляет для палеозойских складчатых областей сохранность собой глобальную канву тектогенеза. С другой, мы океанических и островодужных формаций, возмож приводим данные о том, что даже одно событие но, связанная с тем, что Урал — порождение кол в пределах одного региона может быть диахронным. лизии жесткого древнего Восточно-Европейского Как разрешить это противоречие? Вопрос этот уже кратона и молодого палеозойского Казахстанского рассматривался автором при анализе мезо-кайно- континента, еще не успевшего приобрести достаточ зойской геодинамики литосферы [Пучков, 1994]. ную жесткость. 6. Сочетание «тонкокожей» и «толсто Общий сценарий в палеозое следует примерно кожей» тектоники в структурах форланда, с наличи тем же закономерностям, которые подчеркивались ем резко выраженной рампы между областями их в цитируемой статье и которые на деле представля- развития. 7. Малый процент сокращения земной ют реальную альтернативу штиллеанского видения коры в сбалансированных разрезах краевых склад тектонической хронологии. Показано [Пучков, 2000], чато-надвиговых структур форланда на Южном и что на фоне глобального мегацикла, во временном Среднем Урале, с возрастанием к северу. Это также промежутке между распадом одного суперконтинен- может иметь причиной молодость и недостаточную та и возникновением другого, глобально распро- жесткость Казахстанского континента. 8. Необыч страненные фазы складчатости не проявляются. ная длительность и рекуррентность орогенических Интенсивная складчатость и орогенез возникают деформаций в целом (до 200 млн. лет). 9. В развитии как следствие частных, регионально проявленных краевого прогиба наблюдается наличие не только коллизий континентов, микроконтинентов и ост- предфлишевых, но и межфлишевых конденсиро ровных дуг. Перестройки геодинамической системы ванных отложений, что свидетельствует о перио происходят как в результате «ползучих», смещаю- дических остановках орогенических деформаций щихся по времени и месту процессов, так и путем и поднятий. 10. Хорошая сохранность всех черт быстрых перескоков отдельных ветвей глобальной орогена, лишь в слабой степени затронутого посто системы постоянно действующих зон субдукции рогенными деформациями. Четко проявлена бивер и рифтогенеза. Конфигурация этой системы явля- гентность (последняя характерна для Альп и вообще ется грубым отражением распределения восходящих для большинства внутриконтинентальных поясов, и нисходящих ветвей конвективных ячей, которые не разрушенных рифтогенезом и не разделенных могут сливаться и распадаться. В то же время, поверх- впоследствии спредингом). 11. Наличие сохранив ностное механическое взаимодействие литосферных шегося корня земной коры, отличающегося, одна плит между собой также является фактором эво- ко, от корней гор, характерных для современных люции геодинамической системы, и в свою очередь альпинотипных орогенов, большей плотностью оказывает влияние на перестройки конвективных слагающего вещества. Такой корень гор можно ячей (активный и пассивный варианты тектогене- назвать «холодным», в отличие от «горячего», ко за). Так, например, заклинивание какой-то части торый возникает на пике скучивания континен субдукционной системы вследствие коллизии при- тальной коры орогена и способствует палингенезу.

водит к перескоку и зачастую изменению поляр- 12. Проявление нео-оргенического этапа: возник ности зоны субдукции на большом ее протяжении. новение невысокого горного сооружения в усло В целом же, тектонический механизм колеблется виях сжатия и деформации зрелой континентальной между хаосом и организованностью. коры вне цикла Вильсона. На варисцидах в это время развиваются рифты. В этом смысле Урал является далеким «эхом» интенсивнейшего неотек Черты относительной тонического взламывания платформенной земной индивидуальности уралид коры на периферии Альпийского пояса.

Этот перечень не включает абсолютно уни Подведем некоторые итоги. Среди черт ин- кальных особенностей;

всегда можно найти сходные дивидуальности уралид можно отметить: 1. Ли- примеры, но они сравнительно редки.

нейность. 2. Наличие скорее всего лишь одного Уникальность и неповторимое своеобразие микроконтинента;

эти две черты отличают Урал от Уральской складчатой области придает сочетание мозаичных систем типа Казахстанской. 3. Редкое всех этих черт, проявляющееся на фоне достаточно для современной геодинамической картины, дли- тривиальных закономерностей.

Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды Металлогения уралид Урала ных комплексов на определенных этапах. Это ха рактерно для многих складчатых поясов. Не менее как отражение его общих важно, что стиль деформаций в уралидах был не и индивидуальных черт обычным: островодужные формации Тагило-Маг нитогорской зоны, вкупе с офиолитами, не были Плотность месторождений на Урале настолько полностью выжаты на соседние сиалические блоки высока, что можно с полным правом говорить об с образованием узких офиолитовых сутур и даже уникальности региона в целом, как говорят об уни- криптосутур (как в Аппалачах), а сохранились в виде кальности отдельных месторождений. Представляется, коровых сегментов мафического состава. Как уже что все важнейшие факторы минерагении — тек- неоднократно подчеркивалось, геодинамической тонический, геодинамический, климатический — причиной такого феномена является малая жест выступили на Урале в оптимальном сочетании, кость молодого Казахстанского континента, который обусловив неповторимый облик богатейшего регио- возник только в силуре и не успел приобрести свойств на. Однако необходимо подробнее обсудить вопрос кратона. Другой причиной был косой, транспрес о конкретном характере этого сочетания. сивный характер позднепалеозойской коллизии.

Становится общим местом утверждение, что По той же причине процесс формирования место главными ключами к пониманию закономерностей рождений сиалического профиля не достиг на Урале распределения месторождений полезных ископае- того же размаха, как, к примеру, на Тянь-Шане.

мых являются тектоника и геодинамика. Новый Эти геодинамические особенности являются основ важный момент заключается в том, что наиболее ной причиной существенных отличий металлогении интересными становятся не самые общие черты уралид не только от металлогении Тянь-Шаня, но и геодинамического развития региона, а детали, инди- Центрально-Западноевропейских варисцид [Се видуальные отличия, которые и создают его неповто- равкин, Пучков, 2009].

римый металлогенический облик. На первом месте Позднепалеозойские деформации в Централь среди этих черт находится присутствие и характер но-Уральской зоне были по интенсивности ниже сохранности (или, наоборот, отсутствие на достижи- средних;

тектоническое скучивание не привело мых глубинах) океанических, субдукционных, кон- к формированию мощного корня гор, высокотем тинентально-окраинных комплексов, кристалли- пературному метаморфизму и анатексису. Образо ческого фундамента и др. Их выход на поверхность вание анатектических гранитов было интенсивным или глубокое захоронение, интенсивность и кон- только в Восточно-Уральской зоне, но и здесь сам кретный характер наложенных процессов, измене- плавившийся субстрат, судя по изотопным харак ния климата и характер тектонических процессов теристикам [Веa et al., 2002], не был достаточно на платформенной или квазиплатформенной стадии зрелым.

развития всего региона или его части в связи с раз- Климат на территории Урала, начиная с ор витием экзогенных месторождений и другие черты довика, в течение очень долгого времени (с пере прибавляют индивидуальности общему металлоге- рывами, вплоть до миоцена) был благоприятным ническому облику провинции. для интенсивного выветривания, благодаря положе На Урале, на фоне общей и закономерной нию континента в низких широтах, что является тенденции смены во времени месторождений, вмеща- необходимым условием (наряду с чисто геодина емых мафическими комплексами, на месторожде- мическими) для образования экзогенных место ния сиалического профиля в рамках палеозойского рождений бокситов, железа, марганца, россыпей цикла Вильсона, легко заметить, что первые пре- и др. Но даже общепланетарный климат, в конечном обладают над вторыми. Причина — в необычно счете, является функцией геодинамики как фактор, широком развитии (сохранности) океанических чувствительный к орогеническим, суперплюмовым и островодужных комплексов. Офиолитовые мас- и другим тектоническим проявлениям [Климат сивы, такие как Войкарский, Рай-изский, Кемпир- и эпохи …, 2004].

сайский и другие, представляют собой объекты Последнее важное замечание: на протяжении мирового класса, а Тагило-Магнитогорская зона своей истории Урал неоднократно подвергался воз образована совершенно уникальными по сохран- действию суперплюмов и индивидуальных плюмов:

ности палеозойскими островными дугами. Соответ- их действие понято далеко не до конца, но роль их ственно, они создают облик уральской металлоге- в формировании некоторых открытых (карбонати нии как средоточия месторождений прежде всего ты) или ожидаемых месторождений (расслоенные мафического профиля: с широким развитием скар- массивы норильского типа) требует учета. Вообще, ново-магнетитовых, медно-скарново-магнетитовых, как показано автором, само существование плюмов, колчеданных, хромитовых, никель-кобальтовых, вопреки мнению большого количества ученых, при платиноидных минеральных ассоциаций. Дело не надлежащих так называемому «антиплюмовому просто в том, что на Урале проявились два цикла лобби», установлено достаточно уверенно [Пучков, Вильсона с развитием океанических и субдукцион- 2009].

Глава 4. ПЛАТФОРМЕННЫЙ ЭТАП РАЗВИТИЯ ТЕРРИТОРИИ (ЮРА – МИОЦЕН) На территории южной части Урала и Приуралья логическому составу и фауне, указывают на существо в юрское, меловое и палеоген-миоценовое время вание широкого пролива между этими зонами, т.е.

осадки формировались преимущественно в двух не на отсутствие непрерывного поднятия уральского очень устойчивых, неравных по площади и различаю- простирания, которое бы их в то время разделяло.

щихся по характеру развития структурно-фациальных Западные и восточные зоны периодического зонах: Западно-Уральской и Восточно-Уральской. осадконакопления в современном плане (рис. 70) В Западно-Уральской зоне для юрского, мелового разделяются Центрально-Уральской зоной полного и палеогенового времени намечаются две подзоны: отсутствия юрско-меловых осадков, что не эквива Предуральская и Орско-Таналыкская. Первая отчас- лентно зоне отсутствия юрско-мелового осадкона ти наследовала Бельскую впадину Предуральского копления (т. е. это не структурно-фациальная зона краевого прогиба, вторая располагалась узкой по- в ряду других). В этой связи следует сказать, что лосой в юго-западной части Магнитогорской зоны;

Центрально-Уральская зона, как поднятие, разде Восточно-Уральская занимала обширные простран- ляющее западные и восточные области развития ства восточного склона Урала, от широты г. Кустанай осадков, образована на неотектоническом этапе и на юге до г. Серов на севере, выклиниваясь в припо- обязана своим существованием эрозии;

если бы не лярных и полярных областях (рис. 100). Выделяется это, в ней остались бы мезозойские поверхности также Зауральская зона, перекрывающая в Тургай- выравнивания и следы морских проливов, соеди ском прогибе самый восточный край уралид и про- нявших западные и восточные моря в период мак тягивающаяся в полярные области. симальных трансгрессий верхнего мела и среднего На севере Урала (в приполярных и полярных эоцена. Существование таких проливов отражено областях) можно условно выделять западную, Пред- на большинстве палеогеографических карт для этих уральскую и восточную, Зауральскую зоны, по стилю этапов развития региона [Папулов, 1974;

Амон, своего развития не вполне адекватные южным, при- 2001;

Беньямовский и др., 2006].

чем в Зауральской зоне, начиная с раннеюрского Кайнозойские (особенно неогеновые) отложе времени, осадконакопление было устойчивым, тогда ния в Центрально-Уральской зоне местами присут как в Предуральской осадков рассматриваемого ствуют, однако они либо приурочены к карстовым этапа почти не наблюдается: юрские лишь окайм- депрессиям, либо находятся на приподнятых по ляют с запада гряду Чернышева, меловые, в период верхностях выравнивания, где они сохранились от максимальной трансгрессии, занимают центральную эрозии в нео-орогеническое время лишь в виде часть Косью-Роговской впадины и, по своему лито- небольших останцов.

МЕЗОЗОЙСКАЯ ЭРА Юрский период 1997, 2002], к моменту завершения указанных со бытий, несмотря на последующую тектоническую Юг Урала активность региона и преобладание эрозионных процессов, породы, развитые в настоящее время на В западных и центральных районах Южного поверхности, испытали остывание до 100°С в основ Урала древнекиммерийские движения привели ном еще в юрское время. Правда, более детальные к некоторому обновлению рельефа и накоплению исследования этим же методом [Glasmacher et al., терригенных угленосных толщ, к образованию 1999, 2001] выявили и некоторые осложнения кар перерывов и стратиграфических, но не угловых тины, указывающие на заметное отставание осевой несогласий между триасом и юрой. части Башкирского антиклинория (т.е. Центрально Судя по предварительным данным анализа Уральской зоны), которая прошла эту изотерму треков распада в апатитах и цирконах [Seward et al., в меловое время. По данным фишн-трекового ана Глава 4. Платформенный этап развития территории (юра – миоцен) лиза было предпринято также моделирование поздней Во второй половине раннего келловея термальной истории максютовского комплекса [Leech, началась обширная морская трансгрессия, Stockli, 2000]. К сожалению, этими авторами не был учтен шедшая с юго-запада (заметим, что в это тот факт, что по геологическим данным максютовские время и на севере Урала началась транс породы были выведены на поверхность не ныне, а в поздне меловое время (в районе с. Шубино они трансгрессивно перекрыты верхнемеловыми морскими осадками), и после этого вряд ли могли быть погружены на глубину более первых сотен метров. Поэтому предположение данных авторов о том, что максютовский комплекс был выведен на поверхность с глубины 5 км в результате очень медленных поднятий, начавшихся в палеогене, 50 млн. лет тому назад, не увязывается с геологическими данными, хотя нарисован ная ими более древняя история эксгумации максютовско го комплекса не вызывает существенных возражений.

Уфимско-Актюбинская подзона Предуральской зоны протягивается непрерывной полосой из Прикаспийской низменности, причем сравнительно полные разрезы извест ны только на юге, в Актюбинском и Оренбургском Приуралье [Геология СССР, 1964], а в северных районах сохранность юры невелика;

особенно сильно пострадали от предмело вого размыва верхнеюрские отложения.



Pages:     | 1 |   ...   | 8 | 9 || 11 | 12 |   ...   | 14 |
 





 
© 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.