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 |   ...   | 7 | 8 || 10 | 11 |   ...   | 14 |

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

-- [ Страница 9 ] --

деформационного поля внутренней части Уфимско- 3. Верхний, нязепетровский аллохтонный ком го амфитеатра обусловили его относительную при- плекс, сложенный ордовикско-раннесилурийской поднятость: только здесь в Предуральском краевом базальтовой, силурийско-раннедевонской базальт прогибе отсутствуют верхнепермские и большая андезит-базальтовой, раннедевонской (?) трахи часть кунгурских отложений. И в то же время не базальт-трахитовой вулканогенными, а также дунит случайно, что, несмотря на приподнятость этой гарцбургитовой, дунит-клинопироксенитовой, структуры, здесь присутствуют бескорневые алло- габбро-диоритовой и габбро-сиенитовой магмати хтоны, сложенные, как и в Зилаирской синформе, ческими формациями, в целом отвечающими Та батиальными и океаническими / островодужными гильской офиолитово-островодужной формацион формациями. ной последовательности. Особенно неясной была Бардымско-Нязепетровский аллохтон заслу- природа Суроямского массива в этой зоне: до сих живает специального рассмотрения как структура, пор бытует точка зрения о родстве этого массива где можно наблюдать стадийное развитие покров- с Вишневогорским, Булдымским и др. массивами ной тектоники, когда первоначально образовав- ультраосновного щелочного карбонатитового ком шиеся шарьяжи участвуют в более поздних «тонко- плекса. Нами, однако, показано, что Суроямский кожих» складчато-надвиговых деформациях. щелочной габбро-пироксенитовый массив с круп Заново анализируя предшествующие публи- ным месторождением титаномагнетита и апатита, кации [Камалетдинов, 1974;

Пучков, Иванов, 1982;

расположенный в южной части Нязепетровской Живкович, Чехович, 1985] и большой неопублико- зоны, имеет аналоги в ПП Тагильской зоны, причем ванный материал, мы пришли к выводу, что в Бар- руды отличаются палладиево-платиновой специали дымско-Нязепетровском районе развиты следующие зацией, характерной для Качканарского и Волков главные разноформационные тектонические ком- ского массивов. При этом, находясь среди пород плексы (илл. 21, рис. 91) [Жилин, Пучков, 2009]. тагильского типа, Суроямский массив отделен от 1. Автохтонно-параавтохтонный, представлен- вмещающих пород разломами, и вполне возможно, ный ордовикско-каменноугольными терригенно-кар- сам был надвинут на эти породы [Жилин, Пучков, бонатными мелководными шельфовыми отложени- 2009].

ями, залегающими на протерозойском фундаменте. 4. Орогенические комплексы, формировавши В низах залегают грабеновые груботерригенные еся параллельно деформациям рассматриваемого формации с эффузивами (нижнесергинская, козин- района: среднекаменноугольно-пермские отложе ская и др. свиты);

в верхах — фаменско-турнейский ния, преимущественно флиш и моласса.

флиш зилаирской свиты, развитый только в юго- Дополнительный свет на особенности тектони восточной части района, и среднекаменноугольный ки нязепетровского комплекса и окружающих его флиш азямской свиты, широко представленный во структур проливает проблема расшифровки Михай всей его западной части. ловского сейсмического профиля, пройденного на 2. Нижний аллохтонный, слагающий Бардым- западном склоне Среднего Урала в широтном на ский, или Нижнесергинский, тектонический покров правлении через северную оконечность Нязепетров и представленный глубоководными терригенными, ского аллохтона (рис. 91). Уже при рассмотрении терригенно-кремнистыми, конденсированными исходных сейсмических профилей, без наложенной кремнистыми, редко кремнисто-карбонатными от- расшифровки, бросается в глаза значительно бль ложениями среднеордовикско-франского возраста, шая дислоцированность верхних горизонтов осадоч с базальтоидами и их туфами, развитыми вблизи ного палеозойско-верхнепротерозойского разреза основания разреза и локально, в районе г. Нижние по сравнению с нижними: структура последних Серги — среди терригенных флишеподобных отло- параллельна практически недислоцированной гра жений нижнего – среднего девона, сложенных пе- нице основания палеозоя (венд / ордовик).

Рис. 91. Михайловский сейсмический профиль В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья Fig. 91. Mikhaylovsky seismic profile Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды Подобные структуры объясняются наличием ордовикско-девонские батиальные терригенно субгоризонтальной зоны срыва, или детачмента, кремнистые отложения лежат на карбонатных (шель в основании серии тектонических пластин, огра- фовых) среднедевонских. Положение и схемы сква ниченных листрическими надвигами и возникавших жин см. также в работе [Живкович, Чехович, 1985].

последовательно, одна за другой, на фронте струк- В плане мы видим, что шельфовые и связанные туры надвигания, так что каждая нижележащая, с ними рифтогенные фации ордовика – девона более внешняя пластина надвига моложе предыду- распространены не только западнее, но и повсюду щей по времени деформации [Пучков и др., 1998]. вокруг батиальных и офиолитово-островодужных Такая структура отвечает названию «тонкокожая», аллохтонов (илл. 21). Переходных фаций от шель о чем уже говорилось выше. На восточном краю фовых к батиальным не наблюдается. Последние, профиля наблюдается переход ее в «толстокожую» таким образом, слагают, вместе с океаническими, структуру: наблюдается рампа — перелом зоны сры- огромный клипп.

ва, которая к востоку от Коноваловского разлома Вышесказанное означает, что материал, кото становится значительно более крутой. Геологический рым мы располагаем, позволяет предположить в разрез (рис. 91 Б) [Brown et al., 2006 a], построенный этом районе многоэтапную деформацию (рис. 91Г).

по данным геологической съемки и на основании По времени она запаздывала относительно анало расшифровки сейсмопрофиля, отвечает критериям, гичных деформаций Южного Урала. Деформации, предъявляемым к так называемым сбалансирован- сопровождавшие позднедевонскую коллизию Маг ным разрезам. Такой разрез необязательно правилен, нитогорской островной дуги и пассивной окраины но должен отвечать одному требованию: он может континента, практически не затронули рассматри быть реконструирован путем приведения тектони- ваемую территорию: дистальный зилаирский флиш ческих пластин в их первоначальное положение. развит только в ее юго-восточной части, замещаясь Такое восстановление позволяет рассчитать степень к западу шельфовыми карбонатами. Поэтому мы сжатия шельфовых структур (в данном случае она считаем его принадлежащим параавтохтону.

составляет не более 30% для сбалансированной В целом же устанавливается последователь части разреза). Однако в профиль (рис. 91В, исправ- ность шарьирования, следующая обычной законо ленный вариант) закралась принципиальная погреш- мерности: чем выше шарьяжная пластина, тем раньше ность, которую я, как соавтор цитируемой работы, она образовалась. Такая последовательность событий к сожалению не смог предотвратить по техническим описана, например, для Альп [Agard, Lemoine, 2005], причинам. При построении этого профиля не было для Памиро-Тяньшанской системы [Буртман, 2006].

учтено, что аллохтоны нельзя вписать в сбаланси- Ее мы принимаем для средней и верхней тектоничес рованный разрез: они образовались раньше, и мас- ких единиц Сакмарского и Кракинского аллохтонов;

штаб их перемещения значительно больше, чем образование нижней единицы подчинялось иным было принято при первоначальной интерпретации закономерностям (см. выше). Согласно же обсуждае (то же имеет место и в западной части профиля мой здесь закономерности, последовательность шарь УРСЕЙС, но там это не вызвало существенных ирования такова: 1. Суроямский платиноносный искажений при интерпретации). массив надвинут на вулканиты Тагильской зоны поз В момент образования Бардымской и Нязепет- же раннего девона. 2. Вулканиты Тагильской зоны ровской пластин поверхность срыва находилась надвинуты на батиальные комплексы Бардымской выше: не в ордовикских, а в девонских отложени- зоны позже франа (фран еще представлен батиальны ях (эта поверхность вскрывается под аллохтоном ми осадками). 3. Батиальные комплексы Бардымской пятью скважинами в районе пос. Нижние Серги на зоны вместе с вышележащими пластинами надви глубинах порядка 1000 м) (см. илл. 21), причем нуты на шельф континента по субгоризонтальному К рис. 91. A — немигрированный разрез Михайловского сейсмического профиля. Б — мигрированный разрез по профилю.

В — сбалансированный геологический разрез по профилю. Г — реконструированный разрез по Михайловскому профилю [Brown et al., 2006 a], с последующей корректировкой В.Н. Пучкова. Линия профиля показана под номером IV на илл. 17.

Условные обозначения: 1–6 — автохтон – параавтохтон: 1 — карбон – пермь, 2 — девон, 3 — средний ордовик – силур, 4 — нижний ордовик, 5 — венд, 6 — рифей;

7–8 — аллохтоны: 7 — Бардымский (ордовик – верхний девон), 8 — Нязепетровский (ордовик – ниж ний девон). U-Dt — Уфимско-Демидовский надвиг, St — Сергинский надвиг, N-St — Нижнесергинский надвиг, Nt — Нязепетровский надвиг, Кt — Коноваловский надвиг To Fig. 91. A — Unmigrated Mikhaylovsky seismic profile. Б — Migrated hand-drawn section. В — Balanced geological section along the profile. Г — Reconstructed section along the Mikhailovsky profile [Brown et al., 2006 a], with the later corrections by V. Puchkov. The line of the profile is shown as IV in the Illustr. Symbols: 1–6 — autochthon and paraautochthon: 1 — Carboniferous-Permian, 2 — Devonian, 3 — Middle Ordovician-Silurian, 4 — Lower Ordovician, 5 — Vendian, 6 — Riphean;

7–8 — allochthons: 7 – Bardym (Ordovician-Upper Devonian, 8 — Nyazepetrovsk (Ordovician-Lower Devonian). Faults: U-Dt — Ufimsk-Demidovsky fault;

St — Serginsky thrust;

N-St — Nizhneserginsky thrust;

Nt — Nyazepetrovsk thrust;

Кt — Konovalov thrust 190 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья тектоническому срыву в среднедевонских карбо- ческие структуры выражены чрезвычайно ярко.

натных отложениях в фамене или раннем карбоне Еще одна покровная структура — Верхнепечорская (уровень срыва установлен бурением в среднеде- [Пучков, 1979;

Puchkov, 2002 b] — расположена так вонских известняках). 4. Вся призма тектонических же закономерно: напротив сужения Ляпинского покровов и шельфового аллохтона испытывала срыв антиклинория. Одно связано с другим: на подня на границе чехла и фундамента, с последовательным тиях развитие столь крупных тектонических по образованием листрических надвигов, продвигав- кровов менее характерно, а последующая эрозия шихся в западном направлении в среднем карбоне уничтожает их там в первую очередь.

(это установлено в результате расшифровки Михай- К северу от Лемвинской зоны, в Западно ловского сейсмопрофиля и аналогичных профилей Уральской мегазоне на Полярном Урале поперечные к северу от него). структуры проявляются, помимо нарушения линей Вместе с тем в Нязепетровском районе на- ности, в наличии трех изолированных поднятий блюдается некоторое запаздывание деформаций с докембрийскими комплексами в ядре и палео шельфа по сравнению с Южным Уралом. зойскими — на крыльях: Енганепейского, Манита Можно предполагать, что коллизионные про- нырдского и Оченырдского. Структура их доволь цессы на континентальной окраине в пределах от но проста и резко контрастирует со структурой Среднего до Полярного Урала начались не в дево- Лемвинской зоны.

не, как на юге, а в раннем карбоне. Близ-одно- Лемвинская зона тектонических покровов.

временно с шарьированием в более западной части «Отцом» геологии Лемвинской зоны по праву сле Уфимского амфитеатра начинается образование дует считать К.Г. Войновского-Кригера, в годы флиша, а в более восточной, в пределах Уфалейского Великой Отечественной войны покрывшего всю выступа — интенсивное тектоническое скучивание, зону съемкой м-ба 1:200 000. В 1953 г. он защитил метаморфизм и образование гранитов, датируемое на основе этих материалов докторскую диссертацию, башкирским веком [Ронкин и др., 2006 г]. На этом где постулировал аллохтонную природу тектони этапе, продолжавшемся и в пермское время, сформи- ческих пластин, сложенных лемвинскими глубоко ровалась система надвигов и сопряженных складок, водными фациями. После длительного периода связанная с более глубокой поверхностью срыва, времени, когда покровный характер структур Лем проходившей вблизи границы чехол – фундамент. винской зоны отрицался местными геологами, Яркой чертой тектоники палеоконтиненталь- с начала 70-х годов в Лемвинской зоне начал рабо ного сектора Урала является сочетание поперечных тать автор, который с самого начала принял точку поднятий и опусканий: Башкирского, Кваркушско- зрения К.Г. Войновского-Кригера. Начатое автором го, Ляпинского, Харбейского и др. антиклинориев, изучение конодонтов позволило существенно уточ где Западно-Уральская мегазона сужается до мини- нить стратиграфию зоны и сделать доказательства мума, и расположенных между сужениями ее рас- присутствия в ней шарьяжей еще более убедитель ширенных участков, где и сосредоточены шарьяжи. ными [Пучков, 1973б]. В вышедшей следом моногра Напротив широкой Лемвинской зоны (рис. 92), фии [Камалетдинов, 1974], посвященной шарьяжам в средней части которой Центрально-Уральское Урала, Лемвинской зоне было уделено 2 абзаца, поднятие вообще отсутствует, покровные тектони- что, конечно, непропорционально мало. Книга К рис. 92. Условные обозначения: 1–3 — автохтон и параавтохтон: 1 — ордовикско-каменноугольные шельфовые отложения (главным образом, карбонаты;

подчиненные песчаники), 2 — ордовикско-каменноугольные отложения внешнего шельфа: глинистые сланцы, известняки, песчаники, кремни (Западно-лемвинский фациальный тип), 3 — нижнепермский флиш и моласса Предуральского краевого прогиба;

4–8 — нижние аллохтоны: 4 — докембрийские вулканиты и метаморфические породы, 5 — Лемвинский габбро гранитный массив вендского возраста, 6 — верхнекембрийско-нижнеордовикские конгломераты, вулканиты и песчаники, 7 — батиаль ные верхнеордовикско-нижнекаменноугольные отложения (харотский и центрально-лемвинский фациальные типы), 8 — визейско-ниж непермский граувакковый флиш остаточного глубоководного прогиба, перекрывающий отложения харотского и центрально-лемвинского фациальных типов;

9 — средний аллохтон: абиссальные ордовикско-нижнекаменноугольные отложения, подстилаемые кембрийско ордовикскими грабеновыми фациями с эвапоритами;

10–13 — верхний аллохтон: 10 — ордовикско-девонские офиолитовые и острово дужные вулканогенные и осадочные комплексы, метаморфические породы, в том числе глаукофановые сланцы, 11 — габбро, 12 — гипербазиты, 13 — девонские тоналиты;

14–16 — геологические границы: 14 — стратиграфические и интрузивные контакты, 15 — разломы, 16 — ГУР;

17 — глубокая скважина;

I–I и II–II — линии геологических разрезов (внизу и на рис. 93–94) To Fig. 92. Symbols: 1–3 — Autochthon and parautochthon: 1 — Ordovician to Carboniferous shelf deposits (mainly limestone, subordinate sandstone), 2 — Ordovican to Carboniferous outer shelf to bathyal deposits: shale, limestone, sandstone, chert (Western Lemva facial type), 3 — Lower Permian flysch and molasse of the Preuralian foredeep;

4–8 — The lower allochthons: 4 — Precambrian volcanic and metamorphic rocks, 5 — Lemva gabbro-granite massif of Vendian age, 6 — Upper Cambrian to Lower Ordovician sandstone, conglomerate and volcanics, 7— Bathyal to abyssal Lower Ordovician to Lower Carboniferous deposits (Kharota and and Eastern Lemva facial types), 8 — Visean to Lower Permian greywacke flysch of the residual deep water trough in place of Kharota and Central Lemva type facies;

9 — The Middle allochthon: abyssal Ordovician to Lower Carboniferous deposits underlain by Cambrian to Ordovician rift deposits with evaporites;

10–13 — The Upper allochthon:

10 — Ordovician to Devonian ophiolitic and island arc volcanic and sedimentary complexes, metamorphic rocks, including glaucophane schist, 11 — gabbro, 12 — ultramafics, 13 — Devonian tonalites;

14–16 — Geological boundaries: 14 — Stratigraphic and intrusive contacts, 15 — faults, 16 — MUF;

17 — Lemva deep borehole;

I–I and II–II — lines of geological sections (below and in the Figs. 93–94) Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды автора [Пучков, 1979] в значительной мере компен- свиты в основании, перекрытыми мощным разрезом сировала этот пробел. Впоследствии ряд вопросов, мелководных песчаников, известняков и доломитов связанных с подробным описанием зоны сочленения внешнего шельфа;

разрез завершается раннеперм елецких (шельфовых) и лемвинских (батиальных) ским флишем;

2. Параавтохтон, разрез которого фаций был рассмотрен в кандидатской диссертации отличается от первого присутствием в среднем ордо [Шишкин, 2003] и в обзорной статье [Puchkov, 2002b]. вике особых узловатых («петельчатых») известняков Здесь мы обратим внимание лишь на главные чер- качамылькской свиты;

в силуре – раннем карбоне, ты тектоники зоны, с учетом новых данных. наряду с преобладающими кварцитопесчаниками В структуре Лемвинской зоны можно выделить и известняками, присутствуют глинистые и крем следующие элементы (рис. 92): 1. Автохтон, пред- нистые сланцы. По фациальной принадлежности ставленный характерными кварцитами тельпосской это отложения внешнего шельфа. 3. Разрез текто Рис. 92. Тектоническая схема южной части Лемвинской зоны (Полярный Урал) [Puchkov, 2002 b], с изменениями Fig. 92. Tectonic scheme of the southern part of Lemva area (Polar Urals) [Puchkov, 2002 b], modified 192 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья нических пластин нижнего аллохтона представлен Последовательность тектонических событий, в низах мелководными песчаниками, конгломерата- приведших к образованию описанной покровной ми, мощной толщей глинистых сланцев и алевро- структуры, может быть описана следующим обра литов (погурейская и грубеинская свиты);

начиная зом. В раннекаменноугольное время началась кол с верхнего ордовика, в разрезе появляются кремнис- лизия Магнитогорской островной дуги и пассивной тые сланцы;

верхний ордовик и силур представлены окраины континента. Произошла эксгумация экло конденсированной пачкой углистых граптолитовых гит-глаукофансланцевого комплекса. Начала расти сланцев, с прослоями неровнослоистых известняков аккреционная кордильера, поставлявшая в Лемвин харотской свиты, нижний девон — относимым к той скую зону полимиктовый материал грауваккового же свите переслаиванием глинистых сланцев и извест- флиша. В тылу флишевого прогиба офиолитовый няков, среди которых особо выделяется горизонт массив вместе в пододвинутым под него метамор пражских «петельчатых» тентакулитовых известняков, фическим комплексом, образующие верхний ал известный в фациях лемвинского типа на всем Урале лохтон, во второй половине карбона соскребают и Пай-Хое. Выше залегает эмсско-среднедевонская с континентального края мощные абиссальные толща кварцитопесчаников, алевролитов и глини- осадки среднего аллохтона, и они вместе с верхним стых сланцев (пагинская свита), в свою очередь аллохтоном перемещаются в сторону континента сменяющаяся вверх по разрезу конденсированной по верхней поверхности тектонического срыва, пачкой кремней, глинистых сланцев и известняков лежащей на уровне девонских отложений параав верхнего девона – нижнего карбона (колокольнен- тохтона и автохтона. Рост мощности коры внутрен ская или няньворгинская свита и воргашорская них частей орогена, их упрочение и увеличение свита). Разрез завершается нижнекаменноугольно- деформирующих напряжений, передававшихся на нижнепермским граувакковым флишем (яйюская и кору Лемвинской зоны, привели в раннепермское кечьпельская свиты), образование которых связано время к развитию «толстокожей» тектоники, воз с ростом орогена, поставлявшего терригенный ма- никновению нижней поверхности срыва уже на териал для их образования. 4. Разрез средней текто- уровне фундамента, с последовательным образова нической пластины отличается от разреза нижних нием листрических надвигов (нижних аллохтонов), пластин почти полным отсутствием известняков, захватывавших внешний край Лемвинской зоны что указывает на абиссальный характер осадков;

на с лежащим на нем средним аллохтоном. Одновре фоне мощных терригенных и вулканогенных отло- менно на западном краю зоны происходит образо жений низов ордовика маломощные конденсиро- вание Малонадотинской синформы (с переходом ванные пачки силура и девона в некоторых раз- в Лимбикскую синклиналь автохтона), благодаря резах малозаметны. В верховьях р. Погурей они чему средний аллохтон сохранился.

были выделены в черногорскую серию (O2–D3fm) Вышеуказанные авторы [Гудельман и др., 2009], [Аристов, Руженцев, 2000]. Типовой разрез нахо- описавшие скважину, дали тектоническую интерпре дится в ядре синформы на р. М. Надота. Бурение тацию полученных сведений и построили сейсмо скважины 1-Восточно-Лемвинская, заложенной геологический разрез (рис. 93), на котором довольно в породах этой пластины [Гудельман и др., 2009], ясно можно выделить параавтохтон, представленный показало, что низы этого разреза, представленные разрезами елецкого типа, Западный покров Лем верхнекембрийско-ордовикскими толщами, ассо- винского типа, породы которого вскрыты нижней циируют с солями, вскрытыми на глубинах 2700– (483-метровой) частью скважины, и верхний, 3000 м. Их генезис, по-видимому, связан с грабена- Грубеинский покров, представленный отложениями ми, полуизолированными от моря и возникшими грубеинской и погурейской свит, с ранее неизвестной на рифтовой стадии развития структуры в позднем соленосной толщей в основании. Из представлен кембрии – раннем ордовике. На глубине 3067 м ного варианта геологического разреза следует, что вскрыты среднедевонско-франские отложения сначала образовались складчато-надвиговые струк параавтохтона. 5. Верхний аллохтон представлен туры параавтохтона, затем они были срезаны Западным в нижней части вулканогенными офиолитовыми покровом, а тот в свою очередь был срезан и пере и островодужными комплексами, а также мета- крыт Грубеинским покровом. Однако такие взаимо морфическими породами, в том числе эклогит- отношения тектонических элементов нереальны.

глаукофановыми сланцами. Выше залегают габбро Весь опыт изучения покровных элементов форландов и гипербазиты основания офиолитового разреза, складчатых областей (см. выше) говорит о том, что относящиеся к Войкаро-Сыньинскому офиолито- в ходе надвигания интернид на экстерниды после вому массиву, и апогаббровые кристаллические довательность образования тектонических пластин сланцы Хордьюсского массива. По восточную сто- обратна: самые верхние — самые древние.

рону от массива прослеживаются лагортинский К сожалению, мне не удалось ознакомиться дайковый комплекс, ордовикско-девонские ост- с исходными сейсмическими материалами, поэтому роводужные вулканиты и огромный тоналитовый предлагаемый мною альтернативный вариант (рис. 94) массив раннеэйфельского возраста. является сугубо концептуальным.

Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды Рис. 93. Сейсмогеологический разрез через скв. 1-Восточно-Лемвинская [Гудельман и др., 2009]. Линия разреза показана на рис. Fig. 93. Seismogeological section across the borehole 1-Eastern Lemva [Гудельман и др., 2009]. The position of the section is shown in the Fig. 194 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья Рис. 94. Альтернативный разрез через скважину 1-Восточно-Лемвинская (положение разреза — на рис. 92).

Условные обозначения: 1 — фундамент. 2, 3 — параавтохтон, разрезы елецкого типа (внутренний шельф): 2 — ордовикско-каменноугольные отложения, преимущественно известняки и терригенно-олигомиктовые толщи;

3 — верхнекаменноугольно-пермские отложения кечьпельской свиты, флиш. Параавтохтон, переходный тип разреза (внешний шельф): 4 — известняки, песчаники, кремни, кварциты силура – среднего карбона. Нижний покров: 5 — преимущественно глинистые и кремнистые сланцы, с подчиненными кварцитами и известняками силура – раннего карбона;

6 — преимущественно терригенные породы ордовика;

7 — флиш визейско-среднекаменноуголь ного возраста. Средний покров: 8 — терригенные толщи верхнего кембрия – ордовика, с эвапоритами в основании. 9 — стратигра фические контакты;

10 — тектонические контакты Fig. 94. The alternative geological section across the borehole 1-Eastern Lemva. The position of the section is shown in the Fig. Symbols: 1 — basement. 2, 3 — paraautochthon, sections of the Yelets type (inner shelf): 2 — Ordovician-Carboniferous sediments, mostly limestones and terrigenous olygomyctic series;

3 — Upper Carboniferous- Permian Kechpel formation, flysch. Paraautochthon, transitional facies (outer shelf): 4 — limestones, sandstones, cherts, quartzites of the Silurian – Middle Carboniferous. The lower allochthon: 5 — mostly shales and cherts, with subordinate quartzites and limestonesof the Silurian – Early Carboniferous;

6 — mostly terrigenous Ordovician;

7 — Visean – Middle Carboniferous flysch. The middle allochthon: 8 — terrigenous sediments of the Upper Cambrian-Lower Ordovician, with evaporates at the base.

9 — stratigraphic contacts, 10 — tectonic contacts Центрально-Уральская мегазона характе- вой части поднятия развиты рифейские отложения, ризуется широко развитыми на поверхности до- однако надежные рифейские или вендские дати кембрийскими осадочными, метаморфическими ровки здесь практически отсутствуют, что может и магматическими породами, местами надвину- быть связано с интенсивным послепалеозойским тыми на породы Западно-Уральской мегазоны. метаморфизмом (см. выше). По восточному краю Складчато-надвиговые структуры здесь являются Уфалейского поднятия прослеживается куртинский результатом наложения двух складчатых деформаций: эклогитовый комплекс ([Алексеев и др., 2006] и поздневендской и позднепалеозойской, а вещест- ссылки в этой работе). На Среднем Урале в Цен венные комплексы подверглись двум соответству- трально-Уральскую мегазону входит Кваркушский ющим этапам метаморфизма. В восточной части антиклинорий, во многом сходный с Башкирским.

Башкирского антиклинория развиты (c юга на В северной части антиклинория развит сложно север): белорецкий, кувашский и златоустовский построенный метаморфический комплекс, в ко зональные метаморфические комплексы, сбли- тором выделяются как высокотемпературные па женные по надвигам и отделенные от более за- рагенезисы, так и наложенные на них глаукофан падных, слабо метаморфизованных, Зюраткульским сланцевые. Возраст метаморфизма доордовикский разломом [Жданова, 1978;

Русин, 2005;

Алексеев [Beckholmen, Glodny, 2004] (см. рис. 25). С восто и др., 2006]. В ядре белорецкого комплекса — наи- ка Кваркушский антиклинорий ограничен ГУР, более высокобарической его части — описаны в лежачем крыле которого находится узкая при эклогиты. Севернее расположено Уфалейское под- разломная Улс-Велсовская синклинальная зона, нятие с развитыми в нем кристаллическими слан- выполненная палеозойскими шельфовыми осадка цами, амфиболитами и мигматитами;

отмечаются ми и ограничивающая Кваркушский антиклинорий реликты метаморфических ассоциаций гранули- с востока и севера. Далее, в пределах Северного и товой или переходной от амфиболитовой к грану- Приполярного Урала, Центрально-Уральская зона литовой фации метаморфизма [Кейльман, 1974;

имеет в плане зазубренную клиновидную форму Echtler et al., 1997]. Есть предположение, что в осе- с расширением к северу. Эта часть зоны носит назва Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды ние Ляпинского антиклинория и содержит в своем обладать определенной зональностью — от амфибо составе два более мелких антиклинория тиманид: литов, гнейсов и каринтиновых эклогитов, характер Маньхамбовский, с крупнейшим одноименным ных преимущественно для осевой части структуры гранитным массивом в осевой части, и Хобеизский (марункеуский комплекс, возможно, по В.Л. Андре купол, описанные выше, в разделе «тиманиды». ичеву [2003], раннерифейского или дорифейского Напротив средней части Лемвинской зоны, возраста), до зеленых и графитистых сланцев, кон как уже говорилось, выходы докембрийских пород гломератов и песчаников няровейской свиты на прерываются, возможно, появляясь снова в Харама- периферии. Однако первичная метаморфическая толоуском блоке, где развиты толщи метабазальтов, зональность сильно нарушена палеозойскими де метариолитов, габброиды, метаморфизованные в формациями и наложенным метаморфизмом;

при амфиболитовой и зеленосланцевой фациях. Метаба- этом зеленосланцевая няровейская свита, слагаю зальты содержат небольшие колчеданные месторож- щая крылья структуры, возможно имела первично дения. Возраст пород имеет принципиальную важ- трансгрессивные взаимоотношения с марункеуским ность, но он так до конца и не выяснен. Неоднократно комплексом (об этом могут свидетельствовать ар поднимался вопрос о принадлежности харамато- козы этой свиты на северо-западном окаймлении лоуских метаморфических комплексов к палеозою;

структуры). Особенно сильно характер взаимоот приводились сведения о находках фауны (членики ношений докембрийских комплексов искажен па криноидей, конодонты), однако проверочные рабо- леозойским коллизионным метаморфизмом, про ты (в том числе и наши) всякий раз не находили явленным преимущественно на востоке, вблизи подтверждения этим сведениям. Простирания гипербазитового массива Сыум-Кеу, где развиты складчатых структур в хараматолоуском «треуголь- эклогит-глаукофансланцевые парагенезисы, воз нике» — северо-западные, упирающиеся под пря- никновение которых датируется началом раннего мым углом в простирания структур уралид Лемвин- карбона — 360–355 млн. лет [Glodny et al., 2004].

ской зоны. Характерной особенностью структуры Еще раз подчеркну, что три мегазоны, описан здесь является также наличие серпентинитового ные выше (Предуральский краевой прогиб, Западно меланжа, проходящего под г. Степ-Рузь и подчер- Уральская и Центрально-Уральская), представляют кивающего разлом на границе Хараматолоуского собой бывшую пассивную окраину Восточно-Евро блока и Лемвинской зоны (илл. 23 а, б). Зона ме- пейского континента, которая заложилась в позднем ланжа, по-видимому, падает под Хараматолоуский кембрии – раннем ордовике, развивалась стабиль блок, поскольку вблизи ее, юго-восточнее, наблюда- но в ордовике, силуре и девоне, а в карбоне – пер ется целый ряд мелких серпентинитовых протрузий. ми была деформирована и стала частью Уральского Зона меланжа прослеживается на север, где в клас- складчато-надвигового пояса.

сическом виде представлена на руч. Голубом, к югу Как показано ранее [Пучков, 1975, 2000;

Puchkov, от ж/д станции Полярный Урал, и далее к востоку 2002 b], палеозойские разрезы и формационные соединяется с меланжами под массивом Рай-из, где ряды шельфовой области в пределах окраины со они наилучшим образом представлены на руч. Нер- временной Восточно-Европейской платформы и двоменшор [Строение …, 1990]. Вне зависимости смежной части Урала однотипны;

граница этих от возраста Хараматолоуского блока (одни считают крупнейших структур в доорогенных формациях его докембрийским, другие палеозойским), присут- не выражена и определяется лишь наложенной ствие колчеданных месторождений говорит в поль- позднепалеозойской складчатостью.

зу его субокеанического характера. Типично платформенная система девонско В более северной части Полярного Урала каменноугольных Камско-Кинельских впадин про Центрально-Уральская мегазона носит название слеживается на территорию современного западного Харбейского антиклинория, входящего в Собское склона складчатого Урала и местами сечет ее под широтное поперечное поднятие и сложенного ку- прямым углом. Резкая формационная граница, силь польными структурами, предположительно с дори- но нарушенная тектоническими деформациями, фейскими метаморфическими комплексами в осе- проходит восточнее, в пределах Западно-Уральской вой части и рифейскими — на крыльях [Кейльман, мегазоны, и связана с переходом от шельфовых, 1974]. Широтный характер структуры связывается мелководных осадков к батиальным, глубоководным здесь с резким азимутальным несогласием между (илл. 20). Обращает на себя внимание четкая, драма структурами тиманид и уралид. тическая, хотя и диахронная смена западного источ Расположенное севернее поднятие Марун-Кеу ника сноса терригенного материала (ордовик – девон) уже описывалось нами вкратце как (в основе своей) восточным (поздний девон – пермь) (рис. 45).

докембрийская структура, хотя породы, развитые Другой важной особенностью этой латераль в ней, подверглись не только позднепалеозойским ной и вертикальной последовательности является деформациям, но и высокобарическому метамор- то, что возраст и состав формаций меняются не физму раннекаменноугольного возраста (рис. 97). только вкрест континентальной окраины, но и вдоль Развитые здесь метаморфические породы могли нее. Первое связано с глубинным строением окраи 196 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья Палеоокеанический сектор ны: ее утонением к востоку и с общим наклоном шельфа в сторону океана, так что полнота разрезов увеличивается к востоку, а второе — с косым характе- Этот сектор, отличающийся уникальным раз ром континентальной коллизии, волнообразным ее витием океанических и островодужных формаций распространением вдоль Урала и непрямолинейно- палеозойского возраста, имеет, наряду с этим, нали стью континентальной окраины [Пучков, 2000]. чие доказанных выступов докембрийского кристал Фундамент этих мегазон изначально характери- лического основания и перекрывающих их слабо зуется присутствием зрелого гранитно-метаморфичес- сохранившихся разрезов палеозойского чехла, что кого слоя. Мощность коры — 32–42 км. Центрально- позволяет говорить о наличии в его составе аккрети Уральская мегазона с востока либо окаймлена зоной ровавших микроконтинентов (или одного крупного Урал-Тау переходного строения (с участием и океа- микроконтинента). В составе палеоокеанического нических, и континентальных тектонических пла- сектора выделяются Тагило-Магнитогорская (с зо стин), либо ограничена сутурой ГУР, принадлежа- ной ГУР в ее составе), Восточно-Уральская и За щей уже палеоокеаническому сектору. уральская мегазоны (илл. 11).

Зона ГУР и проблема антиформы Уралтау ПРОБЛЕМЫ:

Является ли ГУР зоной субдукции?

Что такое Уралтауская антиформа?

Далеко ли на юг прослеживается Тагильская зона?

Далеко ли на север прослеживается Магнитогорская?

Зона ГУР представлена на большей ее части В литературе можно встретить утверждение, серпентинитовым меланжем (илл. 23 а, б, 24). Зона что ГУР является зоной субдукции. Это вряд ли меланжа имеет восточное падение обычно 20–40°, допустимое упрощение. Возникнув в раннем ордо реже более крутое (до вертикального напротив Уфим- вике, эта зона затем длительное время (с ордовика ского выступа), и, по-видимому, выполаживается по средний девон) была сложно построенной уто с глубиной наподобие листрических разломов. ненной пассивной континентальной окраиной Значительную роль в строении зоны ГУР игра- (зоной перехода континент – океан) над плечом ют офиолиты, поэтому она включается нами в состав ордовикского эпиконтинентального рифта, а зона Тагило-Магнитогорской мегазоны. Характер струк- субдукции была где-то в океане, на довольно зна туры ГУР на примере Южного Урала детально опи- чительном расстоянии от континента. Лишь затем, сан в работе И.Б. Серавкина и др. [2003]. Показано, после эмсско-франского промежутка времени, она в частности, что, помимо серпентинитовых брекчий трансформировалась в позднем девоне (в конце и тектонизированных олистостромов, в зоне разло- франа и фамене) в зону кратковременной субдукции ма имеются гигантские (по нескольку км протя- утоненного края континента под Магнитогорскую женностью) линзообразные блоки со связной стра- островную дугу, а в карбоне утратила активность.

тиграфией (потому-то он и отождествляется здесь Вопрос этот на Южном Урале осложняется еще с Сакмаро-Вознесенской структурно-фациальной и проблемой тектонической природы и принадлеж зоной), причем аналоги отдельных формаций мож- ности антиформы Урал-Тау, образующей лежачее но найти в Сакмарском аллохтоне, для которого крыло ГУР. Традиционный образ этой структуры ГУР является корневой зоной. рисовался в виде антиклинория в составе Централь В противопоставлении шарьяжному стилю но-Уральской мегазоны, сложенного рифейскими поверхностной тектоники, в котором мы различа- и вендскими отложениями, которые принадлежат ем «толстокожий» и «тонкокожий» варианты, свя- двум контрастным комплексам — суванякскому занную с ними в латеральном ряду тектонику ГУР и максютовскому [Стратиграфические …, 1993].

и аналогичных более восточных зон меланжа мож- Суванякский комплекс, развитый западнее, образо но охарактеризовать как тектонику расплющивания ван преимущественно кварцито-сланцевыми тол и выжимания. В определенной степени эти зоны щами, метаморфизованными в зеленосланцевой отвечают в ансамбле коллизионных структур Урала фации;

максютовский — существенно аркозовыми так называемым «содвиговым парагенезам» [Расцве- и вулканогенно-кремнистыми толщами, с ассоци таев, 1997], хотя и не занимают в орогене осевого ирующими габброидами и гипербазитами, метамор положения, как на Кавказе или в Альпах. физованными в диапазоне от зеленосланцевой до Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды эклогит-глаукофансланцевой фации. Согласно еще ванякским по Янтышевско-Юлукскому разлому, недавно наиболее распространенной точке зрения имеющему западное падение и локально подчерк [Козлов, 1982], максютовский комплекс относится нутому тектонизированными серпентинитами.

к среднему рифею, а вышележащий суванякский — Структура суванякского комплекса характеризует к верхам среднего, верхнему рифею и венду. Соглас- ся на юге линейной складчатостью, имеющей вос но другой трактовке [Стратиграфические …, 1993], точную вергентность. Зеркало складок понижается полоса развития суванякского комплекса считается к западу, обозначая плавный переход в восточное самостоятельной, и разрезы ее не связаны с максю- крыло Зилаирского синклинория. Профили МОВ, товскими;

разделена она вкрест простирания на три ОГТ и Троицкий профиль ГСЗ, пересекающие зону фациальные зоны;

многочисленным свитам, выде- Урал-Тау, данные геологической съемки и марш ляемым в них, приписывается возраст в диапазоне рутных наблюдений указывают на положение оси от раннего рифея до позднего венда. Сейчас и такая антиформы в максютовском комплексе там, где он трактовка представляется устаревшей. Сведения о развит, и в полосе суванякского — в более северных находках фауны и акритарх в суванякском ком- районах, где максютовский исчезает (см. также плексе [Пучков, 1979;

Родионов, Радченко, 1988;

[Alvarez-Marrn et al., 2000]). По данным интерпре Чибрикова, Олли, 1997, 2006;

Мавринская, Якупов, тации Троицкого профиля [Пучков, Светлакова, 2009 и др.] позволяют рассматривать суванякский 1993], по материалам УРСЕЙС-95 и геологическим комплекс как преимущественно или исключительно данным (рис. 98, 88, 90), антиформа выполажива палеозойский. Эти выводы восприняты геологами- ется с глубиной, образуя клин, залегающий под съемщиками, работающими на этой территории областью развития зилаирской серии. Он напо [Князев, 2006]. минает «вдвиговые структуры» тектонического Стратиграфия максютовского комплекса так- внедрения на фронте складчато-надвиговых струк же подверглась пересмотру [Захаров, Пучков, 1994;

тур форланда. Антиформный характер поднятия Пучков, 2000] (см. выше). Находки конодонтов в Урал-Тау сохраняется в северном направлении до линзах мраморов среди метаморфических сланцев широты с. Узян-Баш;

от широты г. Белорецка струк комплекса позволили говорить о палеозойском тура приобретает более сложный характер, и замы возрасте по крайней мере его значительной части, кается на севере в районе с. Кирябинское, причем причем вследствие этого присутствие здесь докембрий- на периклинальном замыкании структуры вновь ских пород в некоторых работах отрицается полно- наблюдаются серпентинитовые тектониты. Напом стью [Иванов, 1998;

Hetzel et al., 1998]. Впрочем, ним, что если к югу от Белорецка вопрос о возрасте предварительные изотопные данные [Краснобаев суванякского комплекса решается в общем в пользу и др., 1996] говорят о возможном докембрийском палеозоя, то севернее в комплекс Уралтау включают возрасте магматических цирконов из апориолитов ся одноименные свиты, которые рвутся докембрий юмагузинской свиты и наличии древних реликтовых скими Барангуловским и Мазаринским интрузив изотопных соотношений в некоторых эклогитах. ными массивами, т.е. представления о стратиграфии Идея о присутствии докембрийского ядра в Урал-Тау, а значит, и о его структуре, требуют даль структуре Урал-Тау вытекает и из общих соображе- нейшей доработки (см. гл. 1, стратиграфический ний, связанных с механизмом эксгумации высоко- раздел).

барического комплекса с больших глубин, требую- Возраст высокобарического метаморфизма щим наличия под ним легкого, плавучего блока и механизм выведения метаморфических пород на [Пучков, 1996 а;

Chemenda et al., 1997]. Отметим, поверхность рассматривались нами в контексте что плавучестью должна обладать не только кора, модели коллизии пассивной окраины континента но и вся литосфера. При этом литосфера под древ- и островной дуги [Пучков, 2000;

Brown, Puchkov, ней континентальной корой характеризуется как 2004] (см. выше). Отметим здесь еще раз, что высо более плавучая, чем в океанах или под молодыми кобарические породы, пространственно связанные континентами, вследствие ее большей деплетиро- с ГУР, развиты и к северу от полосы выходов мак ванности [Carlson et al., 2005]. сютовского комплекса, также преимущественно Пересмотр стратиграфии толщ, слагающих в лежачем крыле ГУР [Puchkov, 1989] (рис. 63).

Тагило-Магнитогорская мегазона представ хр. Уралтау, а также использование информации по целому ряду сейсмических профилей, пересекших лена на поверхности палеозойскими отложениями его, позволяют характеризовать его структуру как и кристаллическими породами, сопоставляемыми антиформную, обусловленную изгибом поверх- с комплексами океанической коры (офиолиты), ностей более ранней сланцеватости [Alvarez-Marrn островных дуг, флишевых трогов и мелководных et al., 2000]. На востоке она сложена преимуще- осадков, их перекрывающих. Разрезы офиолитов, ственно (кроме северного и южного ее окончаний) восстанавливаемые, как правило, по их фрагментам, полосой развития максютовского комплекса и гра- представлены в низах гипербазитовым комплексом ничит с Магнитогорской зоной по ГУР (см. выше). древней мантии («мантийным тектонитом»);

выше На западе максютовский комплекс граничит с су- залегает «полосчатый» дунит-верлит-клинопиро 198 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья ксенитовый комплекс, идентифицируемый с палео- ского возраста в описываемой мегазоне практиче Мохо, затем — альпинотипные габбро, базальтовый ски отсутствуют. Земная кора мегазоны имеет иные комплекс «даек в дайках» и подушечные лавы толе- характеристики по сравнению с более западными итовых базальтов с прослоями яшмоидов, составля- зонами: мощность ее колеблется в пределах 45–60 км ющие древнюю океаническую кору (илл. 25). Наи- при общей изостатической уравновешенности и большие различия в характере конкретных разрезов невысоком рельефе земной поверхности, что связа офиолитов определяются соотношением объемов но с ее симатическим характером. Дополнительным лерцолитов, гарцбургитов и дунитов, что может быть свидетельством этого являются мощная положи объяснено различной степенью деплетированности тельная гравитационная и отрицательная тепловая (истощенности) древней мантии. По-видимому, аномалии, связанные с этой структурой.

некоторыми различиями обладают и базальты офио- С востока, как и с запада, Тагило-Магнитогор литовых комплексов, не всегда отвечающие гео- ская мегазона ограничена сутурами с серпентини химическому стандарту СОХ. Наиболее широко товым меланжем, совокупность которых на Южном массивы офиолитов сохранились в зоне и близ зо- Урале выделяется нами как Восточно-Магнитогор ны ГУР, ограничивающей Тагило-Магнитогорскую ская зона меланжей. На Среднем Урале ее место зону с запада. Таким образом, ГУР является не по- занимает, не являясь, однако, ее непосредственным верхностью, а зоной и телом, имеющим объем. продолжением, Серовско-Маукская зона меланжей.

Возраст офиолитов условно определяется по Меланжи (кроме самой южной части Серовско возрасту базальтовых лав верхов их разреза;

в по- Маукской зоны) имеют западное падение (20–40°) следнее время он стал довольно хорошо известен и связаны с ретрошарьяжами в восточном направ благодаря изучению конодонтов. Выяснилось, что лении, в пределы Восточно-Уральской мегазоны.

если судить по этому критерию, то даже в пределах Местами поверхности шарьирования выполажи Тагило-Магнитогорской мегазоны и ее отдельных ваются еще сильнее и даже образуют синформы.

зон этот возраст различен, и есть по крайней мере Наиболее ярким примером на Южном Урале являет два пика формирования офиолитов: ордовикско- ся Сухтелинская синформа — крупная синклинале лландоверийский и раннедевонский. Более молодые подобная структура в Восточно-Магнитогорской офиолиты в основном тесно связаны с начальными зоне меланжей, сложенная ордовикско-девонскими стадиями формирования девонской островной дуги. вулканогенно-кремнистыми толщами и подсти При наличии дайковых серий вулканиты несут лаемая серпентинитовым меланжем. Последний островодужные петро- и геохимические «метки» сливается на западе с Восточно-Магнитогорской и могут рассматриваться как син-субдукционные зоной меланжа [Сначев и др., 2006].

([Пучков, 2000;

Белова и др., 2010] и ссылки в этих Центральные части Тагило-Магнитогорской публикациях). мегазоны сравнительно слабо деформированы;

Изотопные датировки нижних членов офио- имеются даже блоки с практически горизонтальным литовой ассоциации первично интерпретировались залеганием или с развитием пологих брахиформных в пользу их исключительно раннедевонского воз- структур (например, район Подольского и Маканско раста, однако затем стало появляться все больше го колчеданных месторождений на Южном Урале, данных, указывающих на ордовикский возраст где выделяются хорошо сохранившиеся палеовул главной фазы офиолитообразования (особую про- каны, или Кундыздинского — в Западных Мугоджа блему составляют докембрийские датировки мела- рах). Достаточно просты и структуры средней части нократового основания офиолитов, рассмотренные Магнитогорской синформы (рис. 95, 96). Беспреце в специальном разделе). Надо, однако, учитывать, дентная сохранность палеозойских островодужных что более молодые офиолиты имели меньше шан- комплексов — «визитная карточка» Урала.

сов сохраниться вследствие субдукции ([Пучков, К северу, с приближением к Уфимскому вы 2000] и ссылки в этой работе). ступу, структуры становятся более сжатыми, и зона Ордовикские офиолиты в Магнитогорской в целом приобретает признаки субвертикальной зоне перекрываются маломощными венлокско- структуры раздавливания;

местами, как в районе пражскими глубоководными осадками и олисто- Дегтярского месторождения колчеданов, наблюда стромами (рис. 45), тогда как в Тагильской зоне и ется даже опрокинутое залегание слоев и обратная ее более северных аналогах, вплоть до Щучьинской метаморфическая зональность. Падение ГУР в этой на крайнем севере — мощными островодужными сжатой зоне колеблется около 90°, тогда как в дру комплексами того же возраста. На поздних стади- гих местах в среднем не превышает 45° к востоку.

ях развития, в карбоне, появляются вулкано-плу- К северу от Уфимского выступа, на Среднем тонические субдукционные комплексы активной Урале, скважина СГ-4 заложена в относительно окраины континента, характерные для восточных крутом крыле синклинальной складки, однако стро зон Урала. ение складки тоже достаточно простое, так что Пермские палингенные позднеколлизионные разрез, вскрытый этой скважиной, в своих прин граниты и метаморфические комплексы докембрий- ципиальных чертах повторяется на поверхности, Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды хотя и слабо обнажен. Простым строением характеризуется и наиболее северная часть мегазоны — Щучьинская зона [Каныгин и др., 2004]. К северу и к югу от Уфимского выступа, там, где Тагило-Магнитогорская зона сжата слабо, она имеет синформное строение (рис. 98, 99). Создается впечатле ние, что основные деформации Тагило Магнитогорской мегазоны были сосредо точены на поверхности преимущественно напротив Уфимского упора и в обрамляю щих ее меланжах.

Тагило-Магнитогорская мегазона — понятие очень объемное и сборное;

в ее составе выделяется целый ряд конкретных зон более высокого порядка (Магнитогор ская, Тагильская, Хулгинская, Войкарская, Щучьинская), отличающихся до некоторой степени набором формаций, но главным образом — возрастом однотипных форма Рис. 95. Геологическая схема Магнитогорской синформы ([Brown et al., 2001], с небольшими изменениями) Условные обозначения: 1 — юра, 2 — каменноугольные отложения, 3 — верхний зилаир, флиш (фамен – тур не?), 4 — нижний зилаир, флиш (фамен), 5 — бияго динская олистострома, 6 — колтубанская свита, крем нистый флиш (фран), 7 — мукасовская свита, кремни (фран), 8 — улутауская свита, туфогенные флишоиды (живет – фран), 9 — ярлыкаповская свита и бугулы гырский горизонт (верхний эйфель), 10 — актауская свита (конденсированная толща, эйфель – фран), 11 — карамалыташская свита (верхний эйфель), 12 — ирендыкская свита (верхи эмса – эйфель), 13 — баймак бурибайская свита (эмс);

14 — надвиги, 15 — сброс, 16 — стратиграфические границы, 17 — слоистость, 18 — кливаж, 19 — линии разрезов. Расположение разрезов — с севера на юг: 1 — севернее широты г. Бу рибай, 2 — на широте г. Баймак;


3–5 — на широте г. Сибай, 6 — на широте пос. Аскарово, 7 — на широ те пос. Муракаево Fig. 95. The geological scheme of the Magnitogorsk synform [Brown et al., 2001], slightly modified Symbols: 1 — Jurassic, 2 — Carboniferous, 3 — Upper Zilair flysch (Famennian – Tournaisian(?), 4 — Lower Zilair flysch (Famennian), 5 — Biyagoda olistostrome, 6 — Koltubanian formation, cherty flysch (Frasnian), 7 — Mukas formation, cherts (Frasnian), 8 — Ulutau formation, tufogenic flyschoids (Givetian – Frasnian), 9 — Yarlykapovo formation and Bugulygyr horizon, cherts (Upper Eifelian), 10 — Aktau formation (condensed unit, Eifelian – Frasnian), 11 — Karamalytash volcanic formation (Upper Eifelian), 12 — Irendyk volcanic formation (Upper Emsian – Eifelian), 13 — Baymak-Buribay volcanic formation (Emsian);

14 — thrusts, 15 — normal fault, 16 — stratigraphic boundaries, 17 — layering, 18 — cleavage, 19 — lines of geological sections. The position of the sections: 1 — to the north of Buribay town;

2 — at the latitude of Baymak town;

3–5 — to the south and north of Sibay town;

6 — at the latitude of Askarovo village;

7 — at the latitude of Murakaevo village 200 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья ций. При этом проведение границ между зонами и являющихся ее непосредственным продолжени в достаточной мере условно, поскольку все они — ем Хулгинской, Войкарской и Щучьинской, вмес порождение первоначально единого ордовикского те отвечающих Тагильской островной дуге sensu Палеоуральского океана и двух последовательно lato, офиолиты имеют ордовикский возраст;

пере развивавшихся островных дуг. В Тагильской зоне ход к островодужной стадии развития начался уже Рис. 96. Геологические разрезы через Магнитогорскую синформу ([Brown et al., 2001], с небольшими изменениями) Условные обозначения см. на рис. Fig. 96. Geological sections across the Magnitogorsk synform [Brown et al., 2001], slightly modified The legend see in the fig. Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды в конце ордовика, в раннем девоне дуга становит- комплексов и выходят на поверхность широкой ся зрелой (что подчеркивается развитием щелоч- полосой в Сухтелинско-Арамильской зоне, где ос ного тренда островодужных вулканитов). В эмсе – троводужные комплексы почти полностью эроди эйфеле (а в Щучьинской зоне еще раньше, с конца рованы [Стратиграфические …, 1993;

Сначев и др., силура), в пределах дуги возникают две фациальные 2006].

зоны. На западе преобладают карбонаты, а на вос- Активный островодужный процесс, на раннем токе комплексы активной континентальной окра- этапе сопряженный с новым импульсом преддугово ины — вулканиты и интрузии (соответственно, го и задугового спрединга и формированием острово Петропавловская и Турьинская девонские фаци- дужных офиолитов, в Магнитогорской зоне начал альные зоны) [Перфильев, 1979;

Стратиграфичес- ся с эмса [Косарев и др., 2005, 2006], зрелая стадия кие …, 1993]. развития островной дуги, с щелочным трендом Особое место в структуре Тагильской синфор- вулканизма, приходится на фамен, а ее отмирание мы занимает ПП расслоенных массивов. Они пред- и разрушение — на ранний карбон (см. рис. 45).

ставлены дунитами, пироксенитами, габбро, габбро- В районе сопряжения двух вышеупомянутых амфиболитами, гранитами, образующими крупные зон (Миасский район) предполагается тектоническое концентрически-зональные массивы, протрузивно совмещение магнитогорского и тагильского типов прорывающие, с горячими контактами, ордовик- разреза [Самыгин и др., 1998], причем наиболее ские офиолиты и частично — силурийские из- типичные формации тагильского типа далеко на вестково-щелочные вулканиты. От пород основания юг не прослеживаются, а формации магнитогор офиолитового разреза образования ПП отличают- ского типа могут быть прослежены в аллохтонном ся полным отсутствием гарцбургитов и многими залегании довольно далеко на север к востоку от геохимическими чертами (повышенная железис- Серовско-Маукской сутуры, ограничивающей Та тость дунитов, высокий стронций в габбро, отличия гильскую зону [Пучков, 2000]. Кроме того, как уже в содержаниях малых элементов в сторону обога- отмечалось, в восточной, Туринской подзоне Тагиль щенности ими и др.). Комагматические вулканиты ской зоны девонские известняки с бокситоносными отсутствуют. С учетом геохимических данных и пре- горизонтами замещаются известково-щелочными имущественно силурийских абсолютных датировок комплексами. Это позволяет предполагать, что от ([Bosch et al., 2006;

Маегов и др., 2006 а, б] и ссыл- мершая Тагильская островная дуга была захвачена ки на более ранние публикации там же), массивы активной Магнитогорской [Пучков, 2000]. Высказы считаются принадлежащими к островодужной ста- вается точка зрения, что реликты Тагильской остров дии развития [Иванов, Шмелев, 1996;

Язева, Боч- ной дуги прослеживаются на юго-восток в виде карев, 2003], хотя имеются и другие точки зрения участков развития силурийских известково-щелоч (см. выше). ПП залегает в западном крыле синфор- ных формаций в Восточно-Уральской зоне [Самы мы, образовавшейся позже самого пояса. Вероятно, гин и др., 1998;

Язева, Бочкарев, 1995]. Однако дан поэтому дуниты преобладают на востоке, а грани- ные по геологии Арамильско-Сухтелинской зоны ты — на западе, и, таким образом, первичная рас- [Сначев и др., 2006] ставят определенные ограниче слоенность искажена наклоном первично горизон- ния на подобную трактовку (рис. 97), поскольку ор тальной поверхности на восток. довикско-силурийские формации последней очень В отличие от Тагильской и расположенных похожи на формации основания Магнитогорской севернее зон, стадия активного формирования оке- дуги в более южных районах. Что же касается де анической коры в Магнитогорской зоне отвечает вонских островодужных комплексов, то они здесь ордовикско-лландоверийскому времени, причем в основном эродированы, а ордовикско-силурий на юге, в Сакмарской зоне, по петрологии базаль- ские офиолиты шарьированы на докембрийское тоидов намечается, хотя и в довольно спорном кон- основание Восточно-Уральской мегазоны.

тексте, переход к островодужному типу развития Для иллюстрации связи Арамильско-Сухте [Борисенок, Рязанцев, 2005;

Рязанцев и др., 2008]. линской зоны с Магнитогорской интересны данные Последняя тенденция проявилась локально и про- по Большаковскому габбровому массиву в первой из существовала недолго: вышележащие силурийские зон. Массив еще недавно считался принадлежащим формации характеризуют преимущественно глубоко- офиолитовой ассоциации и считался силурийским.

водный чехол океанической коры (после-лландове- Новые петрохимические данные охарактеризовали рийские формации-индикаторы срединно-океани- этот массив, как принадлежащий габбро-гранитной ческого спрединга не выявлены или не сохранились). формации, которая в Магнитогорской зоне имеет Разрезы глубоководных базальтов с кремнями (ор- раннекаменноугольный возраст [Ронкин и др., 2006а] довик – лландовери), перекрываемых черносланце- и комагматична развитым там турнейско-серпу вой формацией (венлок – пржидол) и олистостро- ховским эффузивам. Для проверки этой корреля мами (ранний девон), развитые в блоках меланжей ции выделенные А.А. Краснобаевым из двух проб по обоим ограничениям Магнитогорской зоны, Большаковского массива цирконы были переданы вероятно, находятся в основании ее островодужных во ВСЕГЕИ на анализ U-Pb методом (SHRIMP II).

202 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья Рис. 97. Известково-щелочные вулканиты силурийского возраста (показано черным), широко развитые в Тагильской зоне, прослеживаются и на востоке Южного Урала, в За уральской зоне ([Язева, Бочкарев, 1995], с изменениями).

Однако их связь с Тагильской островной дугой ставится нами под сомнение, поскольку между ними лежит показан ная шашечками Арамильско-Сухтелинская зона, являющая частью Магнитогорской дуги [Сначев и др., 2006] Условные обозначения: 1 — плиты (I — Русская, II — Западно Сибирская);

2 — Предуральский прогиб и Западно-Уральская зона;

3 — Центрально-Уральская зона;

4, 5— подзоны Восточно Уральской зоны;

6, 7 — подзоны Зауральской зона;

8 — вулка ниты Тагильской зоны;

9 — Магнитогорская зона;

10 — ГУР, 11 — сутурные зоны, 12 — надвиги, 13 — границы Урала Fig. 97. The calc-alkaline volcanic rocks (shown in black), widely developed in the Tagil zone, are also traced at some distance in the east of the Southern Urals [Язева, Бочкарев, 1995]. However their immediate connection with the Tagil zone as a part of a single island arc is put under question, because they are divided by the Aramil-Sukhteli zone (shown as a checkered area). The latter is shown to be a part of the Magnitogorsk arc and zone [Сначев и др., 2006] Symbols: 1 — plates (I — Russian, II — West Siberian);

2 — Preuralian foredeep West Uralian zone;

3 — Central Uralian zone;

4, 5 — subzones of the East Uralian zone;

6, 7 — subzones of the Transuralian zone;

8 — volcanics of the Tagil zone;

9 — Magnitogorsk zone;

10 — MUF;

11 — sutures;

12 — thrusts;

13 — boundaries of the Urals значения гравитационных аномалий, сейсмические разрезы и ряд других данных и соображений [Пуч ков, 1993], а в особенности данные про новым сей смическим профилям через Урал [Глубинное …, 2001] препятствуют такой трактовке. Вместе с тем строение зоны, действительно, может характери зоваться как синформное: как отмечалось выше, в меланжевых зонах и связанных с ними аллохтонах, окаймляющих Магнитогорскую зону, развиты ордо викские и силурийские комплексы;

более внутрен ние части синформы заняты выходами девонских отложений, и наконец, в осевой части развиты ка менноугольные отложения. Аналогичный синформ ный характер имеет и Тагильская зона [Соколов, 1996;


Juhlin et al., 1998] (рис. 98, 99).

В целом, хорошая сохранность и сравнитель но слабая дислоцированность океанических и остро Полученные результаты дали турнейский возраст водужных комплексов Урала представляет собой массива. Каменноугольные граниты и эффузивы необычное явление. Если же принять во внимание в Арамильской зоне не сохранились от эрозии, и мы, особенности глубинного строения Тагило-Магнито таким образом, имеем дело лишь с корневыми прояв- горской зоны (присутствие «корня гор», обусловлен лениями этого магматического этапа [Сначев и др., ного утяжеленным составом коры и не выражен 2006, 2009]. ного поэтому высоким рельефом на поверхности), В связи со встречным падением разломов, эта зона может быть признана уникальной: можно ограничивающих Магнитогорскую зону, высказыва- считать, что на Урале, по сравнению со всеми дру лась мысль о ее полностью аллохтонном характере гими палеозойскими складчатыми сооружениями, при неясном положении корней такого аллохтона наилучшим образом сохранились островодужные где-то на востоке Урала или в Зауралье [Казанцев, комплексы. Причина, возможно, в том, что процесс 1991]. Однако симатический характер земной коры коллизии при образовании орогена не дошел на Тагило-Магнитогорской зоны, аномально высокие Урале до обычного завершения: офиолиты и остро Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды водужные комплексы не выдавлены полностью из известны ордовикские конгломераты, кварцевые этой зоны, а сама зона не превратилась в узкую песчаники и аркозы горы Маячной;

меньше извест офиолитовую сутуру. Это не в последнюю очередь но то, что они рвутся пикритовыми порфиритами, может быть связано с механическими свойствами вскрытыми бурением, и перекрываются фтанитами, Казахстанского континента, возникшего лишь в па- содержащими конодонты ордовикского облика.

леозое в результате аккреции и ороклинного изгиба- Вместе с тем в Восточно-Уральской мегазоне ния первично ленточной структуры (см. выше), по развиты также палеозойские океанические и остро своей жесткости уступавшего древним кратонам. водужные комплексы, залегающие в аллохтонах и, Восточно-Уральская мегазона отличается при- возможно, образующие аккреционные скопления сутствием метаморфических комплексов первично [Тевелев, Кошелева, 2002]. Уже говорилось об алло микроконтинентальной природы, представляющих хтонной природе Арамильско-Сухтелинской зоны собою фрагменты докембрийской континентальной в целом и Сухтелинской синформы в частности коры (Талдыкский, Мурзинско-Адуйский, отчасти [Сначев и др., 2006]. На Среднем Урале аллохтонное Сысертско-Ильменогорский и др.). Не исключено, залегание предполагается для гипербазитовых мас что все они, или по крайней мере первые два состав- сивов и позднедевонско-каменноугольных остро ляли в палеозое части единого Восточно-Уральского водужных комплексов Алапаевско-Режевской зоны микроконтинента [Пучков, 2000]. Во всяком случае, [Пучков и др., 1989]. Комплексы расположенной данные о развитии в Восточно-Уральской зоне до- западнее Пышминско-Петрокаменской зоны пред кембрийских образований получают все большее ставлены только океаническими и субдукционны подтверждение в цирконовой хронологии (см ссыл- ми образованиями, однако геофизические данные ки в [Пучков, 2000] и более новые публикации, показывают, что они сильно надвинуты на восток, например: [Краснобаев, Баянова, 2006]). на древние сиалические комплексы Мурзинско Раньше к микроконтиненту относилась цели- Адуйской зоны (рис. 99). В целом по этой же при ком также Салдинская зона, однако данные новей- чине, несмотря на широкое близповерхностное ших исследований — находки палеозойской фауны развитие офиолитов и островодужных комплексов, и новые изотопные датировки — позволяют в этом состав коры рассматриваемой мегазоны значительно до некоторой степени усомниться [Friberg et al., более сиаличен по сравнению с Тагило-Магнитогор 2000]. В то же время эти данные не в состоянии ской. Об этом говорят такие данные, как отрицатель полностью исключить наличие древнего, возмож- ные значения гравитационного поля, особенности но, дорифейского протолита в этой глыбе и указы- распределения в разрезе коры скоростей прелом вают на кадомско-тиманский (591 ± 10 млн. лет) ленных волн, в частности, отношения Vp/Vs [Carbonell возраст гранулитового метаморфизма [Краснобаев et al., 1996], наличие находок древних цирконов и др., 2003]. в метаморфических толщах [Краснобаев и др., 1998б], В некоторых случаях удается показать, что а также присутствие палингенных интрузий гранит микроконтинентальные блоки имеют свой осадоч- ной формации, намечающих, вместе с массивами ный, преимущественно карбонатно-терригенный тоналит-гранодиоритовой формации, Главную гра чехол, хотя и слабо сохранившийся и идентифици- нитную ось Урала [Пучков и др., 1986] (илл. 11).

руемый с большим трудом. Мы уже сообщали рань- История развития ГГО была уточнена в послед ше об изученных нами реликтах этого чехла, сохра- нее время благодаря интенсивным петрологическим нившихся в Балкымбайской, Старокарабутакской, и изотопно-радиологическим исследованиям [Bea Уймолинской и других грабенообразных впадинах et al., 2002]. Указанные авторы определяют время Восточных Мугоджар ([Пучков, 2000] и ссылки там формирования гранитоидов Урала в интервале 365– же). Можно в качестве более сложного примера 250 млн. лет, с двумя эпизодами образования надсуб привести и данные по Полетаевскому району, распо- дукционных гранитоидов: 365–350 млн. лет (фа ложенному к югу от Челябинского массива [В. Сна- мен – ранний турне) и 335–315 млн. лет (середина чев и др., 1994;

А. Сначев и др., 2006]. Здесь низы визе – середина башкирского века). Более молодые, палеозойского разреза (саргазинская толща), залега- пермские граниты сформировались как реакция ко ющего на дислоцированных терригенных отложени- ры континентального типа на коллизионные дефор ях венда (?), представлены ордовикской субщелоч- мации, приводившие к ее интенсивному скучива ной контрастной базальт-липаритовой формацией нию. Главным движущим механизмом пермского рифтового типа;

большая часть разреза, от среднего корового плавления было радиогенное разогревание ордовика до среднего девона включительно, пред- сильно утолщенной коры. Расчет гравитационных ставлена слоистыми известняками чехла микро- аномалий, а позже и сейсмические исследования континента;

в позднем девоне или раннем карбоне привели к однозначному выводу о том, что эти микроконтинент оказался над фамен-турнейской гранитные массивы нельзя называть батолитами.

зоной субдукции [Bea et al., 2002] (см. ниже), что Так, по данным УРСЕЙС-95 (рис. 98), крупнейший обусловило образование известково-щелочного вул- Джабыкский массив прослеживается на глубину кано-плутонического комплекса. Южнее хорошо примерно до 8 км, а ниже наблюдаются отражающие 204 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья площадки, исключающие наличие сплошного ин- вестково-щелочными эффузивами силурийского трузивного тела (подробнее см. ниже, в разделе, возраста, известные в составе так называемой Вос посвященном обсуждению результатов интерпре- точной вулканической зоны Урала [Коротеев и др., тации трансуральских сейсмопрофилей). 1979], развиты как в Восточно-Уральской, так и в Зауральская мегазона. После проведения меж- Зауральской тектонических зонах в качестве томин дународных исследований по профилю УРСЕЙС-95 ской свиты и ее аналогов ([Пучков, 2000] и ссылки установилась практика проведения западной грани- в этой работе) и считаются продолжением к восто цы мегазоны по Карталинскому разлому, проходя- ку Тагило-Магнитогорской дуги [Язева, Бочкарев, щему через восточную окраину Джабыкского гра- 1995], однако не исключено, что это реликты само нитного массива, поскольку именно здесь проходит стоятельной дуги, не прослеживающиеся через Ара мощнейшая Карталинская зона сейсмических отра- мильско-Сухтелинскую зону, которая развивалась жений, прослеживающаяся до МОХО. В соответст- как часть Магнитогорской [Сначев и др., 2006] (см.

вии с этим в пределах зоны различаются два струк- выше и рис. 97). Разнородные комплексы отделены турных комплекса: нижний, в который входят как друг от друга разломами, которые нередко выраже докембрийские, так и палеозойские образования, ны зонами меланжей. Плохая обнаженность силь и верхний — наложенный раннекаменноугольный но мешает проведению структурных исследований, вулкано-плутонический комплекс (рис. 45). однако сближенность разнородных комплексов Докембрийские комплексы зоны изучены очень позволяет предполагать широкое развитие в За слабо. В последнее время по инициативе автора, уральской мегазоне, как и в Восточно-Уральской, была проведена ревизия ряда толщ: в частности, тектонических покровов. На Южном Урале наи тогузак-аятской в стратотипе и некоторых обнаже- более очевидными примерами таких покровов яв ний алексеевской свиты, по [Стратиграфические …, ляется Буруктальская синформа с серпентинитами 1993], относившихся к докембрию. В них были об- в подошве, бескорневой Шевченковский гиперба наружены акритархи ордовикского облика и сколе- зитовый массив и др. (их положение см. на рис. 48).

кодонты, что побуждает к дальнейшему пересмотру Данные бурения на Михеевском меднопорфировом докембрийской схемы в этой мегазоне [Чибрикова, месторождении Варненской синформы выявили Олли, 2006]. Несмотря на указанные факты, мы зону меланжа с пологим (20–25°) падением к за не ставим под сомнение принципиальный вопрос паду [Глубинное …, 2001], что является непосред о существовании здесь докембрийских сиалических ственным подтверждением наличия восточновер блоков. гентных зон скалывания, выявляемых на профиле Среднеордовикские фаунистически охаракте- УРСЕЙС (см. ниже).

ризованные рифтовые комплексы на востоке Юж- Наиболее высокое структурное положение ного Урала являются косвенным подтверждением в зоне занимают менее дислоцированные ранне наличия здесь континентальных докембрийских среднекаменноугольные комплексы, залегающие блоков. Типовые разрезы рифтовых комплексов, на более древних, по-видимому, со структурным представленных переслаиванием груботерригенных несогласием и принадлежащие Валерьяновской толщ и субщелочных эффузивов, описаны в окрест- известково-щелочной вулкано-плутонической фор ностях г. Троицка и пос. Заречный [Клюжина, 1985;

мации, образование которой связано с последним Савельев и др., 2006 а, б]. эпизодом развития зоны субдукции в позднем тур В то же время, в Зауральской зоне известны не – раннем башкире. Присутствие здесь пермских разрозненные блоки меланократовых пород, относи- отложений является спорным. На востоке мегазо мых к офиолитам;

в их состав, помимо серпентини- ны каменноугольные комплексы с прекрасно вы тов и габбро, входят подушечные лавы с прослоями раженным угловым несогласием перекрываются яшмоидов, содержащих конодонты ордовика (на- мезозойско-кайнозойскими отложениями чехла пример, район совхоза Большевик) (рис. 45). Более Западно-Сибирской плиты (илл. 26).

широким развитием офиолитового комплекса, ба- Особенно сложным и неоднозначным (напри зальты которого надежно датированы довольно мер, [Дегтярев и др., 1998]) вопросом является по многочисленными находками конодонтов в яшмах, ложение границы уралид с казахстанидами. В отли отличается Денисовская зона, которую мы неодно- чие от цитированных авторов, проводящих границу кратно посещали [Пучков, Иванов, 1985;

Иванов, в 30 км к западу от г. Троицка, мы считаем, что она 1998;

Пучков, 2000]. К сожалению, во время про- проходит под мезо-кайнозойскими отложениями ведения международной геодинамической экскур- Тургайского прогиба. Здесь все зависит от крите сии в 2002 г. выяснилось, что уже после наших риев, которыми мы будем руководствоваться. Судя работ плотина Тобольского водохранилища была по пространственно наиболее близким выходам на значительно поднята, и обнажения с находками поверхность уралид и казахстанид, фундаменталь конодонтов ушли под воду. ная разница между ними состоит в том, что наи Надсубдукционные комплексы, представлен- более древние рифтовые комплексы уралид имеют ные последовательно дифференцированными из- позднекембрийско-раннеордовикский, а местами Глава 3. Ордовикско-раннемезозойский этаж и уралиды даже среднеордовикский возраст, а офиолиты — о которых говорилось в начале главы. Результаты аренигско-лланвирнский и моложе. Примерно то этих исследований многократно обсуждались в пре же имеет место на Южном и Срединном Тянь-Ша- дыдущем двадцатилетии [Глубинное …, 1986;

Соко не. В известном смысле, Южный и Срединный лов, 1992;

Пучков, Светлакова, 1993 и др.]. Пятнад Тянь-Шань — это аналоги уралид, в то время как цать региональных профилей ГСЗ, проведенных Северный Тянь-Шань, как и Центральный Казах- между 1961 и 1993 гг., позволили определить по стан — часть казахстанид. ложение поверхности МОХО под Уралом, проде Казахстаниды и находящиеся на их продол- монстрировали слоистую сейсмическую структуру жении структуры Северного Тянь-Шаня имеют и аномальный характер его коры. В частности, эти в своих разрезах вендские рифтовые комплексы, исследования привели к выводу о присутствии ко а наиболее древний возраст связанных с ними офио- рового «корня» под Тагило-Магнитогорской зоной литов — кембрийский. Следует ожидать, что наблю- и о наличии сложного по составу перехода от ниж даемая на поверхности офиолитовая сутура, марки- ней коры к мантии под Тагило-Магнитогорской рующая границу между Северным и Срединным зоной с Vp между 7,2 and 7,8 км/с [Дружинин и др., Тянь-Шанем, протягивается на север в фундамент 1976, 1990]. В.И. Пучков, А.Н. Светлакова [1993] Тургайского прогиба, приобретая субмеридиональ- впервые рассмотрели эти результаты в плейт-текто ное простирание и отвечая границе уралид и ка- ническом контексте, проинтерпретировав профиль захстанид. Другим отличием является развитие ГСЗ на широте г. Троицк как свидетельство бивер в восточных уралидах и на Срединном Тянь-Шане гентного строения Уральского орогена.

позднепалеозойских субдукционных комплексов Профили сейсмических отражений, получен (валерьяновских и чаткало-кураминских), тогда как ные в период между 1964 г. и началом 1990-х годов в смежной части казахстанид их верхний возрастной в Магнитогорской и Тагильской зонах (например, предел — девон. Исходя от этого, можно предполо- [Меньшиков и др., 1983;

Соколов, 1992]), показали жить, что границей уралид в фундаменте Тургайско- наличие наклонных отражателей, указывающих го прогиба является сутурная зона, возможно, пред- на присутствие антиклинориев и синклинориев ставленная Уркашским разломом. Этот разлом и на вариации морфологии ГУР по простиранию.

трассируется цепочкой серпентинитовых массивов В 1980-х годах государственные нефтяные компании параллельно Валерьяновскому вулканоплутониче- провели вкрест простирания западного склона Урала скому поясу, непосредственно к востоку от него ряд сейсмопрофилей ОГТ (например, [Скрипий, [Геология …, 1984]. Учитывая данные УРСЕЙС-95 Юнусов, 1989;

Соборнов, Бушуев, 1992]) в сочета о сильной восточной вергентности структур средней нии с глубоким бурением, что помогло решить и нижней коры на востоке Урала, можно предпо- некоторые проблемы морфологии и происхождения ложить, что сутура имеет некрутое западное падение, структур уральского форланда. Здесь мы рассмотрим и что интенсивные движения по ней происходили результаты интерпретации новейших комплексных на этапе жесткой коллизии Казахстанского и Вос- сейсмопрофилей URSEIS и ESRU-SB, которые точно-Европейского континентов в конце палеозоя. позволяют обсудить общую картину глубинного Ставя знак равенства между казахстанидами и де- строения Уральского орогена, благодаря учету ре вонским Казахстанским континентом, мы неизбеж- зультатов более ранних работ и многочисленных но должны будем принять последний вариант. геологических материалов, отчасти изложенных В целом земная кора Урала представляет собой выше.

результат шарьирования и скучивания тектоничес ких единиц различной природы по надвигам, паде Особенности глубинного ние которых меняется с глубиной, с образованием нескольких уровней листрических блоков. Это об- строения Урала по данным стоятельство чрезвычайно усложняет взаимоотно интерпретации трансуральских шения между глубинными и поверхностными струк профилей URSEIS-95 и ESRU-SB турами описанных мегазон, образуя структурные несоответствия между уровнями различной глубин ности, инверсии плотности в коре и тесные гори- В 1993 г., вскоре после начала Программы Ура зонтальные связи на различных глубинах между лиды европейской комиссии ЕВРОПРОБА, было соседними мегазонами, при всей их внешне про- принято решение провести вкрест Урала два регио являющейся контрастности [Пучков, Светлакова, нальных геофизических профиля (Южно- и Средне 1993]. Это является хорошей иллюстрацией к из- уральский) и осуществить переинтерпретацию не вестной концепции тектонической расслоенности скольких ранее существовавших более коротких литосферы [Тектоническая …, 1980]. профилей. Комбинированный геологический и муль Многие детали глубинного строения Урала тикомпонентный геофизический профиль URSEIS- были выяснены в результате комплексной интер- [Berzin et al., 1996;

Carbonell et al., 1996;

Echtler et претации геофизических полей и сейсмопрофилей, al., 1996;

Knapp et al., 1996;

Глубинное …, 2001;

206 В.Н. Пучков. Геология Урала и Приуралья Сулейманов, 2006] включал примерно 500-километ- обычно интерпретируется как базальный срыв ровую сейсмическую линию через большую часть (детачмент) между рифейскими отложениями и орогена на широте Кракинского и Джабыкского архейско-палеопротерозойским кристаллическим массивов. Второй аналогичный профиль, ESRU-SB, фундаментом. Структурные исследования, однако, в конечном счете достигший длины 440 км, пересек показывают, что крупные антиклинали центральной Средний Урал через сверхглубокую скважину СГ-4, и восточной части Башкирского антиклинория дол остановленную к настоящему времени на глубине жны иметь в своих ядрах сорванные блоки кристал около 5,5 км ([Kashubin et al., 2006;

Рыбалка и др., лического фундамента. Тараташская антиклиналь 2006] и ссылки в этих статьях). Положение про- на севере района выводит такое ядро на поверх филей URSEIS-95 и ESRU-SB см. на илл. 11. ность, перекрывая девон по надвигу.

Профиль URSEIS (рис. 98). Данная здесь интер- Нижняя кора под складчато-надвиговым поя претация основана на комбинированном (вибросейс сом форланда характеризуется слабыми отражени и взрывы) сейсмическом пересечении, по матери- ями или их отсутствием, хотя граница МОХО хоро алам ПО «Спецгеофизика» [Сулейманов, 2006]. шо следится по данным взрывной сейсмики далее Кроме того, были использованы фильтрованные на восток, к ГУР. Ближе к ГУР антиформа Уралтау по когерентности и мигрированные по глубине виб- глубокого заложения выражена очень четко, в то рационные данные [Tryggvason et al., 2001] в качестве время как сам ГУР следится как слабовогнутая по альтернативного источника информации о струк- верхность, главным образом по потере отражений туре верхней и средней коры. Наряду с общеприня- от докембрийских пород, с учетом предположения тыми выводами ([Brown et al., 2008] и ссылки в этой о практической прозрачности островодужных ком статье), представленная здесь интерпретация содер- плексов. Зилаирская синформа и Уралтауская анти жит некоторые недавние выводы автора. форма, расположенные к западу от ГУР, образуют Начиная с отметки 500 км (в Предуральском сопряженную динамическую пару, в которой анти краевом прогибе) и до ГУР, около 275 км, профиль форма образует вдвиг — тектонический клин, подо характеризует складчато-надвиговую структуру двинутый под синформу.



Pages:     | 1 |   ...   | 7 | 8 || 10 | 11 |   ...   | 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.