авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

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


Pages:     | 1 |   ...   | 4 | 5 || 7 | 8 |   ...   | 14 |

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

-- [ Страница 6 ] --

Бороздина, 2006], на этом 2006] и ссылки там же), но возраст данных свит стратиграфическом уровне в составе ранних вулка определяется, исходя, прежде всего, из их предпо- нических ассоциаций выделяются: нижнекабанская лагаемых соотношений с датированными подраз- базальтовая (О3) с низкой долей вулканитов кислого делениями, находящимися рядом. Выйская свита состава, верхнекабанская (О3) (контрастная — В.П.) представлена метабазальтами, метапелитами и угле- базальт-плагиодацит-плагиориолитовая и красно родистыми сланцами, с предполагаемой мощностью уральская (S1) андезибазальт-андезит-плагиода 2000 м. Несмотря на то, что она отделена разлома- цитовая (без 300-м толщи базальтов, залегающих ми от фаунистически охарактеризованного разреза в основании свиты). Базальты нижнекабанской батиальных ордовикских отложений палеоконти- ассоциации и низов красноуральской представля нентального сектора Урала (пальничнинская свита), ют собой умеренно-магнезиальные, относительно ее кладут в разрез над этой свитой [Смирнов и др., низкотитанистые, низкокалиевые толеиты, в то 2006 а;

Бороздина, 2006]. Мариинскую свиту, пред- время как базальты, андезибазальты и андезиты ставленную метабазальтоидами, с прослоями мета- верхнекабанской и красноуральской ассоциаций морфизованных гиалокластитов, гиалокластогенных относятся к известково-щелочным сериям Na типа песчаников и алевролитов, углеродистых сланцев, щелочности. К ранним ассоциациям по праву долж предполагаемой мощностью 1000–1200 м, нередко ны были бы принадлежать и базальтоиды выйской содержащую также комплексы долеритов «дайка и мариинской свит, но в круг исследований цити в дайке», помещают над выйской или отождествля- руемых авторов они не входили.

ют с верхней подсвитой выйской свиты. Петро- Залегающая выше павдинская свита в Унифи химическая характеристика этих свит достаточно цированных схемах не выделялась, а соответствую разнородна. Согласно уже упоминавшейся работе щие толщи входили в состав именновской [Страти [Смирнов и др., 2006 а], базальты выйской свиты графические …, 1993]. По конодонтам и другой распадаются на две группы — аналоги рифта Афар фауне она отнесена к интервалу от средней части и СОХ;

по другим данным [Петров, 2006], они от- лландовери до нижнего венлока, и представлена, вечают толеитовой и известково-щелочной сериям наряду с отложениями вулканогенно-осадочного и имеют смешанные черты базальтоидов островных и вулканогенного типа (андезиты, андезидациты, дуг, СОХ и океанического дна, при преобладании базальты, туфы, туфопесчаники и др.), также (начи океанических. Базальты и андезибазальты мариин- ная с венлока) существенно карбонатным, отчасти ской свиты [Петров, 2006] по своим петрохимичес- биогермным типом, который просуществовал затем ким характеристикам также достаточно противоре- до пржидолия включительно, знаменуя формирова чивы, обладая и океаническими, и островодужными ние узкого, нестабильного островодужного шельфа.

чертами. Создается впечатление о большой текто- Отличительной чертой вулканогенно-осадочного нической сгруженности (телескопированности) разреза является присутствие в его нижней части обеих свит, что соответствует их положению в вися- флишоидной пачки переслаивания углеродисто чем крыле зоны ГУР. кремнистых алевролитов, туффитов, туфопесчани Восточнее в разрезах западного крыла Тагиль- ков и туфогравелитов, образовавшихся, видимо, ской синформы (и, вероятно, стратиграфически на склоне вулканической постройки или островной выше) располагается кабанская свита, представ- дуги. Флишоидная пачка хорошо представлена в кер ленная базальтами, андезибазальтами, дацитами, не СГ-4. Общая мощность свиты в районе СГ-4 до риодацитами, гиалокластитами, с прослоями эдафо- 2700 м.

генных обломочных пород и яшмоидами, мощностью Вышележащая именновская свита (в новом до 1000–2000 м. Свита вскрыта скважиной СГ-4, объеме) отвечает венлоку – нижнему лудлову;

на ее но ее нижняя граница далеко не достигнута бурени- долю осталось до 2200–2500 м мощности в вулка ем. В Унифицированных схемах [Стратиграфичес- ногенной (эффузивно-пирокластической) фации, кие …, 1993] свита считалась нижнесилурийской, представленной базальтами, андезибазальтами, ан но сейчас она охарактеризована верхнеордовик- дезитами, грубообломочными туфами с редкими скими и нижне-среднелландоверийскими конодон- прослоями кремнистых алевролитов. Восточнее тами [Иванов и др., 2004а;

Десятниченко и др., 2005;

располагаются отложения рифогенных известняков Бороздина, 2006]. Отнесение нижней части кабан- (Исовской рифовый массив), а еще дальше, на вос ской свиты к ордовику ранее предлагалось автором точном крыле синформы, выходят вулканогенно [Пучков, 2000] на основе ее сходства с расположен- осадочные отложения меньшей мощности (до 1000 м) ной севернее шемурской свитой, в которой к тому и со значительным развитием туффитов.

110 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья Поздний лудлов – ранний пржидол в западной номерное снижение степени плавления мантии — и центральной частях зоны ознаменовался пере- в противоположность тому, что характерно для риф ходом к субаэральной обстановке и представлен товых зон.

гороблагодатской свитой, в составе которой преоб- В целом, геохимические особенности тагиль ладают континентальные грубообломочные красно- ских вулканогенных формаций также характерны цветные полимиктовые отложения с обломками для островодужных серий. Так, на спайдерграмме ранее сформировавшихся пород;

в разрезах места- для базальтов СГ-4 четко выделяется Ta-Nb мини ми наблюдаются значительные перерывы, отве- мум [Пучков и др., 2006]. Наблюдается деплетиро чающие одному – двум горизонтам местной шкалы. вание ВЗЭ (Nb, Ta, Zr, Yf, Ti, Y) и обогащение КИЛЭ Карбонатные разрезы значительно сокращены по (K, Rb, Ba, Pb) относительно N-MORB.

мощности и стратиграфическому интервалу. Среди Изотопно-геохимические данные, в частности вулканитов развиты породы как нормальной щелоч- Sm-Nd и Sr изотопные соотношения указывают, ности, так и субщелочные. что источником вещества для раннепалеозойских Разрез вулканогенно-осадочных комплексов вулканитов являлась деплетированная мантия и ордовикско-раннедевонского цикла развития ТОД кора океанического типа;

участие континентальной завершается характернейшей по облику, несмотря коры исключается [Наркисова, 2005;

Пучков и др., на ярко выраженную фациальную неустойчивость, 2007]. Вместе с тем описанное в последней из цити пржидольско-лохковской вулканогенно-осадочной рованных статей наличие единичных цирконов туринской свитой, сохранившейся в приосевой рифейского возраста (Pb-Pb метод), выделенных части синформы. По условиям образования свита из именновских вулканитов, позволяет предполагать похожа на гороблагодатскую, но в обломках ее кон- контаминацию вулканитов цирконами вследствие гломератов появляется много трахитов и сиенитов;

захвата их из древних базитов мантии. Впрочем, присутствует переотложенная фауна пржидолия проблема источника древних цирконов в острово и лохкова. Среди лав преобладают трахиандезиты, дужных формациях этим не ограничивается (см.

трахиты, трахибазальты. Довольно характерны рит- ниже раздел, посвященный ПП).

мичные вулканомиктовые флишеподобные отло- Синформный характер Тагильской структуры, жения. с развитием одновозрастных вулканитов на обоих Павдинско-именновско-гороблагодатско-ту- крыльях, позволяет восстановить их первичную ринские вулканогенные образования описаны зональность вкрест ТОД и придти к выводу о восточ [Наркисова, 2005] как поздние вулканические ассо- ном наклоне зоны субдукции [Наркисова, 2005].

циации (в противоположность ранним, кабанско- Закончился ордовикско-раннедевонский этап красноуральским, охарактеризованным выше). В их островодужного вулканизма образованием устойчиво числе выделены нижнесилурийская (S1) базальт- го карбонатного шельфа на значительной западной андезибазальт-андезит-плагиориодацитовая пав- части Тагильской зоны, в то время как актиная динско-липовская;

силурийская (S1–2) базальт-ан- вулканическая дуга зоны субдукции сместилась на дезибазальтовая именновская;

верхнесилурийская восточный край зоны.

(S2) базальтовая гороблагодатская, и силурийско- Иными словами, вслед за окончанием полного нижнедевонская (S2–D1) шошонит-латитовая ту- цикла развития островной дуги произошла структур ринская формации. ная перестройка, совершенно не случайно совпав Павдинско-липовские вулканиты принадлежат шая с заложением Магнитогорской дуги (см. ниже).

известково-щелочной серии, в целом они магнези- Зона субдукции сместилась;

начиная местами с эм альные, крайне низкотитанистые, низкокалиевые са, а местами с прагиена или даже с лохкова, и до и умеренно-низкокалиевые. Именновские извест- франа [Стратиграфические …, 1993], Тагильская ково-щелочные базальты и андезибазальты — низко- зона разделилась на две подзоны: западную, Петро титанистые, умеренно-низкокалиевые. Ферробазаль- павловскую, и восточную, Турьинскую. Это деление ты гороблагодатского комплекса высокожелезистые, прослеживается на север вплоть до Северососьвин умеренно-низкотитанистые, умереннокалиевые;

ского района в Тагильском синклинории (и, по-ви по ряду особенностей относятся к переходному димому, сохраняется севернее, в Хулгинской зоне).

типу от нормально-щелочных к субщелочным. Для Петропавловской подзоны характерно развитие Наконец, туринские латиты и шошониты — суб- мелководных шельфовых известняков с бокситонос щелочные, высококалиевые высоко- и весьма вы- ными горизонтами, которые сменяются в позднем сокоглиноземистые. девоне песчано-сланцевыми полимиктовыми тол Вулканизм Тагильской зоны развивался от щами (отдаленными аналогами зилаирской свиты) однородного толеитового к дифференцированному или относительно глубоководной кремнисто-слан известково-щелочному, а затем к субщелочному цевой толщей. В Турьинской же подзоне с раннего шошонитовому, в полном соответствии с законо- девона по фран включительно наряду с образова мерностями развития современных островных дуг. нием осадочных пород (мелководные известняки, По-видимому, с течением времени происходит зако- глинистые и кремнистые сланцы) происходили Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды излияния андезитов, андезибазальтов, базальтов, Особенности развития Тагильской островодуж их туфов, туфопесчаников [Стратиграфические …, ной системы на ее северном продолжении в целом 1993]. Р.Г. Язева и В.В. Бочкарев [1993] выделяют изучены значительно хуже, чем в Тагильской зоне здесь краснотурьинский андезитовый комплекс, sensu stricto. В Хулгинской зоне ордовикские отло перекрытый туфами взвозной и макарьевской трахи- жения неизвестны, а плохо изученные силурийские андезито-базальтовых толщ. Мощность девонских представлены мощной толщей андезибазальтов, эффузивов местами достигает 4–5 км. Вместе с уме- базальтов и андезитов, перекрытых в широтной реннокислыми интрузивами верхнелобвинского части долины р. Хулги девонскими карбонатами.

и ауэрбаховского комплекса они образуют вулкано- Начиная с раннего девона, выделяются два типа раз плутоническую ассоциацию и отличаются от ана- реза, аналогичные Петропавловскому и Турьинскому:

логичных по кремнекислотности эффузивов силу- в бассейнах рек Тыкотлова, Балбанью и Хальмерью рийской островной дуги высокими содержаниями преобладающим развитием в раннем и среднем Sr и Rb и другими геохимическими параметрами, девоне пользуются мелководные известняки (мощ позволяющими цитированным авторам заключить, ность свыше 500 м), а в бассейнах рек Ср. Дзеляю что в период формирования краснотурьинского и Неркаю — пестрые вулканогенно-осадочные тол комплекса мощность земной коры составляла око- щи андезитов, андезибазальтов, базальтов. Послед ло 30 км и что рассматриваемые плутониты при- ние преобладают в низах разреза, а в верхах появ надлежали «окраинно-континентальному поясу, ляются трахиандезиты, трахиты. Мощность толщи обрамлявшему палеозойский океан вдоль западной более 2500 м [Стратиграфические …, 1993].

и южной границ Сибирского палеоконтинента». В Войкарской зоне низы разреза изучены очень Предполагалось также, что рассматриваемый ком- слабо. Ордовик представлен проблематичной хара плекс возник непосредственно вслед за коллизией матолоуской свитой с Lichenaria sp., сложенной между Тагильской дугой и Восточно-Уральским метапорфиритами, спилитами, альбитофирами, их микроконтинентом. туфами, туфокремнистыми сланцами, филлитами, Однако, как уже отмечалось нами [Пучков, мраморами и известняками, мощностью 500 м [Стра 2000], вышеизложенная петрохимическая характе- тиграфические …, 1993]. По данным [Язева, Бочка ристика вулкано-плутонической ассоциации (по- рев, 1984], спилиты ордовикского (О2) ханмейско видимому, вполне справедливая) сама по себе не хараматолоуского комплекса характеризуются как влечет за собой ни вывода о коллизии Тагильской высокотитанистые, низкоглиноземистые, с океани дуги с микроконтинентом, ни предположения об ческим типом фракционирования РЗЭ. Войкарский их принадлежности окраине Сибирского конти- спилитовый комплекс (S2?) представлен преимуще нента в среднем девоне.

Вулканиты с подобными ственно подушечными лавами. По нормативному особенностями могли возникнуть и в случае про- составу толеиты высокоглиноземистые, малокали должения развития девонской островной дуги на евые, низкотитанистые. По содержаниям малых силурийско-раннедевонском тагильском цоколе. элементов они сопоставимы с низкокалиевыми Развитие Тагильской зоны заканчивается в тур- толеитами островных дуг. К той же формации пред нейско-визейское время образованием в ее северных положительно относятся изолированные выходы районах молассоподобной полимиктовой толщи альбитофиров. В этот же возрастной интервал по конгломератов, песчаников, аргиллитов, с про- падают долериты дайкового лагортинского ком слоями туфов и известняков, мощностью до 900 м. плекса, который И.В. Семенов [2000] описывал как Наряду с морской фауной отмечаются угли и отпе- океанический, а позже Д.Н. Ремизов [2004] — как чатки наземных растений. Толща содержит назем- островодужный;

Ar-Ar возраст этих даек 420–450 млн.

ные потоки оливиновых базальтов;

их современная лет [Симонов и др., 1998], а по мнению Е.В. Хаина петрохимическая характеристика отсутствует. и др. [2008], их возраст не моложе 490 ± 7 млн. лет Накопление этой толщи сменяется первым (см. выше).

поступлением полимиктовых осадков серпуховско- Более молодые осадочно-эффузивные ком го (возможно, визейского) возраста из восточного плексы и связанные с ними интрузии, описанные источника сноса в Верхнепечорскую зону [Пучков, в составе вулкано-плутонической ассоциации, изу 1979;

Стратиграфические …,1993]. Это событие чены лучше, и распадаются на две части. Нижняя можно увязать с началом коллизии Тагильской ост- представлена 1. Кевсоимским плагиолипарит-дацито ровной дуги (или аккреционного комплекса) с пас- вым комплексом (S2–D1?): экструзии, игнимбриты, сивной окраиной континента. Чуть раньше (в ранне- туфы плагиолипаритов и дацитов, кремнисто-алев визейское время) полимиктовые осадки восточного ролитовые сланцы (более 100 м);

2. Юртым-соим источника фиксируются в Лемвинской зоне [Сал- ским андезитовым (D1): туфы, агглютинаты, лавы, дин, 1999]. Учитывая немалую амплитуду надвига- некки и дайки пироксеновых и пироксен-рогово ния Войкарского массива на Лемвинскую зону, обманковых андезитов;

известняки (более 400 м);

накопление граувакк с восточным источником сно- 3. Тэрэнским андезито-дацитовым (D1–2): туфы, са могло начаться и несколько раньше. игнимбриты, экструзии, дайки плагиофировых и 112 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья кварц-роговообманково-плагиоклазовых андезитов, преобладают известняки, общей мощностью более андезито-дацитов, дацитов, редко плагиолипаритов;

1000 м, с бокситоносными перерывами в основании, известняки (до 700 м). Эта толща считается комаг- средней и верхней части, и развитием рифогенных матичной громадному по площадному развитию известняков в средних частях разреза (Янганапин лагортинско-кокпельскому гранодиорит-тонали- ская рифовая система). Живет и фран представлены товому комплексу. Уже говорилось, что тоналиты мощными (свыше 1500 м) олистостромами и турби датированы Rb-Sr методом (изохрона, построенная дитами, с прослоями радиоляритов в нижней части.

по анализам мономинеральных фракций: биотит + Фамен представлен флишем, мощностью до 2500 м амфибол + плагиоклаз, и валовым пробам пород (аналог зилаирской свиты), с редкими линзами с начальным отношением (87Sr/86Sr)0 = 0,70385) как олистостромов, как мономиктовых, так и полимик 395 ± 5 млн. лет, что отвечает приблизительно гра- товых (присутствуют обломки вулканитов и ин нице нижнего – среднего девона [Геохимия изо- трузивных пород);

отмечен прослой базальтоидов.

топов …, 1983]. В карбоне преобладают известняки, однако в серпу В основании верхнего подкомплекса отмечает- ховском ярусе появляются полимиктовые гравели ся наличие известняков (50–100 м) дзоля-ворчатин- ты и конгломераты (признак коллизии с окраиной ского комплекса эйфеля, выше которого выделя- континента).

ются: средне-верхнедевонские (?) 1. Элькошорский В подразделениях девонско-каменноугольного базальт-андезитовый (150 м) и 2. Кевсоимский анде- разреза Щучьинской зоны вулканиты и туфы ред зито-дацитовый (более 100 м) комплексы, а также ки или отсутствуют (Петропавловский тип разреза).

3. Верхнедевонский варчаты-мусюрский флишоидно- Однако литология этих отложений свидетельствует вулканогенно-молассовый (конгломераты, флиш об активной тектонической деятельности (олистостро и моласса, с обломками подстилающих пород, вклю- мы, конгломераты, граувакковый флиш);

вполне чая дзоля-варчатинские известняки и интрузивные возможно, что проявления активной вулканической породы. С ними ассоциируется конгорский монцо- дуги «спрятаны» восточнее, под мезо-кайнозойским габбро-диоритовый комплекс [Язева, Бочкарев, чехлом. Кроме того, наиболее поздние магматические 1984]. образования, характерные для вулканических дуг, В отличие от ТОД sensu stricto, в результате все же обнаружены и в этой зоне [Андреичев, 2010].

перестройки на границе раннего и среднего девона По данным этого автора, датирование островодуж в Войкарской дуге не произошло образования остро- ных гранитоидов Щучьинской зоны Rb-Sr и U-Pb водужного шельфа, и вулканическая дуга практи- методами выявило тенденцию к омоложению гра чески не сместилась. нитоидных проявлений с запада на восток, причем Наиболее молодыми из датированных магма- она наблюдается по обеим изотопно-геохронометри тических пород являются биотитовые граниты и ческим системам. Rb-Sr возраст Янганапэйского + аляскиты янаслорского комплекса. Получена изо- Сибилейского массивов составляет 400 млн. лет, хрона с наклоном, отвечающим возрасту 385±4 млн. Юрмэнекского — 381 млн. лет и Каньонного + лет при (87Sr/86Sr)0 = 0,70414 ± 17. По результатам Харасавейского — 353 млн. лет (от раннего девона SHRIMP-датирования возраст янаслорского ком- до раннего турне!), а ряд U-Pb возрастов соответ плекса — 386,5 ± 6,0 – 382,9 ± 8,3 млн. лет. ственно выглядит следующим образом: 435 – 387 – Как уже отмечалось, первые седиментацион- 372 млн. лет (от лландовери до фамена).

ные признаки столкновения Войкарской зоны и края континента появились в раннем визе. Когда Тагильская дуга столкнулась В Щучьинской зоне развит достаточно полный с континентом Лавруссия?

разрез отложений, от ордовика до карбона, и при том, что островодужная природа этой зоны не под- Решение этого вопроса понадобится нам в даль лежит сомнению, ее история отличается опреде- нейшем, когда придется обсуждать диахронный ленными особенностями [Каныгин и др., 2004]. характер коллизии типа островная дуга – континент Вулканиты ордовика, развитые здесь, изучены до- и связанное с этим омоложение высокобарических вольно плохо. По данным небольшого количества комплексов, прослеживающихся на север, вдоль анализов, взятых на ограниченной площади, они ГУР. Хотя Тагильская дуга sensu stricto потеряла свою характеризуются несколько повышенной щелоч- активность в раннем девоне, она не столкнулась ностью и попадают в поле базальтов вулканических с континентом и не аккретировала к нему, по край дуг. Силур (в основном, лудлов) представлен базаль- ней мере, до конца девона – начала карбона. Свиде товыми андезитами, андезитами, трахиандезитами, тельствуют об этом следующие данные. На западном дацитами и трахидацитами, базальтами, местами склоне Среднего Урала, напротив южного конца туфами и тефроидами. Геохимические особенности Тагильской зоны, находится уже обсуждавшийся базальтоидов говорят об их принадлежности вул- нами в предыдущих разделах Бардымско-Нязе канической дуге, причем ее фронтальной части. петровский аллохтон, состоящий из двух пластин.

В пржидольско-нижнеэйфельской части разреза Верхняя представлена океаническими и острово Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды дужными вулканогенно-осадочными отложениями Далее к северу, в Салатимской зоне Среднего и ордовикско-раннедевонского возраста и раннеде- Северного Урала, отвечающей зоне ГУР, удается вонским габбро-гипербазитовым Суроямским масси- реконструировать более фрагментарный разрез ба вом [Жилин, Пучков, 2009]. Все комплексы демон- тиальных отложений, от ордовика до франа, кото стрируют теснейшее родство с Тагильской зоной. рый также не позволяет предполагать коллизию Нижняя пластина включает терригенные и кремнис- ранее фамена [Петров, 2007]. Нет никаких указаний тые осадки лемвинского типа в интервале от ордо- на это и в Вехнепечорском и Лемвинском аллохто вика до франа, указывая на спокойные, непрерыв- нах Приполярного и Полярного Урала, где исклю ные условия осадконакопления на континентальной чается возможность коллизии окраины континен границе в течение всего времени существования та с более восточными террейнами ранее начала зоны субдукции к востоку от нее [Puchkov, 2002 b]. карбона [Puchkov, 2002 b].

ПРОБЛЕМА:

Одним из самых загадочных геологических объектов Урала является его Платиноносный пояс.

Зональные (расслоенные) пироксенит-габбровый) и «эпигаббровый», пред габбро-гипербазитовые комплексы ставленный крупными телами габбро с реликтами Платиноносного пояса первичных офитовых двупироксеновых габбро норитов. Назовем их 1-м и 2-м комплексами чтобы Платиноносный пояс — грандиозное, уникаль- избежать генетических определений уже в названии.

ное образование, одно из наиболее значительных Наиболее поздними магматическими образовани на Урале, сопоставимое по масштабам с цепью интру- ями являются интрузии плагиогранитов. Довольно зий ГГО Урала (илл. 11, рис. 60), но несравненно близки к точке зрения А.А. Ефимова авторы [Фер более редкое в глобальном масштабе (в значитель- штатер и др., 1999], выделяющие в пределах ПП ной мере ему соответствует только Аляскинский следующие «четыре ассоциации (в порядке форми пояс концентрически-зональных массивов). Это рования): 1 — дунит-клинопироксенит-габбровая гигантская, до 1000 км длиной, цепь из крупных, (ДКГ);

2 — габбровая, 3 — лейкогабброанортозит сложно построенных интрузий, расположенных на плагиогранитная (ЛАП) и 4 — жильных мелкозер восточном склоне Среднего, Северного и Припо- нистых амфиболовых габбро (МАГ), различающи лярного Урала, состоящих из дунитов, верлитов, еся составом одноименных пород и мантийного клинопироксенитов, амфиболитов, оливиновых источника». Как справедливо отмечают эти авторы, габбро, габбро-норитов и гранитоидов с резким две последние серии не связаны непосредственно преобладанием базитов. Несмотря на то, что эти с формированием собственно ПП, и представляют массивы номинально представлены тем же набором собой наложенные ассоциации: ЛАП-серия явля пород, что и массивы, принадлежащие нижней ется продуктом анатексиса амфиболовых габбро части офиолитовой ассоциации, их конкретные первых двух серий, а наиболее молодые жильные особенности позволяют находить между ними боль- амфиболовые габбро МАГ-серии фиксируют позд шое количество различий, позволяющих их раз- ние тектонические разрывы.

делять и картировать. Так, дуниты платиноносных Показано [Ефимов и др., 1993], что породы массивов более железисты, обеднены никелем и спе- 1-го комплекса испытали равновесный гранулито циализированы на платину и палладий, тогда как вый метаморфизм, не превышающий 700–800 °С альпинотипные — на осмий-иридиевую группу, при при давлении до 0,7 Гпа, что по глубине может соот этом в платиноносных дунитах не образуется значи- ветствовать базальтовому слою коры переходного тельных хромитовых месторождений;

гарцбургиты, (островодужного) типа. К моменту внедрения в верх столь обычные в офиолитах, здесь отсутствуют, ние горизонты земной коры эти породы все еще а габбро специфичны по ряду геохимических па- сохраняли высокую температуру, так же как и более раметров, отличаясь большим содержанием ряда молодые, заведомо магматические образования.

малых элементов, и в частности, стронция, скандия, Эти разогретые массы в процессе подъема и внедре ванадия. ния сыграли роль агента теплопереноса и вызвали Необходимо отметить, что многие исследова- метаморфизм рамы. По данным Ю.С. Каретина тели различают среди пород ПП два главных, раз- [1976], метаморфизм этот был зональным, с по нородных комплекса. Пользуясь терминологией следовательной сменой от контактовых роговиков А.А. Ефимова, это «эпидунитовый» (дунит-клино- через амфиболиты к зеленым сланцам.

114 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья Рис. 60. Расположение массивов Платиноносного пояса (черная заливка) относительно тектонической зональности Урала.

Расположение аналогичных комплексов в других районах Урала ([Иванов и др., 2006], с дополнениями) Массивы ПП (в кружках): 1 — Харасюрский, 2 — Чистопский, 3 — Кумбинский, 4 — Кытлымский, 5 — Тагильский. Примерное место положение массивов-аналогов или их фрагментов вне Тагильской зоны: 1 — Хабарнинский (ВХК), 2 — Велиховский, 3 — Сахаринский, 4 — Суроямский, 5 — Уктусский, 6 — Рефтинский (?), 7 — Хордьюс ский Fig. 60. The position of the Platinum-bearing belt of the Urals (black) in relation to the tectonic zoning of the Urals ([Иванов и др., 2006], with additions) The massifs of the Platinum-bearing belt (in circles): 1 — Kharasyur, 2 — Chistop, 3 — Kumba, 4 — Kytlym, 5 — Tagil. The approximate position of massifs which contain complexes, analogous to the Platinum-bearing belt, out of the limits of Tagil zone: 1 — East Khabarny, 2 — Velikhov, 3 — Sakhara, 4 — Suroyam, 5 — Uktus, 6 — Reft (?), 7 — Khordyus ный состав эпидунитового комплекса, и никаких реликтов их первично-магматических структур не осталось. Последующие работы группы Г.Н. Савель евой подтвердили исключительно широкое разви тие пластически деформированных пород в масси вах ПП, но в то же время показали, что деформации не стирают полностью первичные магматические структуры, текстуры и особенности состава пород (например, [Савельева, и др., 1999;

Савельев и др., 2001]). Как правило, базальная (нижняя) часть разре за плутонов сложена расслоенными ультрамафита ми, испытавшими наиболее интенсивные пластичес кие деформации. Тонкозернистые бластомилониты, бластопорфировые и порфиробластовые пироксен оливиновые породы этой части разреза формирова лись в условиях стресса, обусловившего внутрикри сталлическое трансляционное скольжение оливина сразу вслед за кристаллизацией, в интервале темпе ратур 850–1100 °С. Расслоенные дунит-верлит-пи роксениты сменяются вверх по разрезу меланокра товыми, нередко порфировидными оливиновыми габбро с оливиновыми и клинопироксеновыми прослоями. Бластомилониты здесь развиты локаль но, хрупкие деформации маркированы магматиче скими жилами габброноритов и оливин-клинопиро ксеновых пород. Дуниты нижней части разреза По сути дела, платиноносный комплекс пред- иногда протрудируют оливиновое габбро, троктоли ставляет собой уникальное «окно» в нижнюю или ты;

петроструктуры таких (протрузивных) дунитов среднюю часть коры островодужного типа. Этот образованы в ходе синтектонической рекристалли тезис получает подтверждение со стороны петро- зации пород. Верхняя часть плутонического раз химии, геофизики и изотопных методов датиро- реза сложена, в основном, габбро и габбро-норитами вания. с трахитоидными магматическими структурами.

Структура массивов ПП была детально изуче- Маломощные зоны хрупко-пластических деформа на А.А. Ефимовым [1977, 1984], который впервые ций здесь редки и, как правило, сопровождаются закартировал и описал высокотемпературные пла- интенсивной амфиболизацией пород.

стические деформации дунит-пироксенит-габбро- Комплексный анализ структуры массивов вых комплексов. По его мнению, метаморфические и минералого-геохимических характеристик пород преобразования полностью уравновесили минераль- всех последовательных серий (в структурно при Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды вязанных образцах) показал, что крупные много- указанных — предположение [Ферштатер и др., камерные плутоны формировались в ходе пульса- 1999] о том, что формирование Платиноносного ционных внедрений магмы, сопровождавшихся пояса Урала «происходило в рифтовой зоне, связан высокотемпературными пластическими деформа- ной с преддуговым раздвигом на начальной стадии циями в поле дифференциальных напряжений субдукции. На ранней стадии рифтинга форми [Савельева и др., 1999;

Перцев и др., 2000;

Савельев ровались трубообразные интрузивы ДПГ-серии, и др., 2001]. позднее — габбровые интрузивы, и на конечной Форма этих массивов предполагается многи- стадии — жильные габброиды МАГ-серии».

ми авторами [Иванов, 1997;

Ферштатер и др., 1999], Согласно другим исследователям [Иванов, трубообразной, что резко отличается от представ- Шмелев, 1996;

Язева, Бочкарев, 2003;

Иванов и др., лений [Савельева и др., 1999;

Савельев и др., 2001] 2006], ПП имеет островодужную природу и сложен о деформированных бескорневых лакколитообраз- разноглубинными выплавками, генерировавши ных, пластовых телах, наклоненных к востоку. мися над зоной субдукции, падающей на восток.

Обоснование магматического генезиса пла- По содержаниям большинства петрогенных и малых тиноносных плутонов приводит во многих работах элементов (титана, ванадия, хрома, никеля и др.

) Г.Б. Ферштатер с соавторами (например, [Фершта- габброиды массивов пояса обнаруживают явное тер и др., 1999]). В качестве исходного расплава сходство с толеитами островных дуг [Иванов и др., для кристаллизации дунит-клинопироксенит- 2006]. Помимо прочего в пользу этой точки зрения габбровых (ДКГ) тел предполагается состав, близ- говорят и преимущественно силурийские абсолют кий породе типа тылаита — полевошпатового ные возраста габбро. Идея о надсубдукционной оливин-клинопироксенового габбро. Учитывая природе концентрически-зональных комплексов состав классических тылаитов [Иванов, 1997] и Урало-Аляскинского типа в настоящее время под принимая во внимание тот факт, что в ДКГ по- держивается многими петрологами [Ферштатер мимо тылаитов значительный объем приходится и др., 2009 а, б].

на пироксениты и дуниты, мы можем предполо- Массивы Пояса в преобладающей своей части жить, что исходная магма по составу приближалась располагаются среди геологических комплексов, к пикритовой или находилась в ряду пикрит – основ- сформированных в надсубдукционной геодина ной пикробазальт [Петрографический …, 2008]. мической обстановке. На востоке это вулканиты По мнению [Ферштатер и др., 1999], образование (O3–S2) островодужного типа (кабанская, павдин комплекса началось на глубинах свыше 60 км, ская, отчасти именновская свиты) на западе — ба причем источником богатых одновременно Mg зальтоиды, которые, по ряду признаков [Петров, и Ca исходных расплавов ДКГ-серии могла быть Пучков, 1994;

Петров, 2006], сформировались в ка только обогащенная кальцием и контаминирован- кой-то своей части над зоной субдукции (предпо ная коровым материалом мантия. Габбро же второй ложительно, отчасти средне- и верхнеордовикские серии является продуктом деплетированной ман- выйская и мариинская свиты). Возраст пород Пояса, тии и по составу приближается к известково- определенный в последнее время разными метода щелочным высокоглиноземистым базальтам. ми ([Иванов, Калеганов, 1993;

Ронкин и др., 1997 а;

Среди исследователей нет полного единодушия Bosch et al., 1997, 2006;

Маегов и др., 2006а, б;

Иванов и в вопросе о геодинамической природе и генези- и др., 2006;

Ферштатер и др., 2009 а, б] и ссылки на се пояса в целом. По мнению ряда авторов [Ефимов более ранние публикации там же), в основном ло и др., 1993], массивы ПП имеют субплатформенную жится в интервал 410–460 млн. лет. При этом наи природу;

проводится прямая аналогия между дуни- более молодыми оказались единичные цирконы из тами ПП и известным платформенным дунитовым Кытлымских гранитов, проанализированные U-Pb массивом Кондер в Сибири. А.А. Ефимов считает, методами ID-TIMS и SHRIMP: 411–420 млн. лет что это рифтовое образование. Близкие представ- [Ronkin et al., 2005], и цирконы из гранитизиро ления развиты на примере Кытлымского плутона, ванных габбро-норитов (ряд от габбро до монцо по поводу которого было высказано предположение диорита) Денежкина Камня 412 ± 10 млн. лет U-Pb [Савельева и др., 1999], что массив сформировался метод, SHRIMP [Ефимов и др., 2006]. Дайки габбро на рубеже раннего и позднего силура при деструк- амфиболитов каменноугольного возраста (350 млн.

ции континентальной окраины. Однако Кытлым- лет [Ферштатер и др., 2009а]) возможно уже не име ский массив — не самое лучшее место, где можно ют прямого отношения ни к ПП, ни к зоне субдук развивать данную идею: условия обнаженности не ции. В целом же главный возрастной диапазон (410– позволяют с достаточной детальностью выявить 460 млн. лет) совпадает с возрастом островодужных взаимоотношения массива с континентальной окра- известково-щелочных вулканогенных комплексов иной, к тому же в целом ГУР проходит западнее Тагильской зоны, причем гранитизация датируется ПП и по всем данным является сутурной зоной, как наиболее поздний процесс.

развившейся из океанического бассейна, впослед- Имеются и аномальные определения возраста, ствии субдуцированного. Не очень далеко от выше- причем их количество быстро растет. Так, интерес 116 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья ные данные, возможно косвенно подтверждающие риты (второй комплекс), образованные в надсубдук субдукционную природу Пояса и более длительный ционном клине из более деплетированной мантии, интервал его становления, были получены при изу- и затем плагиограниты (ЛАП). Одновременно чении цирконов из дунитов Кытлымского массива с образованием интрузий второго этапа происхо [Bea et al., 2001]. Необычный факт присутствия дил подъем (эксгумация) массивов, их внедрение цирконов с древними возрастами в дунитах трак- в верхние горизонты в горячем твердопластичном туется как доказательство рециклинга коры: об- состоянии, накопление флюидов и постепенное разования силикатных расплавов, возникших при остывание, что также отразилось в растяжке ин плавлении осадков с древними цирконами в зоне тервала изотопных возрастов. Вполне вероятно, что субдукции и проникавших затем вместе с циркона- в процессе выведения расслоенных магматических ми в надсубдукционный мантийный клин. Первичные комплексов к поверхности происходила не только возраста ксеногенных цирконов варьируют от 410 контаминация их древними цирконами из слэба, до 2800 млн. лет, цирконы с возрастами 350–370 млн. но и захват и глубокое преобразование чужеродных, лет связываются с процессом образования диапира, вмещающих докембрийских мантийных базит-ги а цирконы с возрастом 330 млн. лет — с кристалли- пербазитовых комплексов, с глубоким деплетирова зацией последних выплавок, возникших при окон- нием и перерождением гарцбургитов и лерцолитов чательном внедрении массива. в платиноносные дуниты вследствие реакционных Аномальными являются данные [Маегов и др., взаимодействий с расплавом, а также с ретроград 2006 а] по изохронному Sm-Nd изотопному датиро- ным превращением эклогитов в габброиды (тыла ванию оливин-анортитовых габбро ПП, составив- иты и др.).

шие 561 ± 28 млн. лет (Кумба) и 489 ± 130 млн. лет Схема формирования возрастных характерис (Денежкин Камень). Аналогичные данные сообща- тик платиноносных массивов, в сравнении с публи ются и в работе [Попов, Беляцкий, 2006]. кацией F. Bea et al. [2001], также претерпела даль Недавно полученная U-Pb SHRIMP-датировка нейшие усложнения в работах [Ферштатер и др., Нижне-Тагильского массива [Малич и др., 2009] 2009 а, б]. По данным этих авторов, в образцах ду по дискордии, 2781 ± 56 млн. лет, и «молодая» дати- нитов Косьвинского, Сахаринского, Восточно-Хабар ровка циркона из того же образца 585 ± 29 млн. лет, нинского массивов выделяются 4 группы цирконов:

как и вышеприведенные Sm-Nd данные, делают 1) остаточные мантийные (?) архейского возраста, простую модель происхождения каждого из масси- захваченные расплавом, просачивавшимся сквозь вов ПП в результате одноэтапной дифференциации древнюю мантию;

2) ксеногенные — протерозой индивидуального магматического очага весьма со- ского возраста, захваченные расплавом из вмеща мнительной, тем более, что и вышеупомянутая дли- ющих пород, принадлежавших протерозойскому тельность основного интервала датировок масси- фундаменту Уральского орогена;

3) цирконы магма вов — 410–460 млн. лет (верхний ордовик – лохков) тического габитуса, близкие по возрасту и геохимии позволяет предполагать, что процесс не был одно- цирконам ассоциирующих габброидов, с которыми этапным). они генетически связаны;

4) постмагматические Вышеизложенные данные приводят к необхо- цирконы, кристаллизовавшиеся из гидротермаль димости построения альтернативной, многоэтапной ных растворов, сопровождавших рекристаллизацию модели образования ПП, растянутого по времени дунитов.

на весь предостроводужный и островодужный этапы В этой интерпретации, в целом очень инте развития Тагильской зоны. Автору представляется, ресной и основанной на обширном и ценном ма что первый этап образования Платиноносного поя- териале, довольно рискованным представляется са имел место в ордовике, и с ним связано формиро- предположение о том, что «выше метасоматизиро вание 1-го, дунит-верлит-клинопироксенит-габбро- ванного мантийного клина на глубине 40–25 км вого комплекса в условиях подъема мантийного в ордовикско-силурийское время располагался блок диапира и обусловленного им рифтогенеза при за- «доуральского» фундамента (возможно, представ ложении зоны субдукции. Тем самым примиряются ленный породами Восточно-Европейской платфор казалось бы непримиримые точки зрения о рифто- мы), на котором и была заложена Тагильская мега генезе и субдукции. Происходил описанный в целом зона… В дальнейшем, к девонскому времени, этот ряде публикаций процесс рифтогенеза над погру- фундамент был разрушен». Такое предположение жающимся литосферным слэбом [Пучков, 2000 кажется искусственным: фактически делается пред (и ссылки в этой работе);

Stern, 2004;

Gurnis et al., положение, что в ордовике – силуре фундамент 2004]. Этап сопровождался глубинными, высоко- был, однако он лишь снабжал расплавы цирконами, температурными выплавками базит-гипербазитовой но не повлиял на признанный большинством иссле (пикритовой?) магмы в обогащенной мантии и обра- дователей энсиматический облик Тагильской дуги, зованием ДКГ (первого комплекса). В силуре – на- а в девоне каким-то образом рассосался. Не убежда чале девона к этим компонентам пояса добавлялись ет и отнесение цирконов 1-го типа к остаточному внедрявшиеся в них двупироксеновые габбро-но- мантийному типу, учитывая, что возраст мантии Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды История Магнитогорской островной дуги приближается к 4,5 млрд. лет, причем первые 2 млрд.

лет были временем наиболее активной конвекции, неизбежно сопровождавшейся рециклингом нарож- В системе палеозойских складчатых областей дающейся коры и литосферы. Скорее всего, и эти Магнитогорская зона Ю. Урала, наравне с Тагильской, цирконы в принципе ксеногенны: уже отмечалось, представляет собой уникальный по своей сохранно что цирконы в перидотитах не образуются вследст- сти фрагмент островной дуги, активно развивавшей вие дефицита SiO2, и могут лишь быть доставлены ся в девонское время. Южным продолжением ее и оставлены базальтовой магмой. являются Западные Мугоджары, где на старых кар Проблема интерпретации этих датировок тах, до начала изучения конодонтов, ошибочно был перекликается с проблемами древних датировок показан силур вместо девона;

на север она просле габбро-гипербазитовых комплексов офиолитов, живается через сильно эродированную Арамильско и в частности, наличия ксеногенных цирконов Сухтелинскую зону [Савельев и др., 2006a, б;

Сначев в именновской свите [Пучков, 2006;

Пучков и др., и др., 2006] в район Режа и Алапаевска, где она 2006], обсуждавшимися выше. Из рассмотрения развита в виде серии тектонических покровов [Боч проблемы ксеногенных цирконов в офиолитах (см. карев, Сурин, 1993;

Пучков, 2000], и в Туринскую выше) следует, что для объяснения их генезиса подзону (см. выше). Изучение конодонтов позво совершенно необязательна гипотеза прохождения лило построить очень точную стратиграфию остро расплавов через континентальную кору. Достаточно водужных комплексов (например, [Маслов и др., признать реальность многократного рециклинга 2008]), а усилия петрологов — дать их детальное океанической литосферы (в том числе, и осадков) формационное расчленение [Косарев и др., 2005, в мантии. 2006] и скоррелировать эти формации в рамках Образование, подобное по масштабу ПП, от- тектоностратиграфической схемы Южного Урала сутствует в Магнитогорской мегазоне, по крайней (рис. 45). Нами была построена сводная модель мере, на уровне современного эрозионного среза, формирования МОД (рис. 61), в которой чередо хотя отдельные объекты могут быть сопоставлены вание этапов растяжения и сжатия, со сменой вул с платиноносными. По данным обсчета гравита- канитов различного типа, трактуется в связи с по ционных аномалий [Иванов, Винничук, 2001] было ведением зоны субдукции [Косарев и др., 2005, показано, что под западной частью Магнитогорской 2006;

Пучков, 2005], и подробно рассмотрен про зоны на глубине нескольких километров могут нахо- цесс столкновения островной дуги с пассивной диться габбровые массивы, подобные массивам ПП, окраиной континента [Brown, Puchkov, 2004].

но на поверхность они не выходят. Высказывалась Формированию МОД предшествовала значи и несколько иная точка зрения — об уникальности тельная тектоническая пауза, с которой связано пояса, о том, что его становление было связано накопление осадочных пород как глубоководных, с необычным сочетанием геодинамических условий так и мелководных, преобладавшая в течение боль в ходе развития Тагильской островной дуги [Язева, шей части силура и в начале девона. Невулканоген Бочкарев, 2003]. Однако принципиальное наличие ные разрезы силура описаны в основном в составе зональных расслоенных плутонов, часто находящих- глубоководной кремнисто-глинисто-сланцевой сак ся в ассоциации с офиолитами, но так или иначе марской свиты, тогда как нижнедевонские — в со связанных с процессом субдукции, не является ставе мазовской свиты, ишкильдинской, ильтиба исключительной особенностью Тагильской зоны. новской, мансуровской, ускульской, рыскужинской, Они известны, например (рис. 60), в Хабарнинском субутакской толщ, представленных либо глубоко и, возможно, Режевском массивах в качестве дунит- водными терригенно-кремнистыми, кремнистыми, верлит-габбро-плагиогранитного комплекса. Дунит- глинисто-кремнистыми, либо мелководными из клинопироксенит-габбро-сиенитовый Сахаринский вестняковыми биогермными осадками [Артюшкова, массив на востоке Магнитогорской зоны вполне со- Маслов, 2001]. Однако с этим же временем связано поставим с платиноносными [Иванов, 1997]. Велихов- формирование олистостромового горизонта, места ский массив в Сакмарской зоне, с его месторожде- ми наблюдаемого в крупных блоках среди серпенти нием ванадиеносных титаномагнетитов, в известной нитового меланжа зоны ГУР (например, в районе мере «двойник» Качканарского массива. Уктусский с. Байгускарово (илл. 24), на Дергамышском рудном массив описан как аналог Платиноносного [Пуш- поле [Зайков и др., 2009] и др.). Не исключено, что карев, 2000]. Хордьюсский массив высокострон- с этим горизонтом связаны и нижнедевонские оли циевых габбро Полярного Урала, превращенных стостромовые комплексы Сакмарского аллохтона, в гранулитовые кристаллосланцы, по геохимичес- которые в принципе могут быть связаны с процес ким признакам уже давно относился А.А. Ефимовым сом взламывания океанической коры на начальных к образованиям, родственным массивам ПП. Наконец, этапах заложения и развития зоны субдукции.

Суроямский массив с его месторождением апатито- Вулканогенные комплексы МОД хорошо изу носных титаномагнетитов является шарьированным чены;

их вертикальные и отчасти латеральные ряды фрагментом ПП [Жилин, Пучков, 2009]. состоят из следующих формаций [Косарев и др., 118 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья Рис. 61. Геодинамическая модель раннеостроводужной, зрелой островодужной и коллизионной стадий развития Магнитогорской зоны Южного Урала [Косарев и др., 2006] Кружки с крестом и точкой — предполагаемые сдвиги, предва ряющие начало субдукции. Точечные линзы — предполагаемые зоны выплавления исходных магм различных петрогенетических серий: Т — толеитовой островодужной, ТМГ — толеитовой магнезиальной, ИЩ — известково-щелочной, БОН — бонини товой, АШ — абсарокит-шошонитовой, СЩ — субщелочной, кислые — предполагаемая область выплавления кислых магм.

Стрелки горизонтальные указывают возможное направление относительного движения плит. Стрелки наклонные и верти кальные показывают предполагаемое изменение наклона и гео метрии слэба Fig. 61. Geodynamic model of the early island arc, mature arc and collisional stages of development of the Magnitogorsk zone of the Southern Urals [Косарев и др., 2006] The circles with cross and point — supposed strike-slips, forestalling the subduction. Lenses with points — supposed zones of melting, producing initial magmas of different petrogenetic series: Т — tholeiitic island-arc, ТМГ — tholeiitic magnesial, ИЩ — calc-alkaline, БОН — boninitic, АШ — absarokit-shoshonitic, СЩ — subalkaline, Russian word кислые — a supposed area of melting of acid magmas.

The horizontal arrows show a probable relative direction of movement of lithospheric plates. The inclined and vertical arrows show a probable change of inclination and geometry of the slab Легко заметить, что история вулканизма МОД характеризуется чередованием в разрезе преимуще ственно контрастных и последовательно диффе ренцированных серий. Естественно, возникает во прос: как объяснить такие изменения в вулканизме?

Какие силы действовали при этом, и какими струк турными перестройками они сопровождались?

Нетрудно предположить (см. выше), что за ложение энсиматической островной дуги сопрово ждалось взламыванием океанической литосферы, 2005, 2006];

(рис. 45): 1. Баймак-бурибайcкая кон- и это должно было отразиться в рельефе. Не исклю трастная риолит-базальтовая с нижней толеит-бо- чено, что эмсские и более древние раннедевонские нинитовой толщей (D1 ems2);

2. Bepхнетаналыкская олистостромы являлись предвестниками начавше непрерывная гомодромная базальт-андезит-дацит- гося процесса (в Сакмарской зоне это, возможно, риолитовая (D1 ems2);

3. Ирендыкская андезито- шандинская олистострома). При этом требовалось базальтовая (D1 ems2–D2 e1);

4. Карамалыташская определенное время, чтобы литосферный слэб до контрастная риолит-базальтовая (D2e);

5. Улутауская стиг глубины (порядка 100 км), где начинается плав непрерывная базальт-андезит-дацит-риолитовая ление надсубдукционного клина под действием (D2 zv–D3 f1) 1;

6. Бабарыкинская непрерывная ба- флюида, поступающего из слэба.

зальт-андезито-базальтовая (D3f2);

7. Шелудивогор- В последнее время появилось довольно много ская шошонит-абсарокитовая (D3fm) (эти порядко- свидетельств того, что с заложением островной дуги вые цифры сохранены на схеме рис. 45). Завершается связаны условия растяжения (выше этот вопрос вертикальный ряд нижнекаменноугольными толеит- уже обсуждался). Сделана попытка моделировать базальтовой и субщелочной калинатровой контраст- этот процесс. Согласно этой модели, вначале про ной базальт-риолитовой вулканогенными сериями, цесс погружения плиты идет медленно, в условиях образование которых относится уже к этапу раз- сжатия, но с какого-то момента начинается про рушения островной дуги. валивание края плиты — возможно, вызванное его Недавно появились сведения о принадлежности улутауской свиты целиком к низам франа [Кузнецов и др., 2008 б]. Игнорировать эти сведения не следует, но и отнестись к ним с осторожностью не мешает. По меньшей мере, было бы преждевременным распространять данные, полученные в Файзулинском карьере, на все разрезы улутауской свиты.

Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды эклогитизацией и утяжелением, в результате чего поставимо с возрастом коры, субдуцируемой в За происходит откат глубоководного желоба, маркирую- падно-Тихоокеанском обрамлении. Первоначально щего перегиб плиты (trench roll-back), и в освобожда- должна была субдуцироваться наиболее молодая ющееся пространство поднимается астеносферный кора (раннедевонская? силурийская?), уступавшая диапир. Создаются условия, сходные с условиями место все более древней по мере того как островная медленного спрединга [Stern, 2002]. В случае, опи- дуга приближалась к пассивной окраине Восточно санном в МОД, этот процесс сопровождается об- Европейского континента, заложившейся в раннем разованием вулканитов толеитовой и контрастной ордовике. Субдуцируемая кора стала достаточно тя формаций. Малая скорость спрединга создает усло- желой для того, чтобы наклон угла субдукции уве вия для спокойной дифференциации и образования, личился, и над ней возникла зона растяжения.


наряду с низкотитанистыми малокалиевыми ба- С улутауского времени восстанавливается режим зальтами, также и кислых пород. Одновременно, формирования известково-щелочных серий. При однако, оказывается задействованной и другая, мечательной особенностью этого этапа развития дуги значительно более глубокая и высокотемпературная является смещение вулканической оси к востоку, зона плавления, в которой образуются бониниты. что можно связывать с новым выполаживанием зоны Знаменательно, что бониниты появляются именно субдукции. Такое выполаживание, действительно, на раннем этапе истории островной дуги, сразу рано или поздно должно было произойти в связи после ее заложения (точнее, достижения слэбом со сближением Магнитогорской островной дуги глубин, с которых начинается плавление), и в даль- и Восточно-Европейского континента и вхождени нейшем не наблюдаются. Можно предположить, ем его внешнего, легкого края в зону субдукции.

что их образование связано с первым плавлением Возможность субдукции континентальной ли надсубдукционного клина под действием воды, тосферы, даже утоньшенной, ограничена ее плаву высвобождающейся из слэба — пока этот клин еще честью. Когда плавучесть превышает силы, затал имеет очень высокую температуру, обеспечивающую кивающие и/или затягивающие слэб в мантию, высокую степень плавления. происходит заклинивание зоны субдукции и всплы В дальнейшем, на верхнетаналыкско-ирендык- вание континентального края. Эти события опи ском этапе, МОД перешла в режим, который мож- сываются как столкновение (коллизия) островной но назвать стационарным или стандартным, с обра- дуги и континента.

зованием преимущественно известково-щелочных магм и подчиненных толеитовых с нормальной Коллизия Магнитогорской дуги и пониженной магнезиальностью, принадлежащих и пассивной окраины континента верхам баймак-бурибаевского, верхнетаналыкско му и всему ирендыкскому комплексам. Вкратце основные результаты проведенных Появление карамалыташского комплекса свиде- исследований по этому вопросу [Brown, Puchkov, тельствует о резкой перестройке режима субдукции. 2004] и последующих дискуссий на полевых объек Облик соответствующей серии определяется значи- тах с участниками Проекта МПГК-453 летом 2004 г., тельным преобладанием толеитовой компоненты на Международном Геологическом Конгрессе во с контрастным типом дифференциации. Условия Флоренции, на Ассамблее EGU в Вене в 2007 г., на карамалыташского времени приближаются к первой совещаниях по МПГК-524 в Тайпее и Ориндже половине баймак-бурибаевского, с тем отличием, (Тайвань и Австралия, 2008–2009 гг.), можно сформу что температура надсубдукционного клина сильно лировать следующим образом. В девонское время понижена (бонинитов нет), и основной объем плав- в Палеоуральском океане напротив южно-средне ления осуществляется в условиях растяжения над уральской части пассивной окраины континента астеносферным диапиром. Возможна принадлеж- Балтики сформировалась Магнитогорская островная ность карамалыташского вулканизма к внутри- или дуга. Дуга находилась над зоной субдукции, падав задуговому рифту — в связи с принадлежностью шей от континента. Вследствие этого в позднем самой МОД марианскому типу. девоне произошла коллизия континента и остров Сейчас уже достаточно очевидно, что принад- ной дуги, повлекшая за собой следующие события:

лежность дуги марианскому или чилийскому типу 1. Вхождение в зону субдукции утоненного края зависит от возраста субдуцируемой коры (дуги ма- континента;

2. Резкое наращивание аккреционно рианского типа, с крутой зоной субдукции, сопро- го комплекса. Поднятие его над уровнем моря с об вождаемые зонами задугового или внутридугового разованием кордильеры Урал-Тау и двух флишевых спрединга, возникают над древней, тяжелой корой) бассейнов по обе стороны от него. Кстати, кордиль ([Пучков, 2005] и ссылки в этой работе). Максималь- ера Урал-Тау является полным аналогом внешней, ный возраст палеоуральской океанической коры авулканогенной (аккреционной по происхождению) на момент образования карамалыташского ком- дуги Зондского архипелага (рис. 62). 3. Заклинивание плекса мог составлять величину порядка 100 млн. зоны субдукции и слом слэба: его легкая, плавучая лет, с раннего ордовика до раннего живета, что со- приконтинентальная часть поднялась к поверхности 120 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья Проблема взаимоотношений вместе с эклогит-глаукофансланцевым комплексом и начала размываться. Тяжелая часть слэба ото- Магнитогорской и Тагильской рвалась и начала погружаться, вызывая плавление островных дуг в более глубоких частях надсубдукционного клина и приводя к образованию вулканитов повышенной Как мы уже говорили, реликты МОД через щелочности. 4. Соскабливание жесткой фронталь- Сухтелинско-Арамильскую зону прослеживаются ной частью кордильеры глубоководных (батиальных в Алапаевско-Режевскую в виде тектонических по и абиссальных) осадков и краевых офиолитов и на- кровов [Пучков, 2000]. С другой стороны, как мы двигание их на континентальный шельф с уже сфор- только что видели, субдукционные комплексы при мированным на нем флишем. 5. Формирование мерно того же возраста наблюдаются и в Туринской сутурной зоны ГУР, отделяющей континентальную подзоне Тагильской зоны, и автор высказывал пред окраину, с аккреционным комплексом на ней в виде положение, что Магнитогорская зона субдукции пакета тектонических пластин, от реликта остров- протягивалась под Тагильскую зону, которая вела ной дуги. Примерно такой же сценарий, восста- себя в это время как пассивный террейн. Вопрос новленный по взаимоотношениям тектонических этот первостепенно важен для обоснования единой пластин, предложен нами при описании взаимо- модели диахронного столкновения островной дуги отношений тектонических пластин в Сакмарском и континента и формирования всеуральского экло аллохтоне, см. ниже (рис. 88). гит-глаукофансланцевого пояса.

Отметим, что столкновение дуги и пассивной Одним из чувствительных индикаторов пове окраины континента — специфичная черта уралид, дения зоны субдукции на заключительных стади отличающая их от расположенных восточнее систем ях ее развития является сопутствующий ей мета Урало-Монгольского пояса. морфизм высоких давлений – низких температур.

Вследствие заклинивания зоны субдукции, Предположение о субдукционной природе эклогит в раннем карбоне произошел ее перескок с форми- глаукофансланцевого метаморфизма вытекает как рованием Валерьяновского окраинно-континен- из тесных пространственных соотношений этих тального пояса вулканитов. Формирование ранне- метаморфитов и островодужных комплексов, так и каменноугольных вулканитов характеризует процесс из общих соображений, связывающих относитель разрушения отмершей островной дуги и отчасти но низкие температуры метаморфизма при высоких приобретает черты рифтового. давлениях с погружением холодного литосферного Рис. 62. Реконструкция взаимоотношений Магнитогорской островной дуги, аккреционного комплекса и пассивной окраины континента на момент столкновения дуги и континента (фамен) [Puchkov, 2002 b], отредактировано Условные обозначения: 1 — зилаирский флиш, 2 — олистострома, 3 — кремнистый предфлиш, 4 — батиальные (O–D2) отложения, 5 — шельфовые отложения, 6 — максютовский метаморфический комплекс, 7 — островодужные вулканиты, 8 — офиолиты, 9 — на правление терригенного сноса, 10 — разломы и направление тектонических смещений Fig. 62. The reconstruction of relationships between the Magnitogorsk arc accretionary complex and a continental passive margin for the moment of the arc-continent collision (Famennian) [Puchkov, 2002 b], modified Explanations: 1 — Zilair flysch, 2 — olistostrome, 3 — cherty preflysch, 4 — bathyal (O–D2) deposits, 5 — shelf deposits, 6 — Maksyutovo complex, 7 — island arc volcanics, 8 — ophiolites, 9 — directions of a teriggenous transport, 10 — faults and directions of tectonic movements Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды слэба на большие глубины при субдукции. Исходя литосферы [Carlson et al., 2005]. 3. Важно, что при из этого, следует предположить, что возраста этого заклинивании зоны субдукции тяжелая, эклогитизи метаморфизма должны совпадать со временем дейст- рованная часть слэба может отрываться, выключая вия субдукции, а ее наиболее древние продукты — тем самым важную движущую часть субдукционно быть несколько древнее надсубдукционного вул- го механизма (slab pull). Отрыв слэба в современных канизма, который возникает не сразу, а лишь при зонах субдукции продемонстрирован на ряде сейс достижении литосферным слэбом определенных мотомографических профилей (Тайвань, Карпаты глубин, где начинается плавление. и др., например, [Lallemand et al., 2001]) и использо ван нами при составлении схемы развития Магнито горской дуги (см. выше).

Высокобарический метаморфизм Здесь мы рассмотрим вопросы возраста и P-Т в зоне ГУР условий формирования метаморфических комплек Вопрос о времени формирования и о природе сов зоны ГУР более подробно и последовательно, метаморфитов высоких давлений и низких темпера- с юга на север.

тур (HP-LT) для Урала особенно актуален, посколь- Наиболее ярким и доступным объектом пояса, ку в зоне ГУР и вблизи ее эти метаморфические хорошо изученным как российскими исследователя породы (глаукофановые сланцы и эклогиты) раз- ми, так и международными группами, особенно ак виты очень широко, образуя прерывистый, но чрез- тивными в 90-е годы прошлого столетия, в период вычайно протяженный, почти 2000-километровый действия программы ЕВРОПРОБА, является максю пояс, прослеживающийся от р. Эбеты на юге до товский комплекс Южного Урала, который мы рас р. Щучьей на севере (рис. 63). Этому вопросу по- смотрим наиболее детально, совместно с близкими священа масса литературы, от капитальных работ по возрасту метаморфитами других типов (рис. 63).


Н.Л. Добрецова [1964] и В.И. Ленных [1977] до не- Находками конодонтов в линзах мраморов, давней статьи автора [Пучков, 2009]. находящихся в разрезах, сложенных метабазитами, Общие вопросы возраста зоны ГУР на Урале черными микрокварцитами (метакремнями?), мета и механизма эксгумации высокобарических ком- граувакками с протрузиями серпентинитов, было плексов рассматривались нами ранее ([Пучков, доказано присутствие палеозойских толщ в составе 2000] и ссылки там же), и во избежание повторов максютовского комплекса [Захаров, Пучков, 1994].

мы отсылаем читателя к этой работе. Отметим для Вопрос о присутствии докембрийских образований тех, кто не имеет этой работы под рукой: в ней были в максютовском комплексе при этом остался откры приведены дополнительные доказательства того, тым: уже давно приводились сведения о докем что эклогит-глаукофановый пояс возник в резуль- брийских датировках его пород Rb-Sr и U-Pb мето тате коллизии Магнитогорской островной дуги дами [Добрецов, 1974;

Вализер, Ленных, 1988 и др.], и пассивной окраины континента и эксгумации однако аналитические данные не приводились;

субдукционных высокобарических метаморфитов были довольно большие основания относиться к ним в зоне ГУР. Показано, что активность ГУР по-види- с недоверием. Тем не менее, некоторые более позд мому закончилась еще в раннекаменноугольное ние данные также как будто свидетельствуют в поль время, и разлом был запечатан гранитами, уже не зу наличия докембрийских образований [Красноба испытавшими катаклаза. Другой момент, уже обсуж- ев и др., 1996;

Lennykh, Valizer, 1999].

давшийся, касается механизма эксгумации эклогит- Максютовские эклогиты долго считались чуже глаукофановых комплексов, которая объясняется родными образованиями, даже глыбами олисто плавучестью блока, сталкивающегося с островной стромы [Эклогиты …, 1989]. Это вообще довольно дугой и затягиваемого в зону субдукции: микрокон- живучая точка зрения. Поскольку высокобарические тинента [Пучков, 1996 а] или пассивной окраины парагенезисы лучше всего сохраняются в породах континента [Chemenda et al., 1997]. К аргументам основного состава и значительно слабее — в более в пользу представления о том, что эксгумация свя- кислом матриксе, некоторые исследователи до сих зана с плавучестью затягиваемого в зону субдукции пор считают эклогиты максютовского комплекса континентального блока, мы можем теперь добавить экзотическими образованиями [Кориневский, Кори следующее. 1. Как показывают минералогические невский, 2006]. Однако изучение петрологии пород исследования [Chopin, 2004], континентальная кора (углеродистых кварцитосланцев), вмещающих мак может быть субдуцирована на глубину порядка 100 км сютовские эклогиты в Карояновском обнажении, и затем возвратиться на поверхность Земли, неся и сравнение зондовых данных по зональности грана в себе минералогические следы пребывания на этих тов в эклогитах и вмещающих породах уже довольно глубинах. 2. В зону субдукции затягивается не про- давно показало, что эклогиты и вмещающие кварци сто кора, а континентальная литосфера, удельный тосланцы изофациальны [Карстен и др., 1994].

вес которой должен быть ниже удельного веса асте- Существенная разница в метаморфизме разных носферы, в которую она субдуцируется. Это осо- частей максютовского комплекса [Вализер, Ленных, бенно касается кратонной, относительно легкой 1988], находки фауны [Захаров, Пучков, 1994] и 122 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья Рис. 63. Всеуральский палеозойский пояс зон и локальных проявлений высокобарического метаморфизма, сопровожда ющий тагило-магнитогорские островодужные комплексы в зоне ГУР. Информация наложена на схему тектонической зональности Урала, илл. 11.

Условные обозначения: 1 — эклогит-глаукофансланцевый тип, 2 — глаукофансланцевый тип, 3 — выходы гранатовых пироксени тов (высокобарические гранулиты), 4 — дистен-силлиманитовый тип. Цифры на схеме: 1 — эбетинский комплекс, 2 — максютов ский комплекс, 3 — куртинский комплекс симплектитовых эк логитов, с наложенным амфиболитовым метаморфизмом, 4 — кваркушские глаукофановые сланцы, 5 — Салатимский пояс, 6 — Маньинско-Щекурьинские проявления глаукофановых сланцев, 7 — неркаюско-парусшорский комплекс, 8 — мета морфический комплекс в экзоконтакте Войкаро-Сынинского базит-гипербазитового массива и Степрузьском меланже, 9 — метаморфический комплекс в экзоконтакте Сыумкеуского ба зит-гипербазитового массива, 10 — Комплексы Марун-Кеу и Слюдяной горки, 11 — щучьинский комплекс. Буквы на схеме:

a–c — выходы гранатовых перидотитов, датированных U-Pb методом по цирконам (a — Байгускарово, b — Миндяк, c — Узянский Крака);

d — белокаменский комплекс дистен-силли манитовых сланцев Fig. 63. The All-Uralian high-pressure / low-temperature (HP LT) metamorphic belt and local high-pressure metamorphic rocks accompanying the Tagil-Magnitogorskian island-arc zone in the walls of the Main Uralian Fault Symbols: 1 — eclogite-glaucophane-schist type, 2 — glaucophane schist type, 3 — garnet pyroxenite (high-pressure granulite) occurrences, 4 — disthene-sillimanite type. Numbers in the scheme: 1 — Ebeta complex, 2 — Maksiutovo complex, 3 — Kurtinsky complex of symplectite eclogites, affected by amphibolite metamorphism, 4 — Kvarkush blueschists, dated as Lower Cambrian, 5 — Salatim belt, 6 — Manya Schekurya occurrences, 7 — Nerka-yu-Parus-shor complex, 8 — metamorphic complex in the exocontact of the Voykar-Synya mafic ultramafic massif and Stepruz melange, 9 — metamorphic complex in the exocontact of the Syum-Keu mafic-ultramafic massif, 10 — Marun Keu and Sliudyanaya Gorka complexes, 11 — Schuchya complex.

Letters in the scheme: a–c — garnet pyroxenite occurrences, dated by U-Pb method (zircons) (a — Mindyak, b — Bayguskarovo, c — Uzyan Kraka occurrences);

d — Belokamensk (disthene-sillimanite) complex данные детальных геологических съемок привели к отказу от традиционного четырехчленного деле ния максютовского комплекса, зафиксированного в Унифицированных стратиграфических схемах Урала (галеевская, кайраклинская, юмагузинская и карамалинская). Возникли условия для перехода к двухчленному делению, хотя разные геологи по разному определяли объем двух выделяемых единиц.

Эти выводы, в общем виде, были приняты и раз виты исследователями, изучавшими этот комплекс в 90-х гг. по программе «Уралиды».

Исследователи, занимавшиеся изучением струк туры [Lennykh, Valizer, 1999;

Hetzel et al., 1998;

Hetzel, 1999], описывают ее как сложно построенную, косо ундулирующую антиформу, образованную двумя тектоническими единицами (рис. 64). На основании личного знакомства со структурой добавлю, что для нее чрезвычайно характерны лежачие изоклиналь ные складки, а пологое залегание крупных текто Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды нических форм отчасти маскирует чрезвычайно маза. В свое время в максютовском комплексе были напряженную тектонику. описаны псевдоморфозы кварца по коэситу [Чес Нижняя — 1-я единица сложена метаосадками, ноков, Попов, 1965]. И хотя эти данные далеко не включая метакварциты, метаграувакки и метапе- всеми воспринимаются с полным доверием, к ним литы. Среди них имеются менее деформированные можно добавить данные о кубоидной морфологии блоки основного и ультраосновного состава. Сюда некоторых обособлений графита в эклогитах, воз же отнесена метакварцитовая и метааркозовая юма- можно являющихся псевдоморфозами графита по гузинская свита. В целом, эта единица отвечает алмазу [Leech, Ernst, 1998]. Вышеизложенные дан галеевской, кайраклинской и юмагузинской свитам ные получили поддержку благодаря сообщению стандартной стратиграфической схемы. Верхняя, о выявлении микроалмазных агрегатов [Bostick et 2-я единица, отделенная от первой тектонически- al., 2003]. С помощью Раман-спектроскопии в мало ми контактами, сложена графитовыми кварцитами, слюдистых гнейсах 1-й единицы было выявлено метавулканитами, с линзами мраморов, метагаббро несколько нанокристаллических агрегатов алмазов, и километровыми линзами серпентинитового ме- возникших при относительно низких температурах ланжа с метародингитами [Schulte, Sindern, 2002] около 650 °С и сверхвысоких давлениях, не менее (отвечает карамалинской свите). Относительно 3,2 GPa. Термобарические оценки ранней стадии возраста свит у соавторов имеются несовпадения ретроградного метаморфизма по сосуществующим во мнениях;

Р. Хетцель [Hetzel, 1999] высказывает гранату, омфациту и фенгиту в эклогитах дали ве точку зрения о докембрийском возрасте нижней, личины 610–680 °С, 1,7–2,6 GPa, что несколько первой единицы, и палеозойском — верхней, вто рой. По данным минералого-термобарометрических исследований, нижняя единица, с хорошо сохранив шимися эклогит-глаукофансланцевыми минераль ными ассоциациями, испытала пиковый метамор физм до ~ 17 кбар при температуре ~ 570 °С, в то время как верхняя, с псевдоморфозами по лавсо ниту, была метаморфизована при ~ 8 кбар и ~ 450 °С (рис. 65). Предполагается, что метаморфизм был связан с субдукцией на восток, под островную дугу.

При этом 1-я единица находилась на большей глу бине, чем 2-я. Затем 1-я единица поднялась вверх и пришла в тектонический контакт со второй на уровне лавсонит-глаукофанового метаморфическо го парагенезиса. Наконец, в ходе дальнейшей экс гумации обе единицы были смяты в антиформу, и структура приобрела современный вид.

Вместе с тем ряд исследователей допускает, что первоначальный, пиковый метаморфизм мог осуществляться в пределах поля стабильности ал Рис. 64. Геологическая схема центральной части максютовского ком плекса, показывающая соотношение традиционных стратиграфических подразделений (свит) и выделенных позже двух «единиц» [Hetzel, 1999] (схема основана на материалах В.И. Ленных [1977 и др.]) 1 — диабазы, кремни (силур);

2 — габбро, диабазы;

3 — серпентиниты (ГУР);

4–8 — максютовский комплекс: 4–7 — свиты унифицированной шкалы (4 — карамалинская, 5 — юмагузинская, 6 — кайраклинская, 7 — галеевская), 4 и 5 отнесены ко 2-й единице, а 6 и 7 — к первой;

8 — псевдоморфозы лав сонита в метародингитах единицы Fig. 64. The geological scheme of the central part of the Maksiutovo complex, showing the relationships between the traditional stratigraphic subdivisions (formations) and two units, established later [Hetzel, 1999] (based on materials of V.I. Lennykh [Ленных, 1977 и др.) 1 — diabases, cherts (Silurian);

2 — gabbro;

3 — serpentinites (MUF);

4–8 — Maksiutovo complex: 4–7 — Formations of the Standard scale (4 — Karamola, 5 — Yumaguzino, 6 — Kayrakly, 7 — Galeevo), 4 and 5 belong to the second unit, 6 and 7 — to the first;

8 — pseudimorphs of lausonite in the second unit 124 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья Рис. 65. Положение образцов (1–7) из максютовского комплекса в Р-Т поле, полученное в результате изучения шлифов и зондовых анализов. Направление стрелок указывает, когда образовалась текстура пород: в прогрессивную или регрессивную стадию. Врезка справа схематически иллюстрирует контрастные тектоно-метаморфические условия двух единиц комплекса (кривые не представляют собой Р-Т пути) [Hetzel, 1999]. Добавим, что данные о находках алмазов (см. ниже) могут поднять кривую единицы 1 на врезке значительно выше — в область алмазной фации метаморфизма Fig. 65. The positions of the samples of Maksiutovo complex in P-T field, obtained from the study of thin sections and microprobe analyses. The directions of the arrows show, when the structure of the rocks was formed in a prograde or retrograde stage. The insert in the right illustrates schematically contrasting tectono-metamorphic conditions of two units of the complex (P-T paths) [Hetzel, 1999]. It is necessary to add that the data on the finds of diamonds (see below) may raise the curve of the unit 1 to a much higher level, in the area of diamond facies of metamorphism ниже по давлению поля стабильности коэсита. кайма граната – фенгит, в массивной будине экло Анализируя соотношения изотопов кислоро- гита определяется 500 °C, 1,5 GPa;

для полосчато да в парах сосуществующих минералов [Leech, Ernst, го эклогита 630°C, 1,7 GPa;

и для гранат-слюдяного 2000], эти авторы приходят к выводу, что Р-Т усло- сланца — 630°С, 1,7 GPa. Присутствие в последнем вия, устанавливаемые для метаморфизма 1-й еди- обильных реликтов хлоритоида и распределение ницы (594–637 °С при 15–17 кбар) могут отражать Fe/Mg содержаний между хлоритоидом и гранатом изменения, произошедшие 375 млн. лет назад, в на- регистрирует еще одну стадию: 650°C, 2,0 GPa (близ чальную стадию эксгумации. Изменение соотно- ко к полю стабильности коэсита). Для всех ука шения изотопов кислорода 18О/16О в парах сосуще- занных образцов выявляется общая ретроградная ствующих минералов может отражать три стадии эволюция, с образованием лавсонит-альбит-глауко ретроградной рекристаллизации в условиях присут- фанового парагенезиса, замещенного затем акти ствия флюида: 1) 678 ± 83 °С, затронувшая 1-ю еди- нолит-хлорит-альбитовым. Эти данные приводят ницу и уничтожившая коэсит и алмаз;

2) 453 ± 17 °С авторов к сложной схеме раздельной эволюции на переходе от глаукофансланцевого к зеленослан- указанных пород на прогрессивных этапах, с после цевому метаморфизму, затронувшая обе единицы, довательным их пространственным соединением пришедшие в соприкосновение и 3) 250 ± 68 °С, и общей эволюцией на ретроградных этапах. Девон отражающая позднюю стадию гидротермального ские изотопные возраста (см. ниже) они относят изменения и эксгумации. только к самой поздней, наиболее низкотемпера Термобарометрический анализ трех образцов турной стадии эклогитизации;

возраст других ста из одного обнажения [Schulte, Blmel, 1999] дал три дий неизвестен. Впрочем, справедливость этого разных значения условий их формирования. По паре вывода оспаривается, о чем речь пойдет ниже.

Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды Хронология субдукции понята без анализа определений изотопных возрас тов, количество которых сейчас, пожалуй, превыша История максютовского комплекса, тесно ет количество определений, сделанных для любого связанная с историей МОД (рис. 66), не может быть другого объекта на Урале.

Рис. 66. Хронология субдукции и связанных с ней процессов для Магнитогорской островной дуги (по [Brown et al., 2006 b]), с дополнениями Fig. 66. The chronology of a subduction and related processes for the Magnitogorsk arc [Brown et al., 2006 b], enhanced 126 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья При этом возникает проблема: могли ли про- представляют породы восточно-хабарнинского ду дукты ранних стадий субдукционного метаморфиз- нит-клинопироксенит-вебстерит-габбро-норитово ма сохраниться и затем быть эксгумированы или го комплекса (ВХК), и пространственно связанные они должны были быть полностью унесены вглубь с ним метаморфические породы гнейсо-амфиболи мантии субдукционным конвейером? В применении тового состава (вблизи контакта с ВХК метаморфизм к МОД высказывалось предположение [Scarrow et достигает гранулитовой фации умеренных давлений, al., 1999], что такими ранними индикаторами суб- в среднем P = 6 кбар при Т = 750–800 °С). Возраст дукции, впоследствии появившимися на поверх- верлитов по Sm-Nd изохроне = 411 ± 12 млн. лет, ности, являются гранатовые пироксениты, описан- причем Аr-Ar возраст флогопита по плато составля ные в составе Миндякского офиолитового массива ет 414 ± 3,0 млн. лет (интегральный возраст по все в серпентинитовом меланже ГУР. Сейчас они из- му аргону 422 ± 3 млн. лет). Sm-Nd минеральная вестны и в других местах этой зоны (рис. 63). Однако изохрона, полученная по гранатовым амфиболитам P-T параметры их образования определены как в контакте с ВХК, указывает на возраст 415 ± 8 млн.

1,5–2 GPa, 800–1200 °C [Пушкарев, 2001], т. е. это лет [Пушкарев и др., 2007, 2008 а, б]. Это можно были гранулиты высоких давлений, нехарактерные было бы считать случайным совпадением, однако для самой зоны субдукции, в которой температур- Хабарнинский массив, находящийся сейчас в алло ный режим определяется вторжением относительно хтонном залегании в Сакмарской зоне, происходит холодного слэба. Их возраст был определен двумя из зоны ГУР, как и вышеописанные высокобари методами: Sm-Nd изохронный — 406–399 млн. лет ческие гранулиты. Значит, что-то очень серьезное [Gaggero et al., 1997], а U-Pb по цирконам 414±4 млн. происходило на разных уровнях океанической ман лет [Scarrow et al., 1999] и 410 ± 5 млн. лет [Савельев тии перед или во время заложения зоны субдукции.

и др., 2001];

Pb-Pb возраст ядер цирконов равен Что же это за событие? В.В. Пушкаревым и его со 467 млн. лет [Gaggero et al., 1997;

Scarrow et al., 1999]. авторами делается попытка объяснить образование Недавно полученный возраст гранатовых пироксе- гранулитов как результат обдукции Хабарнинского нитов из еще одного локального местонахождения массива на край континента и как-то увязать эту в зоне ГУР, около д. Бурангулово, составил по цир- обдукцию с существованием Губерлинской дуги.

конам 416 ± 6,1 млн. лет, U-Pb SHRIMP [Третьяков Действительно, обдукция не может рассматриваться и др., 2008]. изолированно: для нее нужна коллизия дуги с кра Удивительным образом эти датировки перекли- ем континента. Однако Губерлинская дуга, даже по каются с датировками части сложнопостроенного мнению безусловных сторонников ее существова Хабарнинского ультрабазит-базитового массива ния [Рязанцев и др., 2008], отмерла за 30 млн. лет (рис. 67), образующего самостоятельный клипп — до обсуждаемого события, а первые поверхностные аллохтон в северной части Сакмарской зоны, в не- признаки существования Магнитогорской субдук посредственной близости от ГУР. ции в виде островодужного вулканизма датируют Согласно [Пушкарев и др., 2008 б], массив со- ся эмсом, т. е. запаздывают по отношению к этому стоит из следующих комплексов (рис. 67): 1) офио- событию всего на 5–10 млн. лет (по очевидным литовый дунит-гарцбургитовый комплекс с подчи- причинам, субдукция и должна начинаться раньше, ненным развитием лерцолитов, наиболее древний, чем вулканизм). Проблема осложняется еще и тем, предшествующий формированию всех остальных что время формирования и аккермановского (над комплексов;

2) восточно-хабарнинский дунит-клино- субдукционно-спредингового), и молостовского пироксенит-вебстерит-габбро-норитовый комплекс (надсубдукционного) комплексов растягивается, (ВХК), подстилающий и прорывающий офиоли- по данным абсолютного возраста, вплоть до эйфеля товые перидотиты с востока;

3) аккермановский и фамена соответственно. При этом амфиболиты верлит-габбро-плагиогранитный комплекс, проры- предполагаемого подошвенного метаморфизма, вающий офиолитовые перидотиты или, по альтер- которые подстилают эти комплексы (во всяком нативной трактовке, достраивающий офиолитовый случае, молостовский), имеют (в отличие от грану комплекс;

сопровождается комагматичным комплек- литов) датировку 387 млн. лет (рис. 67), что также сом параллельных диабазовых даек;

4) молостовский свидетельствует против раннедевонской обдукции.

комплекс малых кольцевых дифференцированных Положение кажется безвыходным и, казалось бы, интрузий клинопироксенит-габбро-гранитного со- остается только пенять на якобы «неправильные»

става, прорывающих перидотиты в центре массива;

определения абсолютного возраста. Однако корре 5) метаморфические породы, залегающие в подошве ляция метаморфитов на востоке и севере массива аллохтона и включенные в его структуру;



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