авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 14 |

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

-- [ Страница 4 ] --

Контарь, Либарова, ( 250 °C) [Маслов и др., 2001]. Rb-Sr возраст Глав- 1997]. Mo-W месторождения Полярного и При ной дайки Бакала был недавно уточнен нами со- полярного Урала (Харбейское, Торговское и др.) вместно с канадскими геологами по бадделеиту, как связаны с докембрийскими гранитными интрузия 1385,3 ± 1,4 млн. лет. Как было отмечено [Маслов ми и метасоматическими, гидротермальными, грей и др., 2001], дайка вызвала интенсивную бруситиза- зен-гидротермальными процессами, их сопровож цию вмещающего магнезита, что оставляет только дающими [Овчинников, 1998;

Юшкин и др., 1997].

малое окно между формированием нижнерифей- Докембрийские комплексы Харбейского антикли ской бакальской формации и внедрением дайки. нория Полярного Урала содержат также метасо Та же ситуация наблюдается и на контакте магне- матические месторождения, связанные с альбити зитов саткинской свиты и Бердяушского плутона, тами. К ним принадлежат Ta-Nb месторождения возраст которого по последним данным (цирконы, Тай-Кеу, Кос-Тальбей и др. [Еськова, 1976;

Золоев SHRIMP) был удревнен с 1350 до 1373 ± 21 млн. лет, и др., 2004]. Правда, принадлежность к докембрий а затем и более [Ронкин и др., 2005 а, б, 2007 а]. ским толщам в данном случае еще не значит, что Бакальские сидериты образовались много позже — и возраст их докембрийский. К этому вопросу мы на рубеже нижнего и среднего рифея (Pb-Pb изохро- еще вернемся.

68 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья Рис. 40. Положение месторождений и рудопроявлений, упомянутых в тексте, на схеме тектонической зональности Урала.

Схема относится и к последующим главам книги Fig. 40. Positions of ore deposits and zones of mineralization, mentioned in the texts of any of 5 chapters Symbols: 1— East European and West Siberian platforms;

2 — Preuralian foredeep;

3 — West Uralian zone;

4 — Central Uralian zone;

5 — MUF;

6 — Tagil-Magnitogorskian zone;

7 — massifs of Platinum-bearing belt;

8 — East Uralian zone;

9 — granite massifs of the Main Granitic axis;

10 — Transuralian zone (the last three zones are shown where they are exposed or weakly submerged);

11 — a supposed suture zone — the eastern boundary of the Uralides;

12 — seismic profile URSEIS-95;

13 — Deposits and mineralization zones in order of their appearance in the text;

— trends of groups of deposits and mineralization zones Глава 2. Рифейско-вендский этаж и складчатый комплекс тиманид В верховьях Кожима на Приполярном Урале Тем не менее, абстрагируясь от нерешенных открыто Au-Pd-TR месторождение нового типа вопросов металлогенической истории тиманид (Чудное) в нижневендских риолитах [Овчинников, и опираясь на достаточно хорошо установленных 1998;

Голдин и др., 1999;

Додин и др., 2001]. Анало- факты, мы приходим к выводу, что при настоящем гии с другими складчатыми поясами и близкая связь уровне изученности тип минерализации сам по себе с гранитами указывают скорее на орогеническую может служить индикатором геодинамической об стадию образования этого и ранее упомянутых становки. В данном случае металлогения говорит редкометальных месторождений, однако надежные в пользу принятой нами геодинамической модели датировки и здесь отсутствуют. тиманид.

К рис. 40. Условные обозначения: 1 — Восточно-Европейская и Западно-Сибирская платформы, 2 — Предуральский краевой прогиб, 3 — Западно-Уральская зона, 4 — Центрально-Уральская зона, 5 — ГУР, 6 — Тагило-Магнитогорская зона, 7 — массивы ПП, 8 — Восточно-Уральская зона, 9 — гранитные массивы ГГО, 10 — Зауральская зона (последние три зоны показаны там, где они обнажены или слабо погружены), 11 — предполагаемая сутурная зона — восточная граница уралид, 12 — сейсмопрофиль URSEIS-95, 13 — ме сторождения и зоны минерализации в порядке упоминания в тексте, 14 — тренды групп месторождений и зон минерализации. Цифрами обозначены месторождения: 1 — Радостное (Радашное) (Fe);

2 — Юбрышка и 3 — Кусинско-Копанские (Fe-Ti);

4 — Сарановское (Cr);

5 — Саткинское (Mg);

6 — Бакальское (Fe);

7 — Суранское (CaF2);

8 — Кужинское и 9 — Аршинское (Ва-полиметаллические);

10 — Верхнеавзянская группа и 11 — Кедровское (Au);

12 — Тышорская группа и 13 — Брусничное (колчеданные);

14 — Немурюган (Cu скарновое);

15 — Лекын-Тальбей (Mo-Cu-порфировое);

16 — Харбейское и 17 — Торговское (Mo-W);

18 — Тай-кеу и 19 — Костальбей (Ta-Nb);

20 — Чудное (Au-Pd-Tr);

21 — Cаурейское (Cu-Zn стратиформное);

22 — Новогоднее-Монто (Au-Fe скарново-полигенное);

23 — Косьюнское (Cu песчаники);

24 — Северно-Уфалейская группа стратиформных (Сu-полиметаллических);

25 — Вишневогорское, 26 — Потанинское, 27 — Сибирка и 28 — Турупья (Та-Nb);

29 — Вуктыл (газоконденсат);

30 — Кизеловский угольный бассейн;

31 — Южно-Уральский бокситоносный район;

32 — Хойлинское (Ba);

33 — Парнокское (Mn, Fe);

34 — Нуралинское (Pt);

35 — Донская группа, 36 — Рай-из, 37 — Хойлинское, 38 — Ключевское, 39 — Аккаргинское, 40 — Кракинская группа, 41 — Хабарнинское (Cr);

42 — Учалинское, 43 — Сибайское, 44 — Подольское, 45 — Гайское, 46 — Блявинская группа, 47 — Сафьяновское (колчеданные);

48 — Салаватское (Mo-Cu-порфировое);

49 —Муртыкты и 50 — Миндяк (Au);

51 — Юбилейное (Au-порфировое);

52 — Дергамыш, 53 — Ивановка и 54 — Ишкинино (Ni-Co-колчеданные в гипербазитах);

55 — Исовские прииски и 56 — Соловьевогорское (Pt);

57 — Качканарская группа, 58 — Кытлымская группа, 59 — Первоуральское (V-Ti-Fe в расслоенных комплексах);

60 — Естюнино (Fe скарновое);

61 — Волковское (Ti-Fe);

62 — Баронское (Au-МПГ);

63 — Велиховское (V-Ti-Fe);

64 — Североуральский бокситоносный район, 65 — Щучьинская зона (бокситы);

66 — Высокогорское и 67 — Гороблагодатское (Fe скарны);

68 — Ауэрбах-Песчанская груп па (Fe);

69 — Турьинская группа (Cu-Fe);

70 — Шубинское (Ti);

71 — Юлукская группа (колчеданы);

72 — Кечьпельское и 73 — Пусьерка (жадеититы);

74 — Соколово-Сарбайская группа и 75 — Магнитогорское (Fe скарны);

76 — Биргильдинское, 77— Новониколаевское, Михеевское и 78 — Тарутинское (Cu-порфировые);

79 — Глубоченское (Fe скарны);

80 — Пеленгичей, 81 — Пуйва, 82 — Додо, 83 — Верхний Парнук, 84 — Скалистое, 85 — Хасаварка (аметисты) и 86 — Желанное (хрусталеносные);

87 — Уфалейская группа, 88 — Сыростанское, 89 — Джабыкское поле (кварц, в т. ч. гранулированный);

90 — Воронцовское, 91 — Кочкарское, 92 — Светлинское, 93 — Березовское, 94 — Березняковское (Au);

95 — Баженовское и 96 — Джетыгаринское (асбест);

97 — Мурзинская зона, 98 — Изумрудная (Малышевская) зона (редкометальные пегматиты и грейзены);

99 — Шилово-Коневская группа (Mo-W);

100 — Сертыньинское алмазопроявление;

101 — Восточно-Уральский бокситоносный бассейн;

102 — Миасская золотая долина и сопровождающие коренные месторождения;

103 — Уральские алмазные россыпи;

104 — Аятское и 105 — Лисаковское (Fe хемогенно-осадочные);

106 — Жиланда (Au-носное на колчеданах);

107 — Серовская и 108 — Режевская группы (Ni);

109 — Халиловская группа (Ni, Fe);

110 — Полевское (малахит);

111 — Софроновское (Au-P);

112 — Верхнемакаровское (РЗЭ);

113 — Зигазино-Комаровская группа и 114 — Авзянская группа (Fe);

115 — Полуночное, 116 — Улу-Телякское — 117 — Далматовское и 118 — Санарское (U);

119 — Южноуральский угольный бассейн. Одинаковые цифры, соединенные линиями тире с точкой, означают тренды оруденения Глава 3. ОРДОВИКСКО-РАННЕМЕЗОЗОЙСКИЙ ЭТАЖ И УРАЛИДЫ В отличие от предыдущей главы, мы срав- помощников и коллег. После выхода этой книги нительно мало касаемся здесь проблемных во- вопросы стратиграфии и фациального анализа просов стратиграфии и фациального анализа палеозоя рассматривались в целом ряде фунда соответствующих осадочных комплексов Урала. ментальных работ, которыми автор широко поль В значительной мере этот пробел компенсиру- зовался и включил в список использованной ется книгой [Пучков, 2000], где эти вопросы литературы. Для удобства читателя составлена находились в центре внимания и были обеспе- тектоностратиграфическая схема палеозоя Южного чены большим, в основном опубликованным Урала, в которой представлены все его тектони оригинальным материалом автора, его ближайших ческие зоны (рис. 45).

ПРОБЛЕМА:

Одной из глобальных проблем, стоящих перед исследо вателями Урала, является вопрос о его идентичности:

о правильности или принципиальной ошибочности тради ционного отнесения Урала и аналогичных по возрасту складчатых систем к варисцидам (герцинидам).

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА И КОРРЕЛЯЦИЯ СТРУКТУР УРАЛА И ПРИУРАЛЬЯ Уральское складчатое сооружение представ- в рамках комиссии ЕВРОПРОБА, за Уралом за ляет собою западную, краевую часть гигантского крепилось название уралид [Пучков, 2003]. Такое Урало-Монгольского складчатого пояса [Муратов, название имеет глубокий смысл. Дело не только 1974]. С запада оно граничит с Восточно-Европей- и не столько в самостоятельности Палеоуральского ской платформой, окраина которой известна как океана, которая очевидна далеко не для всех иссле Приуралье. На востоке Урал ограничен структура- дователей. Само традиционное отнесение уральско ми Центрально-Азиатского складчатого пояса, го горного сооружения к герцинидам или варисци который многие исследователи рассматривают как дам, столь характерное для карт тектоники СССР, самостоятельное складчатое сооружение, названное Европы и Азии [Шатский, 1964;

Tectonics of Europe, Д. Шенгером и др., вслед за Э. Зюссом, алтаидами 1982;

Atlas …, 2008 и др.], требует пересмотра. При [engr et al., 1993]. Многие исследователи видят сравнении истории развития Уральского орогена различие Центрально-Азиатского и Уральского с историей тектонотипа варисцид/герцинид (Запад складчатых поясов уже в том, что они являются ная и Центральная Европа) бросаются в глаза весь порождением двух разных палеоокеанов, одноимен- ма существенные различия, связанные, прежде все ных с ними [История …, 1984;

Берзин и др., 1994]. го, с предысторией, длительностью и характером Этот вопрос подвергался подробному рассмотрению коллизионных, орогенических процессов.

и в работах автора ([Пучков, 2003, 2005, 2008 б] Формированию герцинид / варисцид Цен и ссылки в этих публикациях). тральной и Западной Европы (название герциниды В последние 15–20 лет, в немалой степени дано по расположенному здесь поднятию Гарца, благодаря проведению международного Проекта а идентичное по значению название варисциды — Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды по древнему племени варисков) предшествовали: в подошве верхнего кейпера [Beutler, 1979] (то есть две каледонские коллизии (идентифицируемые с та- в верхах верхнего триаса), которое, однако, не превы конской и акадской фазами), закрывшие океаны шает 2° и исключает проявление орогении на этом Япетус и Реик, и новый этап рифтогенеза и спредин- уровне. Таким образом, варисские орогенические га, создавший Рено-Герцинский девонский океани- движения, связанные со складчатостью и коллизи ческий бассейн (его историю нередко объединяют ей, практически ограничены во времени интервалом с историей Реика). Орогенический, коллизионный фамен – поздний карбон.

этап формирования варисцид в Центральной Европе На западном склоне Южного Урала нет и сле начался в фамене и сопровождался образованием дов каледонской орогении и, таким образом, текто флиша. Флиш накапливался непрерывно, пример- нический цикл здесь значительно длиннее (начал но до конца раннего карбона, сменившись затем ся в позднем кембрии – ордовике). На восточном средне-верхнекаменноугольной молассой: коллизия склоне строго документированные коллизионные типа континент – островная дуга быстро сменилась процессы начались в позднем девоне и были намно коллизией типа континент – континент, что обес- го протяженнее. На Южном Урале коллизия типа печило непрерывность коллизионного процесса. континент – островная дуга, сопровождавшаяся Пермское время характеризуется развитием суб- формированием флиша, начавшись в фамене, закон секвентного вулканизма, формаций рифтов и плат- чилась в основном к раннему карбону, но возобно форменных синеклиз, триасовое — образованием вилась после перерыва, в среднем карбоне, уже как красноцветных молассоидов. Пермо-триасовые со- коллизия типа континент – континент (а на севе бытия (может быть, за исключением самого начала ре Урала накопление флиша и, соответственно, перми) уже не имеют прямого отношения к фор- складчато-надвиговые коллизионные деформации мированию варисцид (т. е. к варисской коллизии начались только в турне – раннем визе). Накопление и складчатости), а связаны, по М. Швабу, с глыбо- флиша закончилось только в кунгурское время, выми деформациями и посторогенной тектоникой сменившись формированием моласс (рис. 41).

растяжения, т.е. с германотипными деформациями;

Коллизия, орогенез и альпинотипная складчатость в триасовое время на Европейско-Аппалачскую в краевых зонах Урала были все еще очень интенсив складчатую систему наложились грабены, развитие ными в позднем карбоне и ранней перми, и ис которых привело, в частности, к образованию Ат- пытали затухание лишь к концу перми (верхняя лантического океана, и которые существенно повли- пермь в краевом прогибе все же дислоцирована), яли на последующее развитие платформенных неф- после чего в раннем триасе произошло новое резкое тегазоносных структур [Ltzner et al., 1979;

Schwab, оживление орогенических (но уже рифтогенных 1984;

Хаин, 2001;

Franke, 2000 и др.]. Древнекимме- и плюмогенных) процессов, проявился интенсив рийские движения в Центральной Европе выраже- ный вулканизм и произошло образование молассои ны «древнекиммерийским главным несогласием» дов. Складчатость, имевшая место на Урале в перми, Рис. 41. Сопоставление идеализированных разрезов через краевой турбидито-молассовый бассейн уралид (Ю. Урал), по В.Н. Пучкову, и Центрально-Европейских варисцид, по W. Ricken et al. [2000] PUF — Предуральский краевой прогиб;

WUZ — Западно Уральская зона;

ZS — Зилаирский синклинорий;

ярусы: art — артинский, v-s — визейский и серпуховский, t — турнейский, fm — фаменский, fr-fm — франский и фаменский;

SVMB — Субварисский молассовый бассейн;

RHTB — Рено-Герцин ский турбидитовый бассейн;

WC/D — вестфальский ярус (в основном, сопоставляется со средним карбоном), верхние подразделения;

WA/B — вестфальский ярус, нижние подраз деления;

NA/B — намюрский ярус, подразделения в основ ном отвечают низам башкирского и серпуховскому ярусу;

NA — намюрский ярус, нижнее подразделение (в основном, серпуховский ярус);

Upper Visean,, — подразделения верхнего визе по гониатитам. Жирный пунктир — подошва молассы Fig. 41. A comparison of idealized sections across the foreland Frasnian and Famennian;

SVMB — Subvariscan molasse basin;

RHTB — Renohercynian turbidite basin;

WC/D — Westphalian stage (the flysch and molasse basins: Preuralian (Southern Urals) after Moscovian stage of the Urals), the upper part;

WA/B — Westphalian Puchkov [Пучков, 2000] and Central European Variscides, stage, the lower part;

NA/B — Namurian stage (Lower Bashkirian after Ricken et al. [2000] and Serpukhovian stages of the Urals);

NA — Namurian stage, the lower part (mostly Serpukhovian stage);

,, — the units of the PUF — Preuralian foredeep;

WUZ — West Uralian zone;

ZS — Zilair synclinorium;

Stages: art — Asselian to Artinskian stages;

v-s — Vizean Upper Visean substage. Thick dash lines, the lower boundary of and Serpukhovian;

t — Tournaisian;

fm — Famennian;

fr-fm — molasse 72 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья не имеет аналогов в варисцидах. Она вполне заслу- ние протяженной системы грабенов, из которых живает название собственно уральской и является Рейнский является наиболее известным. На Урале главным отличительным признаком уралид. в ранней юре имела место древнекиммерийская Последние (древнекиммерийские) складчато- складчатость. Возникший в меловое время пенеплен надвиговые дислокации имели место на Урале толь- сменился в новейшее время эпиплатформенным ко в раннеюрское время, их интенсивность нарас- орогеном сжатия (современные Уральские горы).

тала с юга на север [Puchkov, 1997;

Пучков, 2000;

Как уже отмечалось, выделение в Центральной Alvarez-Marrn, 2002]. Азии уралид и алтаид, восходящее к Э. Зюссу, поз Дальнейшая история варисцид и уралид также же было поддержано и развито Дж. Шенгером и его соавторами [engr et al., 1993;

engr, Natalyin, существенно отличается (рис. 42).

Эпиварисские деформации включали ранне- 1996] (рис. 43).

мезозойский рифтогенез, приведший к образованию Нами было предложено изменить эту схему:

Атлантического океана, более мелких океанических сократить бесструктурное поле алтаид за счет вы бассейнов Альпийского пояса и осадочных бассейнов деления казахстанид (рис. 44). Одним из оснований Северной Европы;

в олигоцене произошло заложе- для этого служила палеотектоническая схема для позднего девона (врезка к рис. 44), предпо лагающая самостоятельное существование Казахстанского континента на это время.

Что же касается уралид, то их предлагает ся выделять в составе непрерывной систе мы складчатых структур, протягивающей ся от Таймыра через Урал на юг, где она раздваивается: одна ветвь уходит на вос ток, в Южный Тянь-Шань, а вторая — на запад, на Большой Кавказ и фундамент Скифской плиты [Пучков, 2008 б]. Ранее указанные складчатые области относились к варисцидам, однако они отличаются длительным проявлением складчатости — не только в перми, но и в раннем мезозое (или только в раннем мезозое, как пайхой ско-новоземельский сектор этой системы) [Пучков, 2000;

Кораго и др., 1989;

Юдин, 1994;

Хаин, 2001;

Буртман, 2006;

Xiao, 2009;

Zhang Lifei et al., 2008;

Белов, 1981].

Предлагаемые нововведения не про тиворечат господствующей тектонической парадигме. Плейт-тектоника как раз и способствовала осознанию того факта, что тектонические фазы складчатости не обязательно жестко фиксируются угловы ми несогласиями, так как они не момен тальны, а как правило весьма протяжен ны во времени, и для их выделения нужен формационный анализ;

при этом боль шинство тектонических фаз и циклов, кроме самых крупных, связанных с рож дением и распадом суперконтинентов, имеет не глобальную, а региональную Рис. 42. Сопоставление тектонических событий в варисцидах и уралидах, начиная с позднего девона Fig. 42. Correlation of orogenic and post-orogenic (intraplate) events in the Variscides and Uralides, since the Late Devonian Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды природу, а сочетание, смена и длительность текто- девона до начала юры включительно, является, нических событий индивидуальны в каждом склад- безусловно, доминантной, поскольку именно эти чатом поясе и диахронны даже в пределах одного процессы внесли наибольший вклад в формирова пояса [Пучков, 1994]. ние современного структурного плана территории, Выделение уралид или других подобных обра- хотя более древние деформации просвечивают, зований не препятствует выявлению в истории склад- а более молодые искажают или скрывают эту зо чатых поясов протяженных эпох складчатости, при- нальность. Помимо того, что зональность орогена близительно совпадающих с кадомской, салаирской, уралид имеет наиболее резкие и легко определимые таконской, варисской, собственно уральской (перм- черты, она служит и наиболее удобной референтной ской), древнекиммерийской и другими, что необхо- рамкой для всех геологических описаний и построе димо при корреляции геодинамических процессов ний, хотя мы видели, что тектоническая зональность и составлении тектонических карт. Оно лишь дань тиманид, предшествовавших уралидам, совершенно новому пониманию уникальности каждой складча- иная, и ее реконструкция требовала определенных той области, длительности и диахронности коллизи- усилий, и прежде всего, снятия интенсивных де онно-складчатых процессов в их пределах. формаций уралид.

В уралидах выделяются следующие главные структурные элементы (илл. 11), характеризующие Тектоническая зональность ся различными типами стратиграфических разрезов (рис. 45): А) Предуральский краевой прогиб, возник Урала ший в современном виде в пермское время и запол Тектоническая зональность уралид, возникшая ненный флишем и молассой;

Б) Западно-Уральская преимущественно вследствие коллизионных, оро- мегазона, где главным развитием на поверхности генических процессов, происходивших с позднего пользуются шельфовые и батиальные палеозойские Рис. 43. Взаимное расположение уралид и алтаид [engr, Natalyin, 1996] Fig. 43. Position of the Uralides and Altaides [engr, Natalyin, 1996] 74 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья Рис. 44. Взаимное расположение уралид, казахстанид и алтаид по представлениям автора. На врезке — упрощенная рекон струкция взаимного расположения океанов и континентов в Центральной Азии на позднедевонское время ([Атлас …, 2002] с участием автора);

возможность ороклинального изгиба Казахстании в позднем палеозое не учтена Условные обозначения: 1 — кратоны;

2 — континентальные террейны;

3 — тиманиды;

4 — байкалиды;

5 — скандинавские каледониды;

6–8 — Урало-Монгольский пояс: 6 — казахстаниды, 7 — алтаиды, 8 — уралиды;

9 — альпиды;

10 — поздние коллизионные сутуры.

Цифры на врезке: 1–4 — континенты: 1 — Лавруссия, 2 — Сибирия, 3 — Казахстания, 4 — Байсун-Таримия;

5–8 — океаны: 5 — Палеоуральский, 6 — Обь-Зайсанский (реликт Центрально-Азиатского), 7 — Туркестанский, 8 — Палеотетис;

9 — Магнитогорская зона субдукции Fig. 44. Position and linkages of the Urals in the structure of the Central Eurasia. In the insert: A tentative reconstruction of the Central Eurasia for the Late Devonian (after [Атлас …, 2002], simplified). The possibility of an oroclinal bend of Kazakhstania in the Late Paleozoic is not taken into account here Symbols: 1 — cratons;

2 — continental terranes;

3 — timanides;

4 — baykalides;

5 — scandinavian caledonides;

6–8 — Uralo-Mongolian belt:

6 — kazakhstanides, 7 — altaides, 8 — uralides;

9 — alpides;

10 — the late collisional sutures. Numbers in the insert: 1–4 — continents: 1 — Laurussia, 2 — Siberia, 3 — Kazakhstania, 4 — Baisun-Tarimia. 5–8 — oceans: 5 — Paleouralian, 6 — Ob-Zaisan (relic of the Central Asian), 7 — Turkestanian, 8 — Paleotethys. 9 — Magnitogorsk subduction zone Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды комплексы, смятые в позднепалеозойское время;

более восточная, по-видимому имеет аккреционную В) Центрально-Уральская мегазона, где на поверхно- природу и представлена докаменноугольными ком сти преобладают докембрийские комплексы. Первые плексами различного геодинамического характера, три зоны подстилаются комплексами докембрий- включая океанические и островодужные;

выше ского кристаллического основания и в палеозойском несогласно залегают раннекаменноугольные надсуб структурном плане соответствуют палеоконтинен- дукционные комплексы. Тагило-Магнитогорская, тальному сектору Урала. Г) Тагило-Магнитогорская Восточно-Уральская и Зауральская мегазоны вместе зона, ограниченная с запада серпентинитовыми с ГУР относятся к палеоокеаническому сектору Ура меланжами ГУР и представленная главным образом ла, хотя формации собственно океанической коры ордовикско-девонскими комплексами океаничес- (офиолиты) не пользуются здесь преобладающим кой коры и энсиматических островных дуг, включая развитием. Надо, однако, иметь ввиду, что океаничес ПП расслоенных интрузий;

Д) Восточно-Уральская кие формации, вследствие склонности океанической мегазона, ограниченная с запада Восточно-Магнито- коры к субдукции, наихудшим образом сохраняются горской зоной меланжей, а с востока Карталинским в орогенах. На Урале они как раз сохранились даже разломом, включает, наряду с докембрийскими кон- лучше, чем во многих других складчатых поясах.

тинентальными массивами, также и палеозойские Комплексы всех мегазон уралид близки к зем океанические и островодужные комплексы в виде ной поверхности только на Южном и отчасти Сред тектонических покровов;

позднепалеозойская оро- нем Урале. В северных и полярных районах наи геническая переработка была здесь наиболее интен- более восточные мегазоны (Восточно-Уральская сивной, о чем свидетельствует наличие палингенных и Зауральская) глубоко погружены под мезо-кайно гранитов ГГО Урала;

Е) Зауральская мегазона, наи- зойский чехол Западно-Сибирской плиты.

ФОРМАЦИОННЫЕ КОМПЛЕКСЫ — ИНДИКАТОРЫ, ГЕОДИНАМИКА И ЭВОЛЮЦИЯ УРАЛА НА ПАЛЕОЗОЙСКО-РАННЕМЕЗОЗОЙСКОМ ЭТАПЕ ПРОБЛЕМА:

Одним из главных предметов дискуссии остается вопрос:

возник ли ороген уралид из части Центрально-Азиатского океана, или это был самостоятельный (Уральский) палео океан, образованный путем превращения эпиконтинен тального рифта в новую зону океанического спрединга в конце кембрия – начале ордовика.

Многие вопросы геодинамики Урала, с высо- и завершается серией коллизий и образованием кой степенью детальности и с привлечением макси- орогена.

мально возможного объема фактического материа- Структуры, возникавшие на ранних этапах ла, были рассмотрены нами ранее на примере южной цикла Вильсона, были существенно искажены позд и средней частей этой складчатой области [Пучков, ними деформациями, и лишь орогенные сравни 2000]. В данной работе ставится цель рассмотрения тельно хорошо сохранились. Поэтому основным этой проблемы на материале всего Урала — хотя и методом изучения палеоструктур (причем не столь с меньшей детальностью — для выявления более ко морфологии, сколько общего геодинамического общих закономерностей. Всестороннего анализа характера) является формационный анализ, или вы и адекватной реакции требует и недавнее появление явление присущих им комплексов-индикаторов.

альтернативных концепций геодинамического раз вития тиманид и уралид. К этому побуждает и на Рифтогенные формации, личие большого количества новых фактических предварявшие заложение данных, полученных за последние годы.

Палеоуральского океана Цикл Вильсона проявился в развитии уралид достаточно ярко и типично. Начинается он с эпикон тинентального рифтогенеза, продолжается океаничес- Для эпиконтинентальных рифтовых комплек ким спредингом, с заложением пассивной континен- сов характерны следующие особенности: первичная тальной окраины, затем осложняется субдукцией, прерывистость их развития, присутствие вулканитов неоднократно менявшей свое местоположение, преимущественно субщелочного (до щелочного) 76 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья Рис. 45. Тектоностратиграфическая схема палеозойских формаций Южного Урала Цифрами обозначены номера формаций, описанных в главе, посвященной Магнитогорской островной дуге. Стрелками показаны направления сноса терригенного материала. Обновлено по [Артюшкова и др., 2008] Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды Fig. 45. Tectonostratigraphic chart of the Paleozoic formations of the Southern Urals Numbers are mentioned in the description of the Magnitogorsk arc. Arrows show the provenance of terrigenous material. Upgraded after [Артюшкова и др., 2008] 78 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья характера, часто контрастных, иногда в сочетании ной датировке гранитов европейского комплекса, с траппоидами или с их преобладанием, присутст- рвущих колпаковскую свиту (581 ± 3 млн. лет), по вие грубообломочного терригенного материала, следняя была предположительно отнесена к рифею преимущественно полимиктового, молассоидного. [Петров, 2006].

От орогенных коллизионных моласс эти молассо- На Северном Урале, в верховьях р. Печоры, иды отличаются наличием повсеместного несогла- рифейские отложения прорваны трубками взрыва сия в их основании и обычно согласного перехода щелочно-базальтоидного и кимберлитового состава;

в вышележащие шельфовые или батиальные ком- обломки этих вулканитов содержатся в базальных плексы (у коллизионных моласс обычно все наобо- горизонтах ордовика [Озеров и др., 2006]. На юге рот). Рифтогенез позднего кембрия – раннего ор- Приполярного Урала к рифтовым формациям, воз довика привел к раскалыванию более крупного можно, относится саранхапнерская свита с ассо континента и перешел в океанический спрединг циирующим с ней комплексом долеритовых даек.

в среднем ордовике. При этом отдельные ветви Не исключено, что с ними связан и расположенный первичного рифта еще продолжали жить в среднем вблизи хартесский комплекс кимберлитов [Тектони ордовике, что привело к формированию нижнесер- ческое …, 2006]. На Приполярном и Полярном гинского комплекса вулканитов. В целом же, несмот- Урале вблизи основания тельпосской, молюдшор ря на прерывистость развития раннепалеозойских ской, погурейской терригенных формаций поздне рифтовых комплексов, диахронность позднекембрий- го кембрия – ордовика залегают субщелочные вул ско-ордовикского рифтогенеза выражена довольно каниты рифтогенного характера. Наиболее изучены слабо, и решение этого вопроса, поднятого в весь- рифтовые образования в Лемвинской зоне, где они ма категоричной форме И.В. Семеновым [2000], представлены верхнекембрийско-нижнеордовик осложняется дискуссионностью стратиграфических скими конгломератами и песчаниками в сочетании вопросов. Так, до сих пор не закончены споры о на- с субщелочными и щелочными базальтами. Типич личии или отсутствии верхнекембрийской фауны ным примером датированных нами [Пучков, 1973а] в низах рифтовых комплексов на Южном Урале;

ордовикских вулканитов такого рода является мо на Полярном Урале этот спор решается в пользу людшорская свита Лемвинской зоны, выделенная наличия кембрия в связи с присутствием кембрий- из кокпельской. Развитые в юго-восточной части ских конодонтов [Стратиграфические …, 1993]. Этот Лемвинской зоны зеленосланцево-измененные ор вопрос осложняется и незаконченностью дискуссии довикские вулканиты с обильными дайками также о «золотом гвозде» (GSSP) границы кембрия и ор- могут предположительно датировать рифтовый довика [Gradstein et al., 2004]. процесс. В последнее время ассоциирующие с ними Обзор рифтогенных формаций раннего палео- риолиты датированы ордовиком ([Соболева и др., зоя, развитых на западном склоне Южного и Сред- 2010] и ссылки в этой работе). Груботерригенные него Урала, дан автором в более ранних работах толщи с вулканитами описывались и в основании [Пучков, 2000;

Puchkov, 2002 b]. В Сакмарской зоне шельфовых разрезов Полярного Урала [Дембовский это кидрясовская свита позднего кембрия (?) – тре- и др., 1990]. Я.Э. Юдович обратил мое внимание мадока, представленная груботерригенными тол- на присутствие в ордовикских конгломератах на щами с субщелочными базальтоидами. Прекрасные хр. Енгане-Пе ультракалиевых базальтоидов, кото обнажения кидрясовской грабеновой формации, рые также могут быть индикаторами рифтогенеза представленной груботерригенными породами с по- [Юдович и др., 1988]. Севернее, на крайней оконеч токами базальтов, находятся на р. Шанда, пример- ности Полярного Урала, в Байдаратской зоне, кем но 30 км к северу от г. Актюбинска. Не исключено, брийско(?)-тремадокские отложения представлены что рифтогенный характер носят и развитые здесь песчаниками, алевролитами и сланцами;

они пере вулканогенно-терригенные толщи с олистострома- крыты верхнетремадокско-нижнелланвирнской тол ми тереклинской и медногорской свит, которые щей пестрого состава, представлены известняками, ошибочно считали нижнекембрийскими по наход- сланцами, алевролитами, с базальтами, трахиба кам археоциат и водорослей в олистолитах и ксе- зальтами и риолитами ([Puchkov, 2002 b] и ссылки нолитах базальтов. В основании разреза батиальных в этой работе).

толщ Бардымского аллохтона залегает пестрая по Что же касается природы щелочных комплек составу нижнесергинская свита, представленная сов западного склона Среднего Урала, то к настоя вулканическими туфами, базальтами, глинистыми щему моменту пришлось пересмотреть заключение сланцами, песчаниками и известняками с фауной об их рифтовой природе, данное нами ранее [Пучков, карадока. Восточнее, вблизи зоны ГУР, к рифтовым 2000]. Rb-Sr и U-Pb изохронные возраста миаски формациям были отнесены козинская и колпаков- та (сиенита) и карбонатитов — от 422 ± 10 и 432 ± ская свиты — мощные (до 3000 м) толщи кварцито- до 440–446 млн. лет (конец ордовика – силур), песчаников и конгломератов с прослоями мраморов, омоложенных в позднем палеозое – раннем мезо туфов, базальтов, трахибазальтов, и изредка риоли- зое [Недосекова и др., 2006] — значительно моложе тов. Правда, в последнее время, благодаря возраст- главного, раннеордовикского рифтового эпизода, Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды имевшего место на границе Палеоуральского океана и континен та. Отмечалось, что щелочные магматические проявления этого типа образуют «теневую» субширотную структуру [Левин и др., 1997]. Эта структура напоминает следы плюмов на континенталь ной границе, связанных с заложением и развитием новой океани ческой структуры. В качестве аналогов этого феномена можно назвать Монтерегийскую группу щелочных интрузий на канадском побережье Атлантики или след горячей точки Триндаде (Тринидад) на Бразильской континентальной окраине и другие подобные объекты [Bell, 2001;

Cobbold еt al., 2001]. Во всех упомянутых случа ях щелочной магматизм и метасоматоз моложе первоначального рифтового эпизода, предшествовавшего раскрытию океана.

Однако на Урале предложенная трактовка усложняется тем, что в ильмено-вишневогорском комплексе, наряду с раннепалеозой ским возрастом миаскит-карбонатитового комплекса, был недавно установлен докембрийский возраст булдымского карбонатит-уль трабазитового щелочного комплекса (Sm-Nd изохрона 602±24 млн.

лет) [Недосекова, Белоусова, 2009], отвечающего, таким образом, самому молодому эпизоду предтиманского внутриплитного магма тизма. Повторение образования щелочно-карбонатитового ком плекса на том же месте через большой промежуток времени (почти 250 млн. лет) не противоречит плюмовой гипотезе, поскольку плюм сам по себе не несет карбонатитовую магму, а лишь активизирует плавление в той или иной мере обогащенных участков мантии.

Магмато-метаморфические комплексы, которые можно подо зревать в связях с плюмами, есть и севернее на западном склоне Урала. Таков, в частности, монцогаббро-сиенит-порфировый верхне серебрянский комплекс, развитый в восточной части Кваркушского антиклинория на границе с полосой палеозойских шельфовых толщ.

Возраст его сопоставим с возрастом ильмено-вишневогорского ком плекса: 447±8 млн. лет (цирконы, U-Pb SHRIMP) [Петров, 2006].

На восточном склоне Урала нами уже отмечалось несколько мест [Пучков, 2000], где груботерригенные ордовикские толщи сочетаются с субщелочными базальтоидами;

отметим, что все они располагаются в пределах предположительного развития блоков докембрийской коры и тяготеют к Восточно-Уральской мегазоне (рис. 46). Информация по геологии и химизму вулканитов, с ними связанных, была пополнена нами в последнее время [Сначев и др., 2006]. Это полоса к западу от Челябинского массива (самар ский комплекс);

разрез на окраине г. Троицка и разрез в районе Рис. 46. Схема структурной зональности Урала (как на илл. 11) и положение ордовикских рифтовых комплексов Цифры в кружках — области развития наиболее ярко проявленных ордовикских рифтовых комплексов с вулканитами соответствующего петрохимического профи ля: 1 — Сакмарская, 2 — Бардымская, 3 — Лемвинская, 4 — Байдаратская, 5 — Самарская, 6 — Саргазинская, 7 — Увельская, 8 — Маячная. Пунктиром отмечена область развития ильмено-вишневогорских ультраосновных-щелочных-карбонати товых комплексов и ассоциирующих с ними субщелочных интрузий. A–Е — тек тонические зоны Урала. Объяснения в тексте, см. начало главы Fig. 46. Position of the Ordovician rift complexes on a scheme of structural zonation of the Urals (like in Illustr. 11) Numbers in circles — areas of development of Ordovician rift complexes with volcanites of a corresponding petrochemistry: 1 — Sakmarian, 2 — Bardym, 3 — Lemva, 4 — Baydarata, 5 — Samara, 6 — Sargazy, 7 — Uvelka, 8 — Mayachnaya. A dashed line shows an area of development of Ilmeny-Vishnevogorsk alkaline-carbonatite complexes. A–E — the tectonic megazones of the Urals (see the explanations to the fig. 55 in the text) 80 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья пос. Заречного (увельский комплекс), а также рас- МОХО;

затем альпинотипные габбро — третий слой положенный вблизи последнего разрез аркозовых древней океанической коры, базальтовый комплекс песчаников тогузак-аятской свиты, считавшейся «даек в дайках» (их присутствие — типичная черта вендской. Возраст ее в недавнее время пересмотрен уральских офиолитов, в отличие, скажем, от офио Е.В. Чибриковой в связи с находками ордовикских литов Альп), и наконец — подушечные лавы толе сколекодонтов и акритарх [Чибрикова, Олли, 2006]. итовых базальтов с прослоями яшмоидов, состав На г. Маячная это маячный комплекс: кварциты, ляющие вместе с дайковым комплексом второй и субаркозы;

нами охарактеризованы ранее не упо- первый слои древней океанической коры и содержа минавшиеся в литературе базальты и пикробазальты, щие обычно нижне- и среднеордовикские конодон вскрытые бурением. Сведения о литологии разре- ты, возраст которых никогда не опускается до трема зов частично можно почерпнуть в ряде публикаций дока (рис. 47). Наибольшие различия в характере ([Клюжина, 1985] и ссылки в ней). Нами собран конкретных разрезов офиолитов определяются со дополнительный материал по геохимии вулканитов отношением объемов лерцолитов, гарцбургитов восточного склона Южного Урала, подтверждаю- и дунитов, что может быть объяснено различной щий и расширяющий эти данные. В частности, степенью деплетированности (истощенности) древ базальтоиды этих трех комплексов, а также низов ней мантии [Savelieva, Nesbitt, 1996], а в некоторых саргазинского комплекса, расположенного к югу случаях — и степенью ее вторичной обогащенности.

от Челябинского массива, указывают на заложение Соответственно, выделяются лерцолитовый и гарц рифтов на континентальном основании (близость бургитовый типы (подробнее см. ниже). Во многих по петрохимическим признакам к траппам и кон- работах описаны детали чрезвычайно сложной струк тинентальным рифтам) [Сначев и др., 2006]. туры габбро-гипербазитовых комплексов, отра Закономерным продолжением эпиконтинен- жающих многоэтапную историю деформаций и час тального рифтогенеза можно считать перерастание тичного плавления океанической мантии.

его в спрединг океанического дна, т. е. образование Следует оговориться также, что представлен океанического бассейна ные на рис. 47 разрезы офиолитов являются идеали зированными и не строго обязательными. Как по казывают исследования Срединно-Атлантического Начало образования хребта в низких широтах, здесь обнаружены значи палеозойских офиолитов тельные пространства, где перидотитовая (мантий ная) часть разреза офиолитов выходит на поверх и геодинамика спрединга ность, а вышележащие члены разреза представлены Необычайно широкое развитие офиолитов спорадически. Местами эти области «сухого спре является отличительной, «фирменной» чертой Урала. динга» (т.е. спрединга, не сопровождающегося сколь Отдельные офиолитовые массивы (Оман, Новая нибудь обильным вулканизмом) хорошо изучены Каледония) соперничают с крупнейшим офиоли- в связи с наличием в их пределах гидротермальных товым массивом Урала — Войкаро-Сыньинским полей с «черными курильщиками» (Рейнбоу, Лога (илл. 25), и возможно превосходят его по площади, чев и др.). Похожая картина устанавливается в круп однако по числу крупных массивов с хорошо со- ных мафит-ультрамафитовых блоках меланжа ГУР, хранившейся структурой Уралу нет равных. в районе сульфидных месторождений с Ni-Co гео Значение геологии офиолитов вообще, и па- химической специализацией: Ишкинино, Ивановка леозойского Урала в особенности, для понимания и др., которые, впрочем, связаны не с СОХ, а с пред геодинамической истории региона трудно переоце- дуговой зоной [Мелекесцева, Зайков, 2003;

Jonas, нить. Палеозойским офиолитам был посвящен це- 2003;

Nimis et al., 2005]. Вероятно, подобные же лый ряд современных работ, продолжавших давнюю условия создаются в преддуговых зонах некоторых традицию глубокого геологического и петрологичес- современных энсиалических дуг, где на поверхность кого изучения габбро-гипербазитовых комплексов морского дна выходят серпентиниты [Stern, 2002].

Урала и связанных с ними базальтов [Руженцев, В ряде случаев дайковые пояса, в ассоциации 1976;

Савельева, 1987;

Savelieva, Nesbitt, 1996;

Са- с габбро и гипербазитами, оказываются сложенными вельев и др., 2001;

Gaggero et al., 1997;

Spadea et al., базальтами и базальт-андезито-базальтами, с харак 2003 и многие др.]. Но для характеристики про- терными геохимическими особенностями, указываю странственного распространения офиолитов на щими на возможность формирования офиолито Южном и Среднем Урале приходится выйти из подобных комплексов в условиях растяжения над круга вышеперечисленных публикаций. зонами субдукции. Такие над-субдукционные дайко Разрезы уральских офиолитов, восстанавли- вые комплексы описаны вдоль западного крыла Маг ваемые, как правило, по фрагментам, представлены нитогорского и Тагильского синклинориев [Пушкарев, в низах гипербазитовым комплексом мантии;

выше Хазова, 1991;

Петров, Пучков, 1994;

Пучков, 2000;

залегает «полосчатый» дунит-верлит-клинопироксе- Шмелев, 2005;

Белова и др., 2010]. Их образование нитовый комплекс, идентифицируемый как палео- могло быть приурочено к моменту заложения зоны Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды Рис. 47. Типовые разрезы офиолитов Урала ([Savelyeva, Nesbitt, 1996], упрощено) Условные обозначения: 1 — гарцбургиты, 2 — высокоглино земистые лерцолиты, 3 — низкоглиноземистые лерцолиты, 4 — плагиоклазовые лерцолиты, 5 — подошва офиолитового комплекса, 6 — дуниты, 7 — полосчатое габбро, 8 — изо тропные габбро, 9 — дунитовый штокверк, 10 — пиллоу-лавы, 11— дайки в дайках, 12 — тоналиты, 13 — островодужные вулканиты, 14 — кремни, 15 — антигорит-оливиновые по роды, 16 — полосчатый комплекс дунитов, верлитов и пи роксенитов, 17 — рассланцованные амфиболитизированные дайки, 18 — направления твердо-пластичного течения Fig. 47. The type sections of the Uralian ophiolites ([Savelyeva, Nesbitt, 1996], simplified) Symbols: 1 — harzburgites, 2 — high-aluminous lherzolites, 3 — lower-aluminous lherzolites, 4 — plagioclase lherzolites, 5 — the base of an ophiolite complex, 6 — dunites, 7 — banded gabbro, 8 — isotrope gabbro, 9 — dunite stockwork, 10 — pillow-lavas, 11 — sheeted dykes, 12 — tonalites, 13 — island-arc volcanics, 14 — cherts, 15 — antigorite-olivine rocks, 16 — banded dunite wehrlite-clinopyroxenite complex, 17 — foliated amphibolitized dykes, 18 — directions of plastic flow субдукции, когда возникают условия локального растяжения [Stern, 2004, Gurnis et al., 2004].

Краткая региональная характеристика палеозойских офиолитов Урала Краевые офиолитовые аллохтоны Южного Ура ла. В Кракинском аллохтоне породы батиального С.В. Руженцева [1976]. Здесь широко развиты офиоли ордовикско-девонского разреза осадочных пород товые меланжи (классический пример — Кувандык перекрыты офиолитами, представленными в ви- ский меланж), присутствуют и крупные офиолитовые де серпентинитового меланжа, на котором залега- массивы гарцбургитового типа — Кемпирсайский ют гипербазиты Кракинских массивов (рис. 48), и Хабарнинский, отделенные от вулканогенно принадлежащие лерцолитовому типу [Савельева осадочной части поверхностями пологих надвигов.

и др., 2006 а]. Глыбы в меланже представлены, кро- Среди ордовикских отложений выделен сугралинский ме пород меланократового основания, также толе- тип разреза, вулканогенный, представленный вулка итовыми базальтами [Серавкин, Родичева, 1990;

нитами основного состава с прослоями и пачками Вулканизм …, 1992] и известково-щелочными маг- сургучно-красных яшмоидов, кремнистых аргилли матическими породами (андезито-базальты, анде- тов, песчаников и туфопесчаников (акайская свита зиты, дациты, тоналиты, диориты и др., по [Gaggero или часть сугралинской, баулуская свита, байтерек et al., 1997]) и кремнями, отличающимися по внеш- ская толща), мощностью порядка 1000 м. Акайские нему облику от кремней подкракинского разреза. вулканиты датированы конодонтами среднеордо В меланже отмечаются редкие глыбы известняков викского возраста [Иванов, Пучков, 1984], или по силурийского и девонского возраста, указывающие другим данным, в интервале верхний арениг – ка на верхний предел возраста офиолитов (силур), радок [Кориневский, 1989]. По химизму они отне однако поиски конодонтов в кремнях меланжа поч- сены преимущественно к толеитам, причем поду ти не проводились, и лишь в недавнее время на тер- шечные лавы базальтов и дайки, пространственно ритории к востоку от массива Сев. Крака в них связанные с Кемпирсайским габбро-гипербазитовым были найдены девонские конодонты плохой сохран- массивом, характеризуются кривыми распределения ности (устное сообщение О.В. Артюшковой). РЗЭ, типичными для СОХ [Савельева и др., 1998].

В Сакмарском аллохтоне офиолиты представ- В более северной области, на левобережье р. Урал, лены более сложно и разнообразно. отмечается наличие высокотитанистых трахибазаль Краевые офиолитовые аллохтоны южной час- тов, также отнесенных к акайской свите [Иванов, ти Южного Урала детально описаны в монографии 1998]. Непосредственных взаимоотношений этих 82 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья Рис. 48. Схема локализации офиолитовых комплексов на Урале. Основана на схеме ([Савельева и др., 2006 а] и более ранние публикации), существенно переработана Условные обозначения: 1 — офиолитовые массивы и зоны серпенти нитовых меланжей;

2 — рифейско-палеозойский осадочный чехол Восточно-Европейской платформы и западных (палеоконтинен тальных) зон складчатого Урала;

3 — палеозойские вулканогенно осадочные комплексы, вмещающие офиолиты;

4 — позднедевон ско-раннекаменноугольный граувакковый флиш, связанный с коллизией островной дуги и континента, и подстилающие батиаль ные комплексы;

5 — на западном склоне Урала — протерозойские кристаллические породы фундамента континентальной окраины, поднятые в Центрально-Уральской зоне;

на восточном склоне — протерозойские микроконтинентальные комплексы, не отделен ные от высокометаморфизованных палеозойских;

6 — границы структурно-фациальных зон. Цифры на схеме, обозначающие массивы и зоны, упомянутые в тексте: 1 — Кувандыкский меланж;

2, 3 — крупнейшие массивы на юге Урала: 2 — Кемпирсайский, 3 — Хабарнинский;

4 — Присакмаро-Вознесенская зона меланжа;

5–8 — массивы, ассоциирующие с ней: 5 — Байгускаровский, 6 — Кракинские, 7 — Миндякский, 8 — Нуралинский;

9 — Восточно Магнитогорская зона меланжа;

10–11 — массивы, ассоциирующие с ней: 10 — Кацбахский, 11 — Куликовский в основании Сухтелин ского офиолитового аллохтона;

12 — Салатимская зона меланжа;

13 — Серовско-Маукская зона меланжа;

14–17 — массивы, связан ные с последней: 14 — Кольский, 15 — Лобвинский, 16 — Восточно Тагильский, 17 — Верх-Нейвинский;

18–26 — массивы Восточно Уральской и Зауральской зон: 18 — Алапаевский, 19 — Режевской и Останинский, 20 — Пышминский, 21 — Ключевской, 22 — Варненская и Редутовская зоны расчлененных офиолитов, 23 — Буруктальский, 24 — Шевченковский, 25 — Аккаргинский, 26 — Тобольские массивы и меланж;

27–30 — крупнейшие массивы Полярного Урала: 27 — Олыся-Мусюрский, 28 — Войкаро-Сы нинский, 29 — Рай-Изский, 30 — Сыумкеуский;

31 — меланжи Полярного Урала (Хараматолоуский разлом с г. Степ-Рузь, ручьи Голубой, Нырдвоменшор) Fig. 48. Localization of ophiolites in the Urals. Based on a scheme in ([Савельева и др., 2006а] and an earlier publication), strongly modified Symbols: 1 — ophiolite massifs and serpentinitic mlanges;

2 — Riphean Paleozoic sedimentary cover of the East-European platform and western (paleocontinental) zones of the Urals;

3 — Paleozoic volcano-sedimentary complexes hosting the ophiolites;

4 — Late Devonian and Early Carboniferous greywacke, connected with arc-continent collision, and overlying earlier bathyal facies;

5 — In the western slope of the Urals — Proterozoic rocks of the continental margin, uplifted in the Central Uralian zone. In the eastern slope — Proterozoic microcontinental complexes, undivided from strongly metamorphosed Paleozoic;

6 — boundaries of structural-facial zones. Numbers in the scheme, for massifs and zones, mentioned in the text: 1 — Kuvandyk mlange;

2, 3 — the biggest massifs of the southernmost Urals: 2 — Kempirsay, 3 — Khabarny;

4 — Prisakmara-Vosnesensk mlange;

5–8 — Massifs, associated with it: 5 — Bayguskarovo, 6 — Kraka, 7 — Mindyak, 8 — Nurali;

9 — East Magnitogorsk mlange zone;

10–11 — massifs, associated with it: 10 — Katzbach, 11 — Sukhteli allochthon and Kulikovsky massif at the base of it;

12 — Salatim mlange;

13 — Serov-Mauk mlange;


14–17 — massifs, associated with it: 14 — Kola, 15 — Lobva, 16 — East Tagil, 17 — Verkh-Neiva;

18–26 — massifs of the Eastern Uralian and Trans Uralian zones: 18 — Alapayevsk, 19 — Rezh and Ostanino, 20 — Pyshma, 21 — Kliuchevsk, 22 — Varna and Redutovo zones of dismembered ophiolites, 23 — Buruktal, 24 — Shevchenko, 25 — Akkarga, 26 — Tobolsk;

27–30 — the biggest massifs of the Polar Urals: 27 — Olysya Musyur, 28 — Voykar-Synya, 29 — Ray-Iz, 30 — Syum-Keu;

31 — Melanges of the Polar Urals (Step-Ruz mnt., Goluboy, Nyrdvomenshor creeks and others) Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды вулканитов ни с габбро-гипербазитовыми масси- неудивительно: Сакмаро-Вознесенский меланж вами, ни с собственно рифтогенными, грабеновы- является, по-видимому, корневой зоной как Сакмар ми фациями (например, с кидрясовской свитой) ского, так и Кракинского аллохтонов (см. также не установлено. По ассоциации с кремнями, содер- [Формации …, 1978, рис. 1]).

жащими лишь остатки пелагической фауны, и отсут- У исследователей нет единого мнения по по ствию карбонатных прослоев можно предположить, воду формационной принадлежности этих вулкани что это уже щелевые комплексы коры глубоковод- тов, и в частности, наиболее изученной поляковской ной впадины, близкой по строению к океанической. свиты. Так, С.Е. Знаменский [1984] объединяет В.Г. Кориневский же [1989] прямо относит их цели- породы поляковской свиты в два комплекса: «запад ком к офиолитам. Развитая еще севернее, в бассейне ный (возможно, нижний), базальты которого по р. Сакмары, баулуская свита базальтов с прослоями петрохимическим параметрам соответствуют ха кремнистых пород датируется в интервале арениг – рактеристикам толеитов континентальных рифтов карадок [Артюшкова и др., 1991] или карадок – ашгилл или стратоидной серии Афара, и восточный (верх [Рязанцев и др., 2008], и по химизму одними отно- ний?), включающий базальты, близкие по составу сится к субщелочным оливин-базальтовым сериям к вулканитам осевой зоны Красноморского рифта».

[Серавкин, Родичева, 1990], другими — к контраст- К близким выводам приходят и другие исследова ной формации задугового спрединга и субщелочной тели [Вулканизм …, 1992;

Салихов, Бабуров, 1999].

надсубдукционной [Рязанцев и др., 2008]. По данным [Рязанцев и др., 2008], поляковский ба Офиолиты, наблюдаемые на земной поверхно- зальтовый комплекс связан с глубинным обогащен сти в Магнитогорской зоне, в основном окаймляют ным источником в мантии и имеет рифтовую при эту зону с запада, востока и севера (и надо думать, роду. Высказывалась и иная точка зрения — о том, имеют самое широкое распространение на глубине). что геохимические характеристики поляковских Отдельные сравнительно хорошо сохранившиеся базальтов близки к базальтам СОХ, и лишь несколь их массивы погружены в серпентинитовый меланж. ко отличаются от них низким содержанием TiO Подчиненное значение имеет меланж, рассекающий и высоким — Rb и Ba [Gaggero et al., 1997]. Послед Магнитогорскую зону в ее северо-западной части, нее слово в этой дискуссии не сказано;

возможно, проходящий к востоку от сел Муракаево и Аскарово. что причина разногласий — в особенностях отбора На продолжении Магнитогорской зоны находится и недостаточной представительности материала.

Арамильско-Сухтелинская. Как было показано, эта Так, П. Спадеа (устное сообщение) утверждала, что зона в силурийско-девонское время была продол- в случае поляковской свиты базальты имеют гео жением Магнитогорской островной дуги, но впо- химические характеристики СОХ, а субщелочными следствии была сильно эродирована и шарьирова- являются более свежие дайки и силлы, из которых на к востоку, на микроконтинент. Вследствие этого обычно и отбирались образцы на анализы.

в пределах зоны преобладающим развитием пользу- Все же, оценивая проблему в целом, автор ются офиолиты — гипербазиты, габбро, ордовикские готов допустить с определенными оговорками, что и силурийские базальты, яшмоиды и углеродисто- и та, и другая точки зрения имеют под собой почву.

кремнистые сланцы [Сначев и др., 2006]. Недаром А.М. Косарев [1997] отнес ордовикско В Вознесенско-Присакмарской подзоне Магни- силурийские базальты Южного Урала к особому, тогорской зоны, тесно связанной с Сакмарским субокеаническому типу, выделяя среди них целый аллохтоном, обрамляющей зону с запада и отве- ряд разновидностей. При этом возникает парадок чающей здесь зоне ГУР, развиты ордовикские от- сальная ситуация: по петрологическим признакам ложения, представленные базальтами с прослоями значительная часть вулканитов близка к базальтам кремней, возраст которых доказан в районе сел внутриконтинентальных рифтов, тогда как палео Поляковка (поляковская свита) и Байгускарово. географические признаки говорят в пользу обста Возраст поляковской свиты, мощность которой новки глубоководного морского бассейна. В связи оценивается в 1500 м, определяется по находкам с этим можно высказать предположение, что такие конодонтов как арениг – средний ордовик [Иванов базальты принадлежат к особым, «щелевым» офио и др., 1989];

в глыбе кремней из перекрывающих литам на самой ранней стадии их возникновения;

эту толщу нижнедевонских? конглобрекчий найде- их образование обусловлено плавлением на разных ны нижнекарадокские конодонты [Борисенок и др., глубинах, в том числе на большой глубине, в неисто 1998]. В районе с. Байгускарово аналогичная толща, щенной мантии. Впоследствии они занимают крае мощностью 600 м, датируется по конодонтам как вое положение в океане. Не исключено, что им и лландейло – карадок [Артюшкова, Маслов, 1999]. аналогичным более южным ордовикским базальтам По данным [Рязанцев и др., 2008], базальты в Бай- (см. выше) комплементарны южноуральские слабо гускаровском меланже датированы как поздний деплетированные массивы лерцолитового типа (та карадок и характеризуются как островодужные. кие как Крака, Нурали, Миндяк), связанные с той Толщи эти похожи на те, что развиты в сугра- же корневой Сакмаро-Вознесенской зоной мелан линском типе разреза Сакмарского аллохтона, что жа, хотя существует и весьма распространенное 84 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья мнение, что массивы подобного рода в принципе имеет свои аналоги и на севере Урала, в западном лишены коровых комплексов, присущих «класси- обрамлении Тагильской зоны, где в блоках мелан ческим» офиолитам [Savelieva et al., 1997]. жа Салатимской зоны (рис. 48), представленных, Часто в литературе можно встретить утверж- наряду с серпентинитами, мономиктовым гипер дение, что настоящие офиолиты СОХ плохо пред- базитовым меланжем и небольшими телами мас ставлены в складчатых областях. Для Урала это, сивных перидотитов, а также базальтами с яшмами, по-видимому, также справедливо, что видно из и вулканогенно-осадочными сланцами с линзами целого ряда уже цитированных публикаций;

отме- мраморизованных известняков зоны смятия раз тим в этой связи также информацию по значениям лома, в которых найдена фауна ордовика, силу ISr вулканитов палеоокеанического сектора Урала: ра – раннего девона, франа [Карстен, Пучков, 1987;

«в комплексах, относимых к океанической стадии, Петров, Пучков, 1994;

Петров, 2006].

практически не получено значений IR, характерных По современной трактовке, ордовик Тагиль для современных базальтов срединно-океанических ской зоны представлен в низах базальтами с просло хребтов» [Горожанин, 1998б]. Данное обстоятельство ями яшмоидов и ассоциирующим с ним простран может быть объяснено тем, что литосфера зрелого ственно дайковым комплексом, что подчеркивает океанического бассейна в первую очередь попада- их принадлежность к офиолитам. Однако и в вый ет в зону субдукции и исчезает, тогда как ранние, ской, и в мариинской предположительно ордо «щелевые» и приконтинентальные офиолиты во- викских свитах зоны ГУР Среднего Урала, и в их влекаются в деформации только в конце цикла аналогах на Приполярном Урале выделяется две Вильсона, когда начинаются коллизионные про- разновидности базальтоидов: высокотитанистая, цессы, что способствует их сохранению в аккреци- принадлежащая собственно офиолитам, и низко онных комплексах. В связи с этим автором поднят титанистая, образующая основание уже островодуж вопрос об особом, маргинальном типе офиолитов, ной серии [Петров, Пучков, 1994;

Шмелев, 2005].

возникающих на ранней стадии раскрытия океани- Последняя разновидность аналогична базальтам ческих структур и обычно погребенных в современ- низов баймак-бурибайской свиты Магнитогорской ном океане под мощной призмой приконтинен- зоны, только возраст другой. Вверх по разрезу ба тальных осадков. Этот вопрос связан и с проблемой зальты сменяются также раннеостроводужной кон возраста базит-гипербазитовых массивов в обрам- трастной базальт-натрориолитовой колчеданонос лении Магнитогорской синформы, к чему мы еще ной серией. Мощность ордовика оценивается от вернемся. 2000 до 4500 м.

В Восточно-Магнитогорской зоне меланжей, С востока Тагильская зона ограничена серпен в области сочленения Магнитогорской синформы тинитовым меланжем Серовско-Маукской зоны.

и Восточно-Уральского поднятия, офиолиты еще В этом смысле Тагильская и Магнитогорская зона более раздроблены и расчленены по сравнению похожи: основную их площадь занимают мощные с Сакмаро-Вознесенской, и не образуют непрерыв- островодужные комплексы, а офиолиты, в значи ной полосы. Она описана [Тевелев и др., 2010] как тельной степени меланжированные, выходят по Уйско-Новооренбургская шовная зона, состоящая периферии.


из линзовидных блоков разного строения, с перемен ной вергентностью. Эта зона обнаруживает тесную Офиолиты Восточно-Уральской мегазоны связь с ордовикскими офиолитами Сухтелинского аллохтона Восточно-Уральской мегазоны, закарти- В этой мегазоне также развиты палеозойские рованными А.В. Тевелевым в качестве шеметовской океанические и островодужные комплексы, при свиты. В основании аллохтона залегает крупный уроченные к сутурам или залегающие в аллохтонах Куликовский гипербазитовый массив (см. также и, возможно, в аккреционных зонах. Ордовикские [Сначев и др., 2006] и ссылки в этой работе). комплексы, принадлежащие офиолитам, наиболее В более юго-восточных районах ордовик был широким развитием пользуются в уже упоминав установлен в двух небольших щебеночных карьерах: шейся Сухтелинской синформе, где они слагают ряд близ совхоза Новооренбургский, к западу от Суун- тектонических пластин, разделенных интенсивно дукского гранитного массива и в окрестностях сов- рассланцованными серпентинитами и подстилаемых хоза Путь Октября, близ западного контакта Кац- крупным Куликовским гипербазитовым массивом бахского массива ([Пучков, 2000] и ссылки в этой (пластиной). Ордовик представлен вулканитами работе). В обоих случаях ордовик представлен с прослоями кремней, датирован конодонтами.

в разной степени метаморфизованными фтанитами, По петрохимии вулканиты близки к океаническим содержащими среднеордовикские конодонты;

связь [Тевелев, Кошелева, 2002].

этих пачек с базальтами вполне может предпола- Сама синформа принадлежит Арамильско-Сух гаться, хотя и не доказана. телинской зоне (см. выше), в которой офиолиты, Офиолиты Тагильской зоны. Описанная Возне- сильно тектонизированные, широко представле сенско-Присакмарская подзона, будучи частью ГУР, ны. Здесь развиты и гипербазиты, и габбро, и по Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды лосчатый комплекс, равно как базальты с кремня- наиболее очевидными примерами являются Бурук ми шеметовской свиты и глубоководные черные тальская синформа, Шевченковский, Аккаргинский кремнистые сланцы булатовской свиты. Зона име- гипербазитовые массивы и др.

ет двойственную природу: в палеоструктуре она Наиболее ярко выражены офиолиты в Дени принадлежала основанию Магнитогорской зоны, совской зоне. Развитые здесь тобольские комплексы а в современной — верхнему уровню Восточно- наилучшим образом представлены в обнажениях Уральской, поскольку геофизические данные одно- долины р. Тобол, преимущественно по берегам значно указывают на шарьированность офиолитов Тобольского водохранилища в районе с. Денисовка на сиалическое основание Восточно-Уральской (Орджоникидзе). С запада Денисовская зона ограни мегазоны [Сначев и др., 2006]. чена плохо обнаженной Западно-Денисовской зо На Среднем Урале аллохтонное залегание пред- ной меланжа. Впервые ордовикские комплексы бы полагается для гипербазитовых массивов, меланжей ли выделены нами в этом районе [Пучков, Иванов, и позднедевонско-каменноугольных островодужных 1985] благодаря находкам конодонтов в кремнисто комплексов Алапаевско-Режевской зоны [Пучков и базальтовых толщах, считавшихся силурийскими.

др., 1989]. Аллохтонный характер одного из серпенти- В дальнейшем эти данные были дополнены новы нитовых массивов, Останинского, убедительно дока- ми находками конодонтов [Иванов, 1998]. Разрез зан бурением. Комплексы расположенной западнее ордовика состоит здесь из двух частей. Нижняя Пышминско-Петрокаменской зоны представлены толща представлена подушечными лавами с редки только океаническими (Пышминский, Ключевской ми прослоями яшмоидов, имеет мощность около и др. массивы) и субдукционными образованиями, 1500 м и содержит комплексы конодонтов, отвеча однако геофизические данные также показывают, ющие лланвирнскому и лланвирн-лландейльскому что они сильно надвинуты на восток, на древние возрасту. Базальты, как в случае с поляковской сиалические комплексы Мурзинско-Адуйской зоны. свитой и ее аналогами, по анализам не вполне со В целом по этой же причине, несмотря на широкое ответствуют представлению о базальтах СОХ. Они развитие на поверхности офиолитов и островодуж- низкотитанистые, высоконатриевые, средние содер ных комплексов, состав коры рассматриваемой жания K2О составляют 0,5% [Иванов, 1998]. Тем не мегазоны значительно более сиаличен по сравнению менее, базальты тесно пространственно связаны с Тагило-Магнитогорской. с другими предположительными членами офиоли товой ассоциации, тяготеющими к зоне Денисов ского меланжа — серпентинитами и габбро, и про Офиолиты Зауральской мегазоны рваны плагиогранитами Спиридоновского массива.

Вероятно, частью офиолитовой ассоциации Нет никакого указания на их связь с сиалическим являются вулканиты с прослоями яшмоидов у сов- фундаментом в период формирования. Верхняя хоза Большевик, недалеко от с. Варна, датирован- толща, согласно через переслаивание залегающая ные по конодонтам как ранний – средний ордовик на нижней, имеет мощность около 500 м и пред или, по нашим уточненным данным, скорее всего, ставлена ритмичным переслаиванием вулканомик как арениг [Медноколчеданные …, 1992], и анало- товых песчаников и алевролитов, туффитов, крем гичные породы на р. Нижний Тогузак выше с. Варна нистых туффитов и кремней, с редкими линзами [Иванов, 1998]. По-видимому, они включены А.В. Те- известняков, с градационной слоистостью в нижней велевым и др. в Варненскую зону и в Редутовскую части разреза. Вероятно, вверх по разрезу (на вос шовную зону. По химическим параметрам эти вул- ток) они сменяются граувакковыми песчаниками каниты близки к субокеаническим базальтам Маг- и черными сланцами с силурийскими граптолита нитогорской зоны [Тевелев, Кошелева, 2002;

Вулка- ми, находка которых отмечается авторами геоло низм …, 1992, c. 133]. гической карты м-ба 1:200 000 для этого района.

По рр. Карагайлы-Аят, Караталы-Аят и Сухая К сожалению, обнажения с граптолитами исчезли А.В. Тевелев и др. [2006] картируют ордовикскую после строительства водохранилища и затопления толщу базальтов с кремнями, охарактеризованную территории. Посетив обнажения базальтов Денисов находками конодонтов, под названием увельской ской зоны в 2002 г., автор обнаружил, что в связи свиты (не путать с выделенной нами увельской тол- с поднятием плотины, уровень воды еще более по щей района г. Троицка, имеющей рифтовую при- высился, и точки с находками конодонтов оказались роду,— см. выше). Базальты увельской свиты А.В. Те- также затопленными.

велева по петрохимии попадают преимущественно Судя по пространственно наиболее близким в поле базальтов СОХ, хотя есть и отклонения. выходам на поверхность уралид и казахстанид, са Плохая обнаженность сильно мешает проведе- мая принципиальная разница между ними состоит нию структурных исследований, однако косвенные в том, что наиболее древние рифтовые комплексы данные, как уже говорилось, позволяют предпо- уралид имеют позднекембрийско-раннеордовик лагать широкое развитие в Восточно-Уральской ский возраст, а офиолиты — аренигский. Примерно мегазоне тектонических покровов. На Южном Урале то же имеет место на Южном и Срединном Тянь 86 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья Шане. Напротив, казахстаниды и находящиеся на ны, протягиваясь в северо-восточном направлении их продолжении структуры Северного Тянь-Шаня почти на 500 км и образуя систему аллохтонов, имеют в своих разрезах вендские рифтовые комплек- надвинутых на запад, на палеозойские толщи Лем сы, а наиболее древний возраст связанных с ними винской зоны, а также на допалеозойские кристал офиолитов — кембрийский. Следует ожидать, что лические сланцы Центрально-Уральского поднятия, наблюдаемая на поверхности офиолитовая сутура, и в частности Харбейского и Марункеуского анти маркирующая границу между Северным и Средин- клинориев. Местами их западные и северные контак ным Тянь-Шанем, протягивается на север в фунда- ты сопровождаются меланжами (илл. 23а, б, рис. 48).

мент Тургайского прогиба, приобретая субмери- Надвигание произошло в позднем палеозое, что диональное простирание и отвечая границе уралид следует из истории Лемвинской зоны, в которой и казахстанид. лишь в визейское время появились граувакки, со держащие хромшпинелиды и свидетельствующие о возникновении восточного источника терригенно Офиолиты Полярного Урала го материала [Пучков, 1993;

Puchkov, 2002 b;

Строе В полярном секторе уралид гигантские офио- ние …, 1990;

Савельев и др., 2001и др.]. Первоначаль литовые массивы: Олыся-Мусюрский, Войкаро- ный возраст океанической коры является предметом Сыньинский, Рай-из и Сыум-кеу слагают бльшую дискуссии, и мы рассмотрим этот вопрос в отдель часть главного водораздельного хребта и его скло- ном разделе.

ПРОБЛЕМА:

Попытки типизации офиолитов Урала делались неодно кратно. Однако эта проблема не нашла удовлетвори тельного решения и до сих пор. Попытка решения этого вопроса, в которой принимал участие и автор [Савельева и др., 2006а], рассмотрена ниже, исходя из современных позиций.

В указанной работе офиолиты делятся на три литов дискутируется в течение длительного време группы. ни и для такого крупнейшего и хорошо изученного Группа 1. Полные разрезы офиолитов (напри- массива как Семайл, где по геохимическим призна мер, в Кемпирсайском массиве) или их более мелкие кам наряду с вулканитами СОХ выявлены также фрагменты на юге Магнитогорской зоны, в Восточно- и надсубдукционные [Warren et al., 2007].

Уральской и Денисовской зонах, включающие ре- Группа 2. Массивы лерцолитового типа (напри ститовые мантийные перидотиты и перекрывающую мер, Крака, Нурали) имеют более простую эволю их последовательность плутонических габброидов, ционную историю и, соответственно, структуру и параллельных диабазовых даек и толеитовых лав, характеризуют, вероятно, рифтогенные обстановки.

формировалась в системе СОХ. Мантийные перидо- Последовательность пород и внутренняя структура титы этих массивов содержат свидетельства много- мантийного разреза были интерпретированы [Са стадийных высокотемпературных деформаций и вельева, 1987] как высокоградиентный профиль следы взаимодействия ультрамафитов с базальтовы- деплетирования относительно обогащенных пери ми расплавами. Плутонические комплексы, сложен- дотитов. Последние имеют незначительный объем;

ные полосчатыми верлит-клинопироксенитовыми габбро, как правило, представлено изотропными сериями, нижним расслоенным габбро и верхним амфиболовыми разновидностями. Все эти характе изотропным габбро, относительно слабо деформи- ристики массивов отражают малую степень частич рованы, за исключением базальной части тектони- ного плавления вещества в мантии и его быстрый ческих пластин. подъем, в ходе которого проходящий магматический Отметим, однако, что, как показано [Melcher расплав выносил базальтоидные компоненты преи et al., 1999], в южной части Кемпирсайского масси- мущественно вдоль сильно нагретого края «выкалы ва проявились не только процессы, характерные для вающегося» мантийного блока-диапира, формируя СОХ, но и надсубдукционные явления, выразивши- узкую зону деплетированных гарцбургитов и дунитов.

еся во взаимодействии гипербазитов с флюидонасы- Подъем подобных диапиров, возможно, обуславли щенной магмой. Именно они и привели к образова- вал формирование рифтов в континентальной окра нию уникальных месторождений хромитов. Кстати, ине, и процесс рифтогенеза мог завешаться форми вопрос о геодинамической принадлежности офио- рованием структур с корой океанического типа.

Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды Отметим, что итальянские исследователи, ра- границе кембрия и ордовика, то есть времени, ботавшие на этих массивах [Spadea et al., 2003], когда на Полярном Урале уже начался рифтовый допускают и более сложную историю таких объек- процесс. В этом случае по обнаженному фрагмен тов, и в частности, возможность рефертилизации ту разреза, тем более без детальной петролого-гео деплетированной мантии под действием просачи- химической характеристики, нельзя решить, имеем вающейся базальтовой магмы, находя прямые ана- ли мы дело с концом эпиконтинентального риф логии с массивом Ланцо Альп (см. ниже). тогенеза или началом океанического спрединга.

Группа 3. Полярноуральские офиолиты (масси- В свое время мы обращали внимание на то, что вы Войкаро-Сыньинский, Рай-из и Сыум-кеу) пред- дайковый комплекс войкарских офиолитов на ставляют собой крупные фрагменты коры и литосфе- р. Лагорта, описанный как спрединговый, содержит ры океанического типа, сформированной в задуговых скрины метаморфизованных габброидов и серпенти и междуговых окраинных бассейнах, в том числе и нитов — то есть фрагменты более древнего мантий в надсубдукционной обстановке в ранне- и средне- ного субстрата [Ефимов, Пучков, 1980]. Именно эти палеозойское время. Все эти массивы несут следы дайки отнесены Д.Н. Ремизовым [2004] к комплексу сложной структурной, магматической и метаморфи- палеодуги. Эти данные в сочетании со столь древней ческой эволюции. Такие характеристики массивов, датировкой верхней части офиолитов подвергают как истощенный состав мантийных реститовых гарц- определенному испытанию изложенную выше точ бургитов, структурная ассоциация складок пласти- ку зрения о том, что офиолиты Полярного Урала ческого течения в гарцбургитах с хрупко-пластичес- имеют задуговую природу и образованы в конце кими и хрупкими деформациями, маркируемыми силура – начале девона. Датировка Е.В. Хаина и др.

жилами дунитов, пироксенитов и габбро, импрегна- [2008] требует дальнейшей проверки и обсуждения ция гарцбургитов плагиоклазом и диопсидом ука- еще и по той причине, что на ее основе делается зывают на глубокое многократное взаимодействие глобальный вывод о сквозном характере развития ультраосновных реститов с просачивающимся ба- океанического бассейна, на месте которого, по на зальтовым расплавом. Деплетированный состав шему мнению, образовались тиманиды.

реститов коррелируется с мощным многофазным Из вышеприведенной схемы и комментариев коровым разрезом плутонических габброидов и к ней видно, что наша попытка выделить «чистые»

диабазов. Подобные черты присущи офиолитам линии офиолитов (рифтовые, спрединговые и над Ньюфаундленда и Вуриноса, которые рассматрива- субдукционные) нередко приводит к трудно раз ются, на основе структурных данных, как ассоциа- решимым проблемам, поскольку в одном крупном ция «быстрых» центров спрединга [Nicolas, 1989] массиве возможно сохранение проявлений всех или, на основе геохимических данных, как над- этапов цикла Вильсона, включая также и коллизи субдукционные офиолиты [Савельева и др., 2008]. онный, как это мы пытались показать на примере Структурные и геохимические характеристики по- массива Рай-из [Строение …, 1990]. Более того, как лярноуральских офиолитов, строение и состав дай- будет показано ниже, следы более раннего цикла кового комплекса указывают на то, что они фор- Вильсона также могут сохраниться в мантийном мировались при спрединге над зоной субдукции. тектоните.

Зоны оливин-антигоритовых метаморфитов пред- По геологическим данным, перерастание риф ставляют собой следы тектонической деламинации тогенеза в океанический спрединг в палеозойской и гидратации океанической литосферы, отражая истории Урала произошло не позже среднего ордо существовавшие периоды ее амагматичного спре- вика. В это время на Южном Урале началось фор динга. Таким образом, образование офиолитов По- мирование хорошо датированных по конодонтам лярного Урала соотнесено с обстановками бывшего подушечных базальтов, с прослоями яшмовидных окраинного бассейна, который «расщепил» в позд- кремней-радиоляритов, указывающих на глубоко нем силуре – раннем девоне существовавшую ост- водные условия их образования (сугралинские, по ровную дугу. ляковские, сухтелинские, варненские, денисовские В этой связи хотелось бы, однако, проком- и др. базальты). Некоторые из них, например, су ментировать сведения по датировкам абсолютного гралинские (кемпирсайские), близки к срединно возраста средней части офиолитового разреза. Ar-Ar океаническим [Savelieva et al., 1997]. Однако чаще датировки по первичным минералам Войкарского всего их химизм не отвечает базальтам СОХ [Вул и Хадатинского массивов дали возраст 450–490 млн. канизм …, 1992]. Будучи несколько более щелоч лет, а для Войкарского дайкового комплекса, кото- ными, они, однако, вполне могли бы отвечать самым рый Д.Н. Ремизов [2004] описывает как островодуж- начальным стадиям раскрытия океана — структурам ный, получены цифры 420–450 млн. лет [Симонов типа Афара или Красного моря. Эти базальты и др.,1998]. Е.В. Хаин и др. [2008] сообщают о дати- вместе с развитыми на юге Урала относительно ровке цирконов из жилки плагиогранита в комплек- слабо деплетированными гипербазитовыми масси се параллельных даек Войкаро-Сыньинского мас- вами лерцолитового типа автор предположительно сива 490 ± 7 млн. лет. Датировка отвечает примерно отнес к маргинальным офиолитам [Пучков, 2000].

88 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья Настоящие же базальты СОХ довольно плохо со- «следа» базальтовой магмы [Савельева и др., 2008];

хранились на Урале. формируется новая порция габбро и пироксенитов Высказывалась и иная точка зрения. В моно- в полосчатом комплексе и новый комплекс парал графии, посвященной проблеме генезиса и при- лельных даек толеитовых базальтов — медленно роды дайковых комплексов Урала [Семенов, 2000] спрединговый, с низким TiO2 и комагматичные им описано большое количество комплексов парал- базальты низов островной дуги). Более того, в лите лельных даек, и все они отнесены к океаническим, ратуре довольно часто можно встретить использова принадлежащим СОХ. Однако есть большие основа- ние особенностей химизма акцессорных хромшпи ния полагать, что многие из дайковых комплексов, нелидов для ответа на вопрос, принадлежали ли описанных И.В. Семеновым как океанические, содержащие их гипербазиты мантии СОХ или над в гораздо большей степени похожи на островодуж- субдукционному мантийному клину ([Jonas, 2003] ные толеитовые базальты. и ссылки там же). Следует также еще раз подчерк Так, Е.В. Пушкаревым и Е.А. Хазовой [1991] нуть, что в ряде случаев и изучение хромитовых комплекс хабарнинских параллельных даек уже месторождений также приводит к выводу о том, давно был описан как базальт-андезито-базальтовая что офиолиты претерпели переработку в ходе острово формация. Подобные надсубдукционные дайковые дужных процессов [Melcher et al., 1999;

Симонов комплексы прослежены в Магнитогорской зоне и др., 2006].

и севернее Хабарнинского массива [Белова и др., 2010]. Знаменитый комплекс параллельных даек Проблема датировки андезито-базальтов зюзельской свиты г. Азов также уральских офиолитов обычно не считается океаническим [Пучков и др., 1989]. Разделение дайковых комплексов толеитовых базальтов на срединно-океанические и островодуж- Одной из самых трудных проблем геологии ные делалось на Среднем Урале Г.А. Петровым и офиолитов является их датировка. Мы уже касались В.Н. Пучковым [1994], а на Приполярном — В.Р. Шме- вопросов возраста описанных офиолитов с точки левым [2005]. Не подтверждается океаническая зрения геологических данных. Однако к настояще природа параллельных даек, известных в Бурибайском му времени накопился большой пласт изотопных районе Магнитогорской зоны. Гистограмма распре- данных, который также требует специального рас деления SiO2 для этих базальтоидов Магнитогорского смотрения.

блока [Семенов, 2000, рис. 104] дает одномодальное Первые изохронные датировки (около 400 млн.

распределение с mах. 54–56%. Многочисленные лет Sm-Nd методом) получены по минералам из габ долеритовые дайки р. Таналык (там же) секут ба- бро Кемпирсайского массива [Edwards, Wasserburg, зальтовые лавы низов баймак-бурибайской свиты, 1985];



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