Геотектоника, 2022, № 6, стр. 78-113

ВВЕДЕНИЕ

Урал является одним из наиболее известных мировых эталонов складчатых поясов с полным геодинамическим циклом развития, который вот уже более 300 лет является базой для металлургической промышленности России. Вопросам геологического строения и развития Урала посвящено огромное количество публикаций, в том числе большой ряд монографий, которые, как и полученные нами данные, учтены, по возможности, в нашем обзоре [1‒90]. На Урале было проведено несколько крупных комплексных геолого-геофизических проектов таких, как проект “Уралиды‒Варисциды” в рамках Программы “ЕВРОПРОБА”, результатом которых явились сейсмопрофили и структурные сечения через Южный, Средний и Полярный Урал, что способствовало лучшему пониманию глубинного строения Уральского орогена (рис. 1, профили URSEIS-95, ESRU, PUT).

Рис. 1.

Тектонические мегазоны Урала. Обозначены мегазоны: А – Предуральский краевой прогиб; Б – Западноуральская мегазона; В – Центрально-Уральская; Г – Тагило-Магнитогорская; Д – Восточно-Уральская; Е – Восточно-Уральская; Е – Зауральская. Обозначены основные структуры Урала: ГУР – Главный Уральский разлом; ГГО – главная гранитная ось Урала; ПП – Платиноносный пояс Урала. Показаны (линии красным) международные сейсмические трансекты URSEIS, ESRU, PUT в рамках комиссии Европроба.

Уральская складчатая область протягивается на 2500 км, она является крайним северо-западным звеном огромного палеозойского Урало-Монгольского подвижного пояса. Главную складчатость, а также тектоническое скучивание, метаморфизм и гранитизацию Урал претерпел в позднем палеозое (максимум в С₃‒Р₁). Урал отличается целым рядом особенностей таких, как:

‒ широкое развитие и сохранность офиолитов и островодужных комплексов;

‒ присутствие интрузий Платиноносного пояса;

‒ прерывистость Уральского пояса эклогит-глаукофансланцевых метаморфитов, образованных при повышенном давлении и низких температурах.

Геофизические исследования показали наличие под центральной частью бивергентной структуры Урала холодного, изостатически уравновешенного корня гор [77, 82].

Урал подразделяется на меридиональные структурно-формационные мегазоны, субпараллельные окраине Восточно-Европейской платформы. Западные мегазоны Урала могут быть прослежены на поверхности на всем протяжении пояса. Восточные зоны наблюдаются преимущественно на Южном и Среднем Урале, постепенно исчезая к северу под мезо‒кайнозойским чехлом молодой Западно-Сибирской платформы [38, 46, 81].

Наиболее вероятным продолжением Урала на юго-востоке являются варисциды Южного Тянь-Шаня. Опыт сравнительного изучения Урала и Тянь-Шаня, в том числе и наш, свидетельствует, что в Южном Тянь-Шане есть аналоги многих до-позднепалеозойских формаций Урала, хотя различия между регионами существенны, позднепалеозойские формации Урала, начиная с флиша зилаирской серии фамена‒турне трассируются на Кавказ через Прикаспийскую впадину [46, 57].

С запада на восток Уральский складчатый пояс структурно подразделяется на (см. рис. 1):

‒ Предуральский передовой прогиб;

‒ Западно-Уральская мегазона;

‒ Центрально-Уральская магазона;

‒ Тагило-Магнитогорская мегазона;

‒ Восточно-Уральская мегазона;

‒ Зауральская мегазона.

Предуральский передовой прогиб, Западно-Уральская и Центрально-Уральская мегазоны образуют палеоконтинентальный сектор Урала, т.е. бывшую пассивную окраину палео-континента Балтика/Лавруссия. Тагило-Магнитогорская, Восточно-Уральская и Зауральская мегазоны образуют палеостроводужный сектор, представляющий собой коллаж офиолитов, островодужных и, возможно, микроконтинентальных террейнов. Границей между палео-континентальным и палео-островодужным секторами Урала является гигантская шовная зона (офиолитовая сутура) Главного Уральского глубинного разлома.

ПРЕДУРАЛЬСКИЙ ПЕРЕДОВОЙ ПРОГИБ

Предуральский передовой прогиб, заполненный терригенными осадками (предфлишевыми глубоководными конденсированными осадками, эвапоритами, флишем и молассой) верхнего палеозоя и отчасти триаса мощностью до 5‒6 км. На юге Урала заложение прогиба знаменуется накоплением флишевой формации позднекаменноугольно‒раннепермского возраста, переходящей к западу в конденсированную предфлишевую формацию, представленную преимущественно переслаиванием относительно глубоководных темноцветных аргиллитов, мергелей и известняков. Обычно предполагается, что причиной образования депрессионной предфлишевой формации, начинающей разрез прогиба, послужило опускание края континента под действием веса пластин островодужных пород, надвигавшихся с востока [38, 46].

По западной стороне незагруженного прогиба формировался структурный уступ, обращенный к востоку. Край уступа с течением времени смещался к западу, трассируясь цепочками рифовых массивов. Флишевая формация (С₂‒Р₁) формировалась в стадию активной коллизии и горообразования, надвигообразования. Процесс сопровождался смещением прогиба на запад, на платформу, что хорошо устанавливается по изменению возраста карбонатного (платформенного) основания прогиба.

В кунгурское время флиш отчасти замещается эвапоритами, окончательно заполнившими и нивелировавшими глубоководную впадину. Мелководная и континентальная молассовая формация (Р₂‒Т) смещена на запад по отношению к флишу и формировалась в стадию затухания горообразовательных процессов на Урале. При этом нагрузка на край Русской плиты уменьшилась и она начала всплывать. Возраст основания прогиба меняется, омолаживаясь в сторону платформы и к северу вследствие направленной миграции прогиба с востока на запад и, возможно, с юга на север. Для западных частей прогиба характерны в основном пологие платформенные структуры; на границе прогиба и платформенного шельфа на Южном Урале прослеживается цепочка раннепермских рифов, из которых четыре рифа были подняты над равниной в неогеновое время и отпрепарированы, благодаря наличию сульфатной болочки (рис. 2).

Рис. 2.

Шихан Юрактау (54°08′47.3″ с.ш. 59°09′27.9″ в.д.). Структура сложена рифогенными раннепермскими известняками.

Для восточных частей прогиба, переработанных уральской линейной складчатостью, типичны гребневидные, валообразные, коробчатые и более сложные сжатые складки, включая лежачие изоклинальные, ‒ уральского простирания, осложненные линейными сульфатно-соляными диапирами и надвигами, сместители которых имеют восточное падение и выполаживаются книзу, сливаясь с поверхностями срыва. Глубина Предуральского прогиба значительно меняется. Предуральский прогиб разделен поперечными поднятиями на ряд изолированных впадин в направлении с юга на север ‒ Актюбинская, Бельская, Юрюзано-Сылвинская, Соликамская, Верхнепечорская, Большесынинская, Косью-Роговская, Коротаихинская и Карская впадины [5, 35, 38, 70].

ЗАПАДНО-УРАЛЬСКАЯ МЕГАЗОНА

Западно-Уральская мегазона в палеозое принадлежала атлантическому типу, являясь пассивной окраиной Восточно-Европейской платформы, областью перехода платформы к Уральскому палеоокеану, расположенному восточнее. Здесь традиционно выделяются две региональные структурно-формационные зоны, существовавшие с ордовика до карбона [5, 44, 62]:

‒ западная – Бельско-Елецкая, где развиты терригенно-карбонатные толщи палеошельфа;

‒ восточная – Зилаиро-Лемвинская терригенно-кремнисто-сланцевая, интерпретируемая как область пассивного континентального склона.

Здесь в раннем-среднем карбоне возникла новая структура – Предуральский краевой прогиб.

Комплексы шельфа, лежащие во внешней Бельско-Елецкой зоне на неразрушенном, хотя и несколько утоненном, допалеозойском кристаллическом основании, характеризуются платформенным обликом. Здесь обычно присутствие рифовых, биогермных, органогенно-детритовых и других известняков с толстостенной макрофауной, а также доломитов, кварцевых песчаников с признаками прибрежно-морского генезиса. Разрезы этой зоны имеют повышенные мощности, но принципиально ничем не отличаются от разрезов платформенного чехла смежной с ней Восточно-Европейской плиты, непосредственным продолжением которого они и являются. Вертикальный ряд формаций начинается здесь с тельпосской терригенно-олигомиктовой формации нижнего ордовика, залегающей либо на грабеновых формациях, либо непосредственно на кристаллическом фундаменте. Данная формация выше сменяется терригенно-известняково-доломитовыми толщами среднего-верхнего ордовика.

Силурийско‒каменноугольные отложения представлены преимущественно мелководными слоистыми и рифогенными известняками, в которых залегают пачки хорошо сортированных кварцевых песчаников (такатинская свита раннего эйфеля). Рифогенные известняки нижнего девона мощностью до 1500 м образовали барьерный риф, протягивающийся почти по всей окраине Восточно-Европейского континента. Нижнедевонские уральские барьерные рифы располагались на перегибе внешнего шельфа, близ границы с батиальной Зилаиро-Лемвинской зоной.

Тектоника и стратиграфия Бельско-Елецкой зоны исследованы достаточно хорошо, и здесь обычно выделяются и подзоны, отождествляемые с лагуной, рифом, мелким и глубоким шельфом. На Среднем Урале в пределах Бельско-Елецкой зоны с запада на восток выделяются следующие подзоны – Чусовская, Михайловская, Сергинская [62]. Михайловская структурно-фациальная зона включает отложения мелководного шельфа и лагунно-прибрежные карбонатные и терригенно-карбонатные комплексы.

ЦЕНТРАЛЬНО-УРАЛЬСКАЯ МЕГАЗОНА

В структуру Центрально-Уральской мегазоны входят метаморфизованные докембрийские и раннепалеозойские толщи, которые формируют осевую и наиболее приподнятую часть Уральских гор. В крупных поднятиях Южного и Среднего Урала (Башкирский и Кваркушский мегантиклинории) на поверхность выходят практически не метаморфизованные докембрийские толщи.

Башкирский мегантиклинорий Южного Урала сложен мощными (до 15 км) мелководными терригенно-карбонатными толщами рифея, с небольшим по объему количеством субщелочных вулканитов и интрузий рифтового генезиса, вероятно обусловленного плюмовой активностью, на временны́х уровнях ~1800‒1650, 1380‒1350, 720‒ 700 млн лет, а также терригенными толщами венда 540‒635 млн лет [46].

Рифей Башкирского мега-антиклинория Южного Урала

Рифей Башкирского мега-антиклинория, представленный стратотипическими разрезами, в последние 10‒15 лет был объектом пристального изучения геологами с применением новых методик изотопного датирования, что позволило существенно уточнить возрастные границы главных подразделений рифея и выделить новые стратоны [26, 28, 33, 86, 32 ] (рис. 3).

Рис. 3.

Схема распространения разрезов рифея различного типа в Башкирском мегантиклинории. Показаны (цифры красным) типы разрезов: 1 – северная зона (Тараташский антиклинорий); 2 – Южная зона (Ямантауский антиклинорий); 3 – Юго-западная зона (район параметрической Кулгунинской скважины); 4 – Восточная зона (Маярдакский антиклинорий); 5 – Северо-уралтауская зона; 6 –Златоустовско-Таганайская зона. Показаны (линии красным) границы распространения типов разрезов. Обозначены этапы: RF₁ ‒ нижний рифей; RF₂ ‒ средний рифей; RF₃ ‒ верхний рифей; RF₄ ‒ терминальный рифей. 1 ‒ тараташский комплекс (архей‒ранний протерозой); 2 ‒ вулканиты машакской свиты; 3 ‒ интрузии: а ‒ базиты, б ‒ гранитоиды; 4 ‒ стратиграфические границы; 5 ‒ разломы: а ‒ надвиги, б ‒ прочие структуры; 6 – точки отборa проб на цирконы: а – трахибазальты навышской свиты, б – риолиты машакской свиты и дайки машакского возраста, в – вулканиты ушатского комплекса с возрастом около 450 млн лет, г – магматические породы аршиния, д – карбонатиты

По особенностям стратиграфического разреза и характеру метаморфизма в Башкирском мега-антиклинории можно выделить шесть зон ‒ северная, южная, юго-западная, восточная, северо-восточная зоны и Улутауская зона, смежная с Башкирским мега-антиклинорием в Центрально-Уральской зоне.

Детально изучена северная зона (Тараташский антиклинорий), где датированы вулканиты, что дает возможность уточнить возраст рубежей главных возрастных стратонов, разделенных на четыре серии:

‒ нижняя (бурзяний);

‒ средняя (юрматиний);

‒ верхняя (каратавий);

‒ терминальная (аршиний) рифей.

Именно здесь расположен стратотип рифея.

Нижний рифей представлен в низах айской свитой, которая имеет следующий состав:

– полимиктовые, полевошпат-кварцевые и аркозовые песчаники и алевролиты;

‒ полимиктовые разногалечниковые конгломераты и гравелиты;

‒ глинистые сланцы (часто углеродистые);

‒ песчанистые доломиты (в единичных прослоях).

В нижней части разреза присутствуют вулканогенные и вулканогенно–осадочные образования (навышская подсвита). Саткинская свита, согласно залегающая выше, представлена преимущественно доломитами и известняками, нередко содержащими строматолиты и микрофитолиты нижнерифейского комплекса, с прослоями глинистых и углеродисто-глинистых сланцев, часто известковистых, местами содержащих микрофоссилии нижнего рифея [21, 62]. Завершает разрез бакальская свита, представленная углеродисто-глинистыми сланцами, доломитами и, в меньшей степени, известняками, подчиненными прослоями кварцевых алевролитов и песчаников (рис. 4).

Рис. 4.

Разрез бакальской свиты в карьере Иркускан (54°54′48″ с.ш. 58°51′45″ в.д.).

В 2011 г. были уточнены данные по возрасту основания нижнего рифея – на западном крыле Тараташского поднятия, юго-восточнее д. Аршинка, на северных отрогах г. Большой Миасс из трахибазальтового порфирита навышского комплекса айской свиты по циркону был определен методом U‒Pb (SHRIMP-II) возраст, который составил Т = 1752 ± 11 млн лет (ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург, Россия) [22, 86]. Этот возрастной рубеж стал определяющим не только для навышских вулканитов, но и для нижней границы ~1800 млн лет всего рифейского разреза Южного Урала, что не противоречит данным о более молодом возрасте 1777 ± 79 млн лет гранитизации в условиях амфиболитового метаморфизма в кристаллическом фундаменте этого региона [86]. В дальнейшем выяснилось, что в поле трахибазальтов навышской свиты, датированных ранним рифеем, присутствуют щелочные базальты, датируемые U‒Pb методом ~450 млн лет (рис. 5).

Рис. 5.

Палеозойские трахибазальты на р. Ушат (приток р. Суроям) в поле навышских (нижнерифейских) трахибазальтов (55°44′22″ с.ш.; 59°44′47″ в.д.).

Можно предполагать, что эти палеозойские базальты вероятно маркируют следы небольшого западного ордовикского рифта, параллельного главному рифту, который располагался восточнее и в дальнейшем переродился в Уральский палеоокеан.

Представления о возрасте машакской свиты, базальной для среднего рифея (юрматиния), также были уточнены преимущественно U‒Pb методом. Машакская свита представлена, как и ее аналоги, в низах преимущественно вулканитами (рис. 6). В ее основании преобладают риолиты и базальты, образующие контрастную ассоциацию. Выше машакская свита представлена метабазальтами, риодацитами, углеродисто-глинистыми сланцами, полимиктовыми алевролитами, песчаниками и разногалечниковыми конгломератами. В средней части она сложена чередованием полимиктовых разнозернистых песчаников, метабазальтов, кварцито-песчаников, туфопесчаников и туфоалевролитов, подчинены прослои полимиктовых алевролитов и конгломератов. Верхняя часть свиты представлена чередованием песчаников полимиктовых и кварцевых, алевролитов того же состава, углеродисто-глинистых сланцев, туфов кислого и основного состава, риолитов, отмечаются единичные потоки метабазальтов и редкие прослои известняков.

Рис. 6.

Базальты машакской свиты на хр. Шатак. Видна столбчатая отдельность, редко встречающаяся в свите.

В 2008 г. из машакских вулканитов по циркону U‒Pb методом СА-ID-TIMS в Университете штата Айдахо в Бойсе (США) были получены датировки 1381.1 ± 0.7 и 1380.2 ± 0.5 млн лет. Ранее в лаборатории Университета Торонто (Канада) были датированы долериты Главной Бакальской дайки, прорывающей бакальскую свиту, U‒Pb методом 1385.3 ± 1.4 млн лет (по бадделиту) [86].

Близкие датировки были получены для Бердяушского плутона рапакиви, Кусино-Копанской расслоенной габбро-пироксенитовой интрузии и Ахмеровского гранитного массива, которые обычно рассматриваются как комагматы машакских вулканитов [26].

По циркону из риолитов машакской свиты также были получены датировки 1383 ± 3, 1386 ± 5 и 1386 ± 6 млн лет U‒Pb методом (SHRIMP-II) (ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург, Россия) [86]. Поскольку датированные пробы находятся в 300‒ 400 м выше основания юрматиния, было предложено принять возраст основания среднего рифея как 1400 млн лет. Машакский уровень возрастов цирконов установлен не только для северной, Тараташской зоны, но также для южной, Ямантауской и восточной, Маярдакской.

Выше машакской свиты стандартный разрез среднего рифея (юрматиния) представлен, последовательно, зигальгинской, зигазино-комаровской, авзянской свитами, мощностью до 4000 м (кварциты, сланцы, известняки).

Каратавий (верхний рифей) мощность которого колеблется от 2700 до 6300 м, со средним рифеем характеризуется постепенным переходом и представлен зильмердакской (преимущественно песчаники), катавской (известняки и мергели розовой и зеленой окраски, известняки со струйчатой текстурой) свитами и хорошо выделяющейся маркирующей толщей (рис. 7).

Рис. 7.

Выходы отложений катавской свиты около железнодорожной станции Миньяр (55°03′19.3″ с.ш. 57°30′59.4″ в.д.).

Датировки 707.0 ± 2.3 и 732.1 ± 1.7 млн лет, полученные по цирконам из вулканитов аршинской серии северной зоны Башкирского мега-антиклинория, привели к пересмотру возраста и стратиграфической приуроченности этой серии, которая считалась принадлежащей венду [28, 62].

В 2000 г. возраст основания венда был принят в 600 ± 10 млн лет, но, по мнению многих исследователей, граница венд‒рифей имеет возраст ~635‒650 млн лет [32, 86]. Новые датировки позволили выделить в рифее дополнительное стратиграфическое подразделение: завершающий (терминальный) рифей–аршиний, включающий аршинскую серию (R_4ar) [22]. Рассматриваемые отложения долгое время, несмотря на значительную мощность (~2 км) и литологическую неоднородность, не расчленялись. Нами установлено, что в аршинской серии выделяются толщи, обладающие четкой индивидуальностью, имеющие определенный состав и стратиграфическое положение [22, 86]. Эти толщи выделены в ранге свит (снизу вверх) ‒ байнасская, махмутовская, игонинская и шумская (терригенные осадки, тиллитоподобные конгломераты и вулканиты).

Северо-Уралтауская зона

Северо-Уралтауская зона, которую возможно было отнести к Центрально-уральскому поднятию, но она стратиграфически тесно связана с Башкирским мега-антиклинорием. Толщи северной части Уралтауского антиклинория полностью соответствуют суванякскому комплексу, разделенному на шесть свит, из которых четыре нижние свиты (уткальская, курташская, мазаринская и арвякская) отнесены к верхнему рифею [21]. Комплекс и данные свиты названы по стратотипам, расположенным в средней части хр. Уралтау. Однако, по полученным нами и имеющимся данным выяснилось, что средняя и южная часть хр. Уралтау сложена преимущественно палеозойскими толщами, что подтверждено фаунистическими находками [12, 31, 46].

В Златоустовско‒Таганайском типе разреза предполагается наличие всех стратонов рифея, начиная с айской свиты. Однако бакальская свита здесь отсутствует и фактически на поверхность выходит только полный разрез отложений среднего и верхнего рифея, причем они отличаются по степени метаморфизма и по составу от отложений стратотипа [9].

К востоку от Зюраткульского разлома полный разрез рифея начинается с кувашской свиты осадочно-вулканогенного состава, которая отождествляется с машакской свитой (имеет U‒Pb датировку, аналогичную возрасту машакской свиты), но значительно сильнее метаморфизована.

Кувашкую свиту слагают (снизу вверх):

‒ амфиболиты, гнейсы биотит-гранатовые, кварциты горы Два Брата (хр. Уреньга);

‒ альбит-олигоклазовые порфироиды с прослоями кварц-слюдистых сланцев и конгломератов (верховья р. Куваш);

‒ альбит-олигоклазовые порфироиды с прослоями кварц-слюдистых сланцев и конгломератов (горы Березовые, г. Мышляй, хр. Чернореченский, хр. Уреньга).

Мощность кувашской свиты составляет 900–1500 м.

Выше кувашской свиты предполагается наличие гнейсов и амфиболитов уфалейской свиты, однако не указаны мощность и положение типового разреза, существование данной свиты, по нашему мнению, не вполне обосновано.

Дальше следует таганайская свита (снизу вверх):

‒ сланцы гранат-слюдистые, гранат-ставролит-слюдистые с прослоями кварцитов (>500 м);

‒ кварциты, сланцы гранат-ставролит-слюдистые, кварц-гранат-кианитовые (700‒900 м) (хр. Уреньга, хр. Уральский, хр. Юрма, Таганайский горный массив).

Завершает разрез юрматинской серии среднего рифея уреньгинская свита. Нижнюю подсвиту слагают ставролит-биотит-кварцевые, дистен-мусковит-кварцевые сланцы мощностью 600‒ 1000 м (Таганайский горный массив, г. Косотур).

Верхняя свита состоит из двух толщ:

‒ нижняя ‒ карбонатная (доломиты, мраморы с прослоями кварц-серицитовых и кварц-хлоритовых сланцев);

‒ верхняя – кристаллических сланцев (углисто-графитовые филлиты, филлитовые сланцы, кварц-слюдисто-гранатовые, ставролит-гранатовые, силлиманит-слюдистые, альбит-слюдисто-хлоритовые сланцы с прослоями мраморов мощностью до 20 м).

Мощность свиты составляет 600‒700 м (хр. Уреньга, хр. Уральский).

Каратауская серия представлена уйташской свитой, состоящей из двух подсвит:

‒ Медвежьегорская (аркозовые кварциты с прослоями конгломератов, г. Медвежья);

‒ Семибратская (кварциты, слюдистые кварциты, кварц-слюдистые сланцы, Семибратский железный рудник).

Мощность свиты составляет 350‒400 м.

Таганай-Златоустовская зона совместно с Уралтауской и Маярдакской зонами образует метаморфическую полосу на востоке Башкирского мега-антиклинория, которая связана с Восточно-Кваркушской зоной, ‒ они вместе маркируют край кратона Балтика.

На востоке Башкирского антиклинория рифейские толщи отделены от палеозоя (ордовик) размывом и угловым несогласием, что является проявлением тиманской складчатости, ранее ей присваивалось название байкальской [46] (рис. 8).

Рис. 8.

Размыв и угловое несогласие между пологозалегающими песчаниками и конгломератами ордовика и круто залегающими сланцами инзерской свиты верхнего рифея (в верховье руч. Яндык (53°53′58.6″ с.ш. 58°04′20.0″ в.д.), вдоль автодороги “Уфа‒Белорецк”, около с. Серменево). Положение песчаников показано над белой пунктирной линией. 1 – слюдисто-кварцевые сланцы и слюдистые кварциты инзерской свиты; 2 – крупнозернистые кварцевые песчаники с галькой углистых сланцев (средний ордовик); 3 – конгломераты, в гальке кварц и углистые сланцы (средний ордовик); 4 ‒ доломиты и песчаники: а – алевритистые и песчанистые доломиты (средний ордовик), б – крупнозернистые песчаники и конгломераты с доломитовым цементом (углистые сланцы и кварц в гальке); 5 – слоистость (азимут падения); 6 – находки криноидей, гастропод, брахиопод; 7 ‒ осыпи

Вендские отложения

Венд (его нижняя граница предположительно составляет 635 млн лет, тогда как верхняя отвечает подошве кембрия) подразделяется на пять свит [21, 32, 62]:

– бакеевская;

‒ урюкская;

‒ басинская;

‒ куккараукская;

‒ зиганская.

При этом нижние куккараукская и зиганская свиты представлены кварцитами и аркозами, тогда как верхние бакеевская, урюкская и басинская свиты представлены полимиктовыми песчаниками и конгломератами, которые слагают в основном куккараукскую свиту, в них можно различить гальку метабазитов, метакварцитов, красных яшм и гранитоидов (рис. 9). Изменение минерального состава свит от кварцитов и аркозов на полимиковые песчаники и конгломераты завершает смену направления источника сноса с западного на восточное, образование толщ, родственных флишу и молассе, т.е. орогенных формаций, отвечающих тиманскому орогенезу.

Рис. 9.

Полимиктовые конгломераты куккараукской свиты венда с галькой гранитоидов р. Зуячка (54°18′39.6″ с.ш. 57°17′53.3″ в.д.).

ЦЕНТРАЛЬНО-УРАЛЬСКОЕ ПОДНЯТИЕ

Cреди метаморфических толщ Центрально-Уральской мегазоны были выделены ранне-среднепалеозойские осадочные комплексы континентального подножия (суванякский комплекс), сравнимые с современными аналогами, но претерпевшие интенсивную складчатость и метаморфизм зеленосланцевой фации, а в краевых восточных частях Центрально-Уральской мегазоны (максютовский комплекс) и выше – до эклогитовой фации. Палеозойский возраст суванякского комплекса доказан находками раннеордовикских и ранне-среднедевонских конодонтов, силурийских граптолитов, ордовикских и силурийских акритарх и хитинозой [12, 31].

Cопоставление западного склона Урала с пассивными окраинами континентов Атлантического типа было проведено, но не полностью ‒ на Урале ранее были выделены палеозойские терригенно-карбонатные фации шельфа [38, 61]. Позднее были установлены и прослежены вдоль всего западного склона Урала маломощные и медленно накапливавшиеся терригенно-кремнисто-сланцевые относительно глубоководные (батиальные) отложения континентального склона [38, 44].

Однако этим типовая латеральная последовательность осадочных формаций пассивных континентальных окраин не исчерпывается [11, 38]. Глубже континентального склона располагается континентальное (материковое) подножие – внешняя часть континентальной окраины, расположенная между континентальным склоном и абиссальным ложем океана. Kонтинентальное подножье постепенно погружается от континентального склона к океану c глубины 2.5‒3 км до 4.5‒5.5 км, его ширина составляет ~200‒300 км. Оно представляет собой полого наклоненный в сторону океана аккумулятивный шлейф, образующийся в результате накопления обломочного материала при размыве континента, в том числе мутьевыми потоками и подводными оползнями. Мощность осадочных отложений на современных континентальных подножьях значительна и составляет от не менее 2‒3 км до 4‒10 км [11]. Таким образом, нами впервые выделяются на Урале палеозойские сланцево-терригенные фации континентального подножья (суванякский комплекс и его аналоги), отличающиеся от смежных к западу отложений континентального склона значительно большими мощностями, поскольку кремнистое осадконакопление здесь сменяется на терригенное.

Нами устанавлено, что Центрально-Уральская мегазона Южного Урала сложена четырьмя различными формационно-геодинамическими комплексами.

Терригенные отложения

Терригенные отложения (алевро-сланцы, кварцито-песчаники с подчиненными прослоями конгломератов) имеют большую мощность, они смяты и метаморфизованы в зеленосланцевой фации. В толщах данных отложений выделены ранне-среднепалеозойские осадочные комплексы континентального подножия (суванякский комплекс и его аналоги), сравнимые по всем параметрам с современными аналогами, но претерпевшие интенсивную складчатость и метаморфизм зеленосланцевой фации. В опорном разрезе (на левом берегу р. Баракал в 60 м от моста на северной окраине хутора Новопреображенского) отложений суванякского комплекса (обнажение № 1534; 52°10′15.84″ с.ш., 57°36′12.37″ в.д.) среди кварцитов с прослоями филлитизированных сланцев и грубозернистых метапесчаников (кварцевых граувакк) отмечается пласт полимиктовых конгломератов (рис. 10). Их цемент сложен серицит-хлорит-кварцевыми сланцами, а в обломках присутствуют слюдистые кварциты, различные метаморфические сланцы и мрамор. В обломках мрамора нами найдены конодонты раннего ордовика, вероятно, флоского яруса – Oistodus aff. contractus Lind., Oistodus sp. и др. (определение В.А. Наседкиной (УГСЭ, г. Екатеринбург)), что определяет здесь нижний возрастной предел суванякского комплекса. Именно в данных конгломератах находили микрофитолиты IV юдомского комплекса, что и использовалось для обоснования позднедокембрийского возраста этих образований [21, 62]. Палеозойский возраст суванякского комплекса подтвержлается и другими находками микрофауны [12, 31].

Рис. 10.

Схема тектонического районирования западного сектора Южного Урала. Обозначены (буквы в кружках) с юга на север: Э – Эбетинская антиформа; Са – Сакмарская зона; М – Максютовский комплекс; С – Суванякский комплекс; К – Кракинский аллохтон; Б – Башкирский мега-антиклинорий; ЗУР ‒ Западно-Уралтаусский разлом; ЗР – Зюраткульский разлом (граница между Башкирским мегаантиклинорием и поднятием Уралтау); Ма – Магнитогорский мегасинклинорий; ЗБ – Златоустовско-Белорецкая зона; У – Уфалейский метаморфический комплекс. 1 – архейско‒палеопротерозойские полиметаморфические комплексы фундамента Восточно-Европейской платформы (Тараташский комплекс); 2 – рифейские, почти не метаморфизованные осадочные мелководные терригенно-карбонатные комплексы чехла Восточно-Европейской платформы (Башкирский мегаантиклинорий); 3 – высокобарические метаморфические комплексы; 4 – поднятие Уралтау, терригенные отложения континентального подножья, смятые и метаморфизованные в зеленосланцевой фации (Суванякский комплекс); 5 – палеозойские (ордовикско‒пермские) осадочные комплексы шельфа, континентального склона и наложенного Предуральского краевого прогиба; 6 – палеозойские (преимущественно девонские) вулканогенные, не метаморфизованные комплексы восточного (палеостроводужного) сектора Урала (Магнитогорский мегасинклинорий); 7 – палеозойские (преимущественно ордовикско‒девонские) вулканогенные и осадочные, не метаморфизованные комплексы краевых аллохтонов; 8 – Главный Уральский глубинный разлом; 9 – пункт находки ордовикских конодонтов

Таким образом, нами впервые выделены на Урале палеозойские сланцево-терригенные фации континентального подножья (суванякский комплекс и его аналоги), отличающиеся от смежных к западу отложений континентального склона значительно бóльшими мощностями, поскольку кремнистое осадконакопление здесь сменяется на терригенное. Очень небольшая доля грубообломочных осадков в суванякском комплексе вероятнее всего свидетельствует о пологом рельефе размывавшейся восточной части Восточно-Европейской платформы. Современная ширина суванякского комплекса, составляющая 20 км, с учетом фактически наблюдаемой здесь интенсивной складчатости должна быть увеличена до 55‒60 км. Но современные аналоги, как правило, в 3‒4 раза шире. Отсюда следует, что суванякский комплекс является уцелевшим фрагментом исходной осадочной призмы осадков континентального подножия, ее крайней западной частью. Восточная, очевидно большая часть осадков этого типа, была поглощена Главным Уральским глубинным разломом (палеозоной субдукции).

ЗОНА ГЛАВНОГО УРАЛЬСКОГО ГЛУБИННОГО РАЗЛОМА

Зона представляет собой офиолитовую сутуру переменной ширины до 20 км и более, – след исчезнувшей преддуговой впадины Палеоуральского океана. Главный Уральский глубинный разлом, является одной из наиболее значимых сутурных зон, тектонотипом глубинных разломов. Он отделяет западный палеоконтинентальный сектор Урала, представляющий собой пассивную окраину Восточно-Европейской платформы, от восточного, палеоостроводужного сектора Урала [6, 38, 44].

Для Главного Уральского глубинного разлома характерно широкое развитие серпентинитового меланжа и тектонических мегабрекчий протяжением в сотни км (Сакмаро-Вознесенская зона Ю. Урала, Райизско-Хараматалоуская зона Полярного Урала и др.) [54, 66] (рис. 11, рис. 12). Также характерны зоны дислокационного метаморфизма и бластомилониты. В Сакмарской и Присакмаро-Вознесенской зонах меланжи образованы преимущественно серпентинизированными гарцбургитами с блоками габбро, амфиболитов, кремней. На севере Присакмаро-Вознесенской зоны и в Кракинских аллохтонах с меланжами ассоциируют базит-ультрабазитовые массивы лерцолитового типа, содержащие блоки гранатовых пироксенитов. В основании Западно-Магнитогорской зоны распространены меланжевые комплексы, которые преимущественно включают базит-ультрабазитовые массивы гарцбургитового типа, базальты с яшмами поляковского комплекса ордовика и нижнедевонские известняки.

Рис. 11.

Панорама разреза Главного Уральского разлома на шоссе Белорецк‒Сибай около с. Хамитово (53°30′03.7″ с.ш. 57°59′42.0″ в.д.). На востоке (слева) развалы андезитов и их туфов, в средней части сильно дробленые серпентиниты с зеркалами скольжения, подобные матриксу меланжа, с падением к востоку. Отмечаются габброиды. На западе (справа) графитистые сланцы.

Рис. 12.

Серпентинитовый меланж Главного Уральского разлома в районе с. Байгускарово (51°55′24.8″ с.ш. 57°59′11.8″ в.д.).

Вдоль Главного Уральского глубинного разлома прерывистой полосой прослеживается всеуральский пояс эклогит-глаукофансланцевого метаморфизма. Судя по сейсмическом данным МОВ ОГТ, трансекта “Урсейс-95” и другим исследованиям, поверхность разлома падает на восток под углом $\perp $35°‒55° [5, 6, 66, 77].

Геологическая история формирования Главного Уральского глубинного разлома разделена на несколько этапов [66].

На начальном этапе западный разлом, входящий в систему разломов Главного Уральского глубинного разлома, представлял собой рифтовый разлом растяжения. Как показывают данные авторов по конодонтовому датированию время полного разрыва континентальной коры на Урале составляет 480 млн лет [66].

На последующих этапах Главный уральский глубинный разлом (ГУГР) являлся зоной субдукции, падающей на восток и поглощавшей кору раннепалеозойского Уральского океана [66]. Об этом свидетельствует генерация одновозрастных высокобарических метаморфических комплексов (западная часть зоны ГУГР) и формировавшихся над ними магматических островодужных ассоциаций. Эклогиты Урала являются главным образом кóровыми эклогитами прогрессивного типа. Высокобарический метаморфизм при температуре Т = 550‒650°С и давлении Р ≥ 1.1‒1.4 ГПа метаморфизм здесь не был наиболее ранним и накладывался как на базиты, так и на вмещающие метатерригенные сланцы [20, 72].

Были разработаны модели, альтернативные нашей модели, основанные на представлениях о наиболее древних и глубинных первичных эклогитах, преобразованных только при падающих давлениях, но данные модели не объясняли наличие прогрессивной зональности гранатов, типичной для эклогит-глаукофановых комплексов Урала [15, 20, 25, 52].

Прогрессивный этап метаморфизма максютовского комплекса Южного Урала мы связываем с погружением в зону субдукции до глубин 50‒75 км, а в некоторых блоках возможно и более. Структурные исследования показали, что в максютовском комплексе устанавливается не менее четырех этапов деформаций ‒ два ранних этапа проходили при повышающихся температуре и давлении, два поздние этапа проходили при понижающихся температуре и давлении [80].

Выведение максютовского комплекса на уровень средней коры производилось глубинными левыми сдвиго-надвигами, формировавшимися при косой коллизии Восточно-Европейской платформы и Урала. Вся метаморфическая эволюция максютовского комплекса происходила на протяжении менее 30 млн лет, чем объясняется отмечаемое тождество (в пределах точности Ar‒Ar, U‒Pb, Sm‒Nd методов) определений абсолютного возраста пород комплекса по изотопным системам с сильно отличающимися температурами закрытия. Sm‒Nd минеральная изохрона для эклогитов, Ar‒Ar возраста остывания для фенгита и U‒Pb возраст рутила показали возраст, близкий к 380 млн лет [72, 83, 84 ]. Выведение максютовского комплекса на близповерхностный уровень произошло в триасе в результате ограниченного пост-орогенного растяжения Урала.

На юге Среднего и севере Южного Урала Главный Уральский глубинный разлом (ГУГР) прорван небольшими гранодиорит-гранитных Уфалейским, Тургоякским, Сыростанским массивами, что дает возможность уточнить возраст и историю деформаций в зоне ГУГР. Эти массивы имеют, как правило, округлую форму, что также свидетельствует о их внедрении после основных пластических деформаций. Исключением является многофазный Сыростанский массив, породы (габброиды-гранодиориты) ранних фаз которого интенсивно пластически деформированы до превращения в бластомилониты, при этом последние гранитные выплавки массива практически не деформированы и интрудируют зеленые сланцы зоны ГУГР, что наблюдается в центре деревни Сыростан. Данные гранитоиды имеют возраст 314 ± ± 18 млн лет, они прорывают известняки [5]. Нами был получен Ar‒Ar возраст гранитоидов по биотиту 304 ± 6 млн лет, который определяет время последнего этапа интенсивных пластических деформаций как поздний карбон [78].

ТАГИЛО-МАГНИТОГОРСКАЯ МЕГАЗОНА

Тагило-Магнитогорская мегазона, которая является главной вулканогенной зоной Урала, располагающаяся восточнее Главного Уральского глубинного разлома, разделяется на два разновозрастных островодужных террейна, сходными по геологическому строению зоны – более молодая Магнитогорская, и более древняя Тагильская. Заложение Тагильской зоны происходило в среднем ордовике, Магнитогорская зона возникла в нижнем девоне [66].

Тагильская зона широко развита на Среднем (север), Северном, Приполярном и Полярном Урале, тогда как на Южном Урале сохранены крайне редуцированные фрагменты данной зоны. Магнитогорская зона слагает основную часть восточного склона Южного Урала и ее дислоцированные фрагменты выявлены на Среднем Урале, восточнее Тагильской зоны.

Как в Тагильской, так и Магнитогорской зонах, в низах вулканогенных разрезов, лежат толеитовые подушечные низкокалиевые базальты мощностью 1.5‒2.5 км. Образования, расположенные ниже, представлены фрагментарно обнаженным комплексом параллельных диабазовых (долеритовых) даек. Как правило, базальты сопровождаются только измененными гиалокластитами и тонкими прослоями яшм, в которых собраны достаточно обильные комплексы конодонтов среднего-верхнего ордовика в Тагильской зоне и эмса собраны в Магнитогорской зоне.

Для Тагило-Магнитогорской зоны реконструируется следующий ряд вулканогенных зеленокаменно измененных формаций (снизу вверх) [5, 61, 62, 66]:

‒ натриевая базальтовая;

‒ натриевая риолит-базальтовая;

‒ андезит-дацитовая;

‒ андезит-базальтовая;

‒ андезитовая;

‒ базальт-трахит-трахириолитовая.

Смещение по времени между Тагильской и Магнитогорской мегазонами сохраняется для всего этого вертикального ряда формаций. Субщелочные вулканогенные формации Тагильской зоны перекрываются нижне-среднедевонскими бокситоносными известняками. В Магнитогорской зоне субщелочные вулканогенные формации появляются только в верхнем девоне, фациально замещаясь флишем, и, перекрываясь раннекаменноугольными известняками с толеитовыми и субщелочными вулканитами, не имеющими признаков надсубдукционного генезиса (рис. 13).

Рис. 13.

Раннекаменноугольные постсубдукционные субщелочные вулканиты Магнитогорской зоны на левом берегу р. Урал, ниже г. Магнитогорска.

Когда Магнитогорская зона только начала формироваться в девоне, к этому времени развитие Тагильской зоны уже заканчивается. Девонские осадочные и вулканогенные образования Тагильской зоны формировались в трех палеообстановках ‒ в пределах шельфа отмершей силурийской островной дуги, междугового прогиба и активной вулканической островной дуги [41].

По составу эти вулканиты близки к породам современных островных дуг, обилие известняков указывает на преобладание мелководных обстановок. Эта зональность была нарушена в живетское время образованием грабенов и излиянием базальтов с внутриплитными геохимическими характеристиками.

В конце живета–начале франа вновь был проявлен вулканизм островодужного типа, эволюция Тагильской островной дуги завершилась в конце франа в связи с аккрецией островной дуги к окраине Восточно-Европейского континента. По геохимическим особенностям (обогащение Sr, K, Rb, Ba и Th и обеднение Ta, Nb, Zr, Hf, Ti, Y и Yb) пражские и эмсские вулканиты Тагильской зоны близки к островодужным. Вулканиты живета Тагильской зоны (высотинская свита) по геохимическим параметрам сходны с магматическими образованиями как островных дуг, так и дивергентных океанических обстановок. Для интерпретации их условий формирования привлекается модель разрыва субдуцируемой плиты, образования мантийных окон и подтока глубинного мантийного вещества [41]. Мы подвергаем некоторому сомнению доказанность такой модели, но очевидно, что в Тагильской зоне присутствуют позднеордовикско‒силурийский и позднеэмсско‒раннефранский циклы магматизма [3, 8, 41 ].

Крупнейшим надсубдукционным магматическим комплексом Урала является Платиноносный пояс, расположенный восточнее Главного Уральского глубинного разлома, на западе Тагильской мегазоны. Это гигантское образование протягивается более, чем на 900 км и представлено на Среднем, Северном и Приполярном Урале цепью из тринадцати концентрически зональных изометричных или тектонически вытянутых массивов, сложенных ассоциацией дунитов, клинопироксенитов, оливиновых и двупироксеновых габбро и гранитоидов и является своего рода эталоном зональных мафит-ультрамафитовых массивов (урало-аляскинский тип).

Показано, что породы Платиноносного пояса являются островодужными образованиями – разноглубинными выплавками, генерировавшимися над зоной субдукции (надсубдукционный магматизм завершился здесь 415‒420 млн лет назад), что доказывается сходством выплавок с габброидными и ультраосновными ксенолитами из вулканитов современных островных дуг и геохимическими характеристиками [4, 65].

Массивы Платиноносного пояса целиком располагаются среди геологических комплексов, сформированных в надсубдукционной геодинамической обстановке. На востоке ‒ это вулканиты (O₃‒S₁) являются вулканитами островодужного типа, на западе – офиолиты, которые по ряду признаков, сформировались в окраинных бассейнах над зоной субдукции.

Возраст пород Платиносного пояса, надежно определенный различными методами, совпал с возрастом располагающейся восточнее Пояса именновской островодужной вулканогенной формации (возраст уточнен по конодонтам как зона amorphognathoides силура [3]):

‒ K‒Ar ‒ 420‒430 млн лет [17];

‒ U‒Pb по циркону ‒ 428 ± 7 млн лет [76];

‒ Sm‒Nd изохрона– 419 ± 12 млн лет [49].

В экзоконтактовых зонах Платиноносного пояса широко развит комплекс своеобразных метаморфических пород, наиболее известных как кытлымиты или динамотермальный ореол Платиноносного пояса [17]. Комплекс представлен преимущественно мелкозернистыми тонкополосчатыми метаморфическими породами основного состава, сложенными главным образом бурым амфиболом и соссюритизированным плагиоклазом, не сланцеватыми, но испытавшими интенсивные пластические деформации и течение. Полосчатость в этих породах конформна границам ультраосновных и габбровых массивов, вдоль которых они развиты. Ранние парагенезисы в этих породах соответствуют гранулитовой фации низкого и умеренного давлений, поздние парагенезисы – амфиболитовой фации. По полученным нами данным конкордантный возраст кытлымитов по результатам датирования цирконов на SHRIMP-II составил 426 ± 4 млн лет, что соответствует силуру, лудлову 427.4 ± 0.5–423 ± 2.3 [92]).

Это позволило датировать одну из важных структурных единиц Платиноносного пояса ‒ его динамотермальный ореол, одновременно фиксирующий и время главной фазы внедрения массивов пояса, т.е. их внедрение на глубину ~10 км и начало остывания. Полученная датировка, уточняет и возраст наиболее распространенного комплекса Платиноносного пояса – габбро-норитового, поскольку возраст внедрения этих габброидов тождествен со временем образования динамотермального ореола.

Группы редкоземльных элементов (РЗЭ) вулканитов именновской формации и известково-щелочных габброидов Платиноносного пояса также аналогичны [19, 65, 73]. Эти факты доказывают комагматичность отмеченных интрузивных и вулканических образований Тагильского островодужного террейна. За более чем 100 лет изучения Платиноносного пояса установлено, что слагающие его комплексы пород обнаруживают четкие генеральные, хотя и осложненные, латеральные направления ‒ с запада на восток увеличивается кремнекислотность пород, габбро-гипербазитовые комплексы латерально сменяются в этом направлении относительно более молодыми и менее глубинными гранитоидными комплексами. Глубина эрозионного среза Тагильского островодужного террейна уменьшается в восточном направлении. При этом вулканогенные комплексы Тагильской мегазоны надстраивают сверху разрез Платиноносного пояса, который, мы полагаем, является магматическим фундаментом Тагильской мегазоны, вызывая гравитационный супермаксимум Урала.

На Южном Урале отсутствуют образования подобные Платиноносному поясу. Однако по данным гравиметрии есть все основания полагать, что под андезито-базальтовыми толщами Ирендыкской островодужной постройки в ее основании на глубине нескольких километров находятся габбровые массивы, подобные массивам Платиноносного пояса [13]. Различия между Магнитогорской и Тагильской зонами объясняются более пологим залеганием и менее глубоким эрозионным срезом Ирендыкской островной дуги [13].

Вероятной причиной генерации кремнекислых магм на заключительной стадии формирования Платиноносного пояса является постепенное сужение и затем закрытие располагавшегося западнее ордовикского океана, реликтом которого является Салатимский серпентинитовый шов. При этом в зону субдукции под Платиноносный пояс, во все возрастающем объеме, сначала наряду с океанической корой, стали вовлекаться и переплавляться водонасыщенные и обогащенные сиалическим материалом осадочные толщи континентального подножья Русской платформы [4].

Широко проявленный в Платиноносном поясе метасоматоз и водный метаморфизм амфиболитовой и зеленосланцевой фаций, развитие мафит-ультрамафитовых пегматитов были вызваны потоком флюидов (первично ‒ океанических вод), поднимавшихся от зоны субдукции Главного Уральского глубинного разлома в результате дегидратации погружающихся масс [4, 17]. Эти флюиды обусловили миграцию и перераспределение (до образования месторождений) элементов платиновой группы.

Широко проявившийся в пределах главных вулканогенных зон Урала–Тагильской и Магнитогорской – магматизм островодужного типа обусловил разнообразие соответствующих интрузивных комплексов. С начальными эпизодами островодужного магматизма связано внедрение тоналитов и плагиогранитов M-типа, ассоциирующих с роговообманковыми габбро (габбро-плагиогранитные или габбро-тоналитовые комплексы). Позднее они сменяются габбро-гранитоидными ассоциациями с гранитами I-типа, химизм которых в процессе эволюции островных дуг меняется от известково-щелочного калиево-натриевого до субщелочного калиевого. Интрузивные комплексы островодужного типа здесь широко распространены.

Одно из главных отличий между Тагильской и Магнитогорской зонами, помимо возраста, заключается в том, что Тагильская зона относится к островным дугам энсиалического типа, Магнитогорская зона, кроме ее северного продолжения, – энсиматического типа. Девонские вулканические серии Магнитогорской зоны имеют геохимические черты, типичные для надсубдукционных серий такие, как негативные аномалии Nb, Ta, Zr, Hf, Y, при повышенных концентрациях LIL элементов K, Rb, Ba, Cs и LREE [59, 66 ]. Они не обнаруживают признаков контаминации с континентальной корой и могут рассматриваться как энсиматические островодужные комплексы, сформированные над зоной субдукции с восточным падением.

В наши дни наметилась тенденция получения относительно древнего, как правило, верхнедокембрийского возраста 510‒885 млн лет (Sm‒Nd и U‒Pb методы) габбро-ультрабазитовых массивов Урала, причем как альпинотипной, так и платиноносной ассоциаций [40, 43, 55, 90 ]. В отношении офиолитов пока необходимо внести ясность, как полученный возраст соотносится с многочисленными и, в целом, надежными ордовикскими (преимущественно верх нижнего-средний ордовик) определениями возраста (по представительным комплексам конодонтов из сингенетичных прослоев яшм) толщ офиолитовых базальтов, по-видимому, комплементарных с габбро-ультрабазитовыми комплексами [66]. Нам, впрочем, неизвестно ни одного примера надежного (выполненного разными методами с получением сходящихся цифр) определения возраста всех структур офиолитовой ассоциации в одном и том же комплексе или массиве. Исследования последних лет позволяют предполагать разновозрастность составляющих единых офиолитовых комплексов, причем нижние ультрабазит-габбровые части офиолитовых разрезов могут быть существенно древнее толеитовых базальтов и комплекса параллельных диабазовых даек.

Восточная граница Тагило-Магнитогорской мегазоны проходит по Восточно-Магнитогорской зоне меланжа на Южном Урале и по Серовскому разлому, также выраженному меланжированными серпентинитами, на Среднем Урале и юге Северного Урала. Все эти разломы падают на запад под углами $\perp $ 40°‒50°.

ВОСТОЧНО-УРАЛЬСКАЯ МЕГАЗОНА

Восточно-Уральская мегазона имеет следующие отличия от смежной Тагило-Магнитогорской вулканогенной мегазоны, расположенной западнее Урала:

‒ широкое распространение гранитоидов и гнейсов;

‒ наличие блоков кристаллической коры сиалического типа;

‒ континентальный тип коры с хорошо выраженным гранитным слоем.

Блоки кристаллической коры сиалического типа рассматривались как микроконтиненты, образовавшиеся в процессе ордовикского рифтинга и формирования Уральского палеоокеана [66].

Именно Восточно-Уральская мегазона вмещает так называемую главную гранитную ось Урала, где сосредоточена наибольшая часть гранитов региона [61]. Магматизм окраинных (задуговых) бассейнов ограничивается габбро-тоналитовыми ассоциациями M-типа, примером которого может служить рефтинский габбро-тоналитовый комплекс востока Среднего Урала.

Окраинно-континентальная стадия развития характеризовалась внедрением гранодиоритовых и тоналит-гранодиоритовых батолитов I-типа, часто имеющих очень крупные (до 100 км в длину) размеры. Типичным примером таких тел является Верхисетский тоналит-гранодиоритовый массив Среднего Урала. Площадное распространение субщелочных пород этой стадии незначительно, но на поздних этапах известково-щелочной тоналит-гранодиоритовый магматизм сменился субщелочным. Коллизионный этап развития Урала характеризуется образованием батолитообразных тел коровых анатектических гранитов.

Изотопные характеристики гранитов, относящихся к главной гранитной оси Урала, позволяют предполагать их формирование на Южном Урале над позднепалеозойской зоной субдукции [6, 66]. Поздние стадии этого процесса связаны с палингенезом в континентальной коре, утолщенной вследствие интенсивного сближения коровых блоков по системе восточновергентных надвигов, унаследованных от раннекаменноугольно‒башкирской зоны субдукции. Система эта надежно устанавливается на сейсмопрофилях “УРСЕЙС-95” и “ESRU” [6, 77, 82 ].

Восточно-Уральская мегазона представлена интрузивными и метаморфическими породами невысоких давлений, т.е. образованиями нижнего и среднего слоев земной коры. Эта новообразованная кора континентального типа была окончательно сформирована в позднем палеозое (позднем карбоне–ранней перми). По уровню метаморфических преобразований, сопровождавших внедрение гранитов, выведение их на поверхность сопровождалось эрозией верхней коры мощностью ~10 км, что можно объяснить наличием горного рельефа и соответствующего корня гор [6, 77]. Восточной границей Восточно-Уральской мегазоны является Карталинский разлом.

МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ ВОСТОЧНОГО ПАЛЕО-ОСТРОВОДУЖНОГО СЕКТОРА УРАЛА

При обсуждении главных проблем геологии докембрия Урала мы указывали, что развиваемые нами идеи о палеозойском возрасте метаморфических толщ восточного склона Урала отличаются от наиболее распространенных представлений и кто прав покажут будущие исследования [15]. За прошедшее время появилось достаточно много фактов, подтверждающих нашу точку зрения, например, селянкинский и салдинский комплексы, но не появилось доказательств наличия докембрийских структур на востоке Урала [14, 39].

В 1980-х гг. считалось, что это ‒ метаморфические толщи Восточно-Уральской зоны, которые слагают микроконтинент мадагаскарского типа (Мугоджарского, Казахстанского или Восточноуральского), отколовшийся от Восточно-Еверопейской платформы (ВЕП) в ходе позднедокембрийско‒раннеордовикского рифтогенеза и последующего спрединга, а позднее снова причленившийся к ВЕП в ходе позднепалеозойской аккреции, тектонического скучивания и коллизии [5, 6, 38, 66].

Эти представления подкреплялись гипотетическими сравнениями предполагаемых протерозойских метаморфических комплексов восточного сектора Урала с условным разрезом фундамента Восточно-Европейской платформы [29, 62]. Приведенные представления не были подтверждены на основе следующих полученных данных.

• Протерозойский возраст метаморфитов восточного Урала так и остался не доказанным, несмотря на значительные усилия многих геологов в этом направлении.

• Восточно-Уральская мегазона сложена преимущественно метаморфитами и массивами позднепалеозойских гранитоидов. Данные гранитоиды образуют главную гранитную ось Урала протяженностью ~1000 км, т.е. мегазона сложена комплексами нижней и средней коры. Важно и то, что изотопно-геохимические характеристики гранитов (например, крупнейшего плутона Южного Урала – Джабыкского) не дают основания предполагать, что эти граниты явились результатом переплавления древней сиалической коры. Об этом свидетельствуют низкие значения первичных отношений изотопов стронция [65, 66].

• В структуре Урала очень значительную роль играют меридиональные, преимущественно левые, сдвиги [42, 59, 66, 75]. По палеомагнитным и структурным, палеогеографическим данным устанавлены движения террейнов Урала к северу на расстояние >3000 км, причем не совпадающие с движениями Русской платформы [58, 66 ]. Вызывают сомнения в возможности возникновения геологических процессов, интерпретируемых на основе этих данных, дискутируемые представления следующие ‒ микроконтинент откалывается от Русской платформы, отодвигается на восток на расстояние от 600 до 2500 км, потом движется на север на расстояние 3000 км и в позднем палеозое возвращается на запад, оказываясь относительно Восточно-Еверопейской платформы практически в месте откола от Русской платформы. При этом, наиболее значимое, установленное современными методами движение микроконтинента на север, не принимается во внимание.

• Форма Восточно-Уральской мегазоны (микроконтинента), вмещающей главный гранитный пояс Урала, по нашему мнению, не имеет признаков сходства с формой Мадагаскара. Видимая длина зоны от юга Мугоджар до салдинского комплекса на севере составляет 1100 км, ширина зоны ‒ 50‒60 км, т.е. их соотношение 20 : 1. Однако длина зоны больше, т.к. на севере, равно как и на юге, Восточно-Уральская мегазона не выклинивается, а погружается под мезо‒кайнозойские осадки чехла Западно-Сибирской платформы. Таким образом, Восточно-Уральская мегазона не является субизометричным или вытянутым микроконтинентом, но это ‒ узкая и длинная структура, параллельная структуре всего Уральского складчатого пояса.

Таким образом, мы считаем, что Восточно-Уральская и Зауральская мегазоны – структуры молодые, являющиеся частью Урала, а не гипотетических более древних геологических мегаобъектов.

Было показано, что ограниченное (не более 6‒10%) пост-коллизионное субширотное растяжение сформировало главные черты наблюдаемой сейчас структуры Урала [66]. Она характеризуется чередованием субмеридиональных зон ‒ синформных, выполненных неметаморфизованными вулканогенными и осадочными толщами, и антиформных, сложенных глубинными метаморфическими и интрузивными комплексами, в том числе ‒ Восточно-Уральской и Зауральской мегазон. Выведение на близповерхностный уровень мегаблоков, сложенных глубинными метаморфическими и плутоническими комплексами, происходило в результате их подъема на уровень верхнего слоя коры при ее растяжении и разрыве. Максимум этого растяжения приходится на границу раннего триаса и поздней перми ~250 млн лет. Именно в это время на Урале начала формироваться система угленосных грабенов и система рифтов в Западной Сибири. Этот возрастной рубеж (≈250 млн лет) практически повсеместно проявлен и устанавливается в метаморфических и интрузивных комплексах Урала, как время последнего главного тектоно-термального события.

Таким образом, можно обоснованно предполагать, что большей частью протерозойские метаморфические толщи восточного склона Урала являются палеозойскими шовными тектоническими зонами и глубинными комплексами, возникшими в ходе палеозойской тектоно-метаморфической эволюции Уральской складчатой системы практически одновременно с зеленокаменными вулканогенно-осадочными и другими толщами, но на больших глубинах, при разных параметрах температуры и давления. Наше предположение нашло подтверждение при изучении, ильменогорского и салдинского метаморфических комплексов восточного склона Урала [14, 39].

ЗАУРАЛЬСКАЯ МЕГАЗОНА

Зауральская мегазона ‒ самая восточная структура Урала имеет аккреционную природу. В Зауральской мегазоне развиты пестрые по составу палеозойские вулканогенные и осадочные толщи. Среди до-каменноугольных образований выделяются комплексы следующих формационных типов:

‒ блоки кристаллических сланцев (их возраст считается допалеозойским [62], но доказательств не имеется);

‒ ордовикские терригенно-вулканогенные рифтовые комплексы;

‒ офиолиты среднего-верхнего ордовика, слагающие Денисовскую, Варненскую субмеридиональные зоны;

‒ силурийские вулканогенно-осадочные островодужные комплексы;

‒ средне-позднедевонские глубоководные кремнисто-сланцевые толщи.

Эти толщи перекрыты ранне-каменноугольными надсубдукционными андезито-базальтами и слагают пост-аккреционный комплекс. Каменноугольные отложения подразделяются (с востока на запад) на Валерьяновскую, Боровскую и Убаганскую зоны [66]. Данные зоны перекрыты мезо‒кайнозойским платформенным чехлом и различаются особенностями строения. Здесь развиты каменноугольные преимущественно и раннекаменноугольные комплексы [5, 61, 66]. Осадочные отложения представлены мелководными известняками и терригенными песчано-аргиллитовыми толщами. Широко распространены вулканогенно-осадочные и вулканогенные толщи, представленные андезитовыми и андезито-базальтовыми порфиритами и их туфами. Вулканиты вместе с интрузиями основного и среднего состава образуют единую вулкано-плутоническую ассоциацию, вмещающую крупнейшие скарново-магнетитовые месторождения железа.

Для Зауральской мегазоны характерна сложная тектоника, здесь присутствуют надвиги, сдвиги, зоны меланжированных серпентинитов и бластомилонитов. По данным геологических съемок, структурных исследований, а также сейсмопрофиля “Урсейс” основные структурные элементы здесь падают на запад [6, 61].

Геодинамическая природа базальтового и андезито-базальтового вулканизма восточных зон Урала, очень широко здесь развитого, начиная с Магнитогорской зоны и далее на восток – валериановский комплекс и другие структуры, длительное время обсуждалась исследователями [56, 63, 66]. Рассматривались следующие варианты представлений о природе вулканизма восточных зон Урала [66]:

‒ островодужные надсубдукционные образования;

‒ рифтовые процессы.

Данные представления во многом базировались на геохимических особенностях раннекаменноугольных базальтов востока Урала. Конвергенция геохимических признаков была вызвана, вероятнее всего, тем, что это действительно были рифты, но развивавшиеся в мелком тыловодужном море. Рифтовая природа раннекаменноугольных вулканитов востока Урала наблюдается, например, в Иргизском вулканогенном синклинории Мугоджар, осевая часть которого сложена зоной меридиональных вертикальных даек базальтов, андезитов и риолитов [66].

Также было отмечено, что этим образованиям, как правило, свойственны смешанные геохимические признаки надсубдукционных и внутриплитных образований и считается наиболее вероятным формирование этих вулканических серий в обстановке, близкой к активной окраине калифорнийского типа [63]. Черты внутриплитных образований в большей степени свойственны вулканитам Восточно-Уральской и Зауральской зон, а вулканиты Валерьяновской зоны наиболее близки к эталонным надсубдукционным образованиям активных континентальных окраин, что не исключает рифтогенную природу раннекаменноугольных вулканитов востока Южного Урала [63].

Нам представляются наиболее аргументированными последние исследования влияния плюмовых процессов на магматизм Урала, в которых выявлено, что формирование каменноугольных рифтогенных структур восточного склона Урала было обусловлено влиянием мантийного плюма, при этом каменноугольные базальтоидные вулканические серии Магнитогорской, Иргизской и Валерьяновской зон восточного склона Южного Урала относятся к рифтогенным образованиям [56, 87]. Процессы рифтогенеза были проявлены в земной коре континентального типа вдоль активной континентальной окраины Сибирского палеоконтинента в связи с подъемом в фамен‒раннекаменноугольное время мантийного диапира. Тектоническое развитие рифтогенных структур обусловило миграцию базальтоидного магматизма с запада на восток и особенности состава развитых в них базальтоидных серий. Развитие базальтоидных серий в рифтогенных структурах происходило по единому сценарию – от низкокалиевых к среднекалиевым и высококалиевым сериям. Во всех рифтогенных структурах преобладают вулканические породы среднекалиевой серии. Железоносные вулканические серии рифтогенных структур, несмотря на сходство по некоторым петрохимическим признакам (глиноземистость, калиевость) с известково-щелочными и субщелочными сериями островных дуг и краевых вулканических поясов, относятся к натриевому и железистому типу пород [56].

ШИРОТНАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ УРАЛА

Кроме меридиональных зон Урала, уже более полувека обсуждаются причины формирования широтной зональности Уральского складчатого пояса и ее влияния на металлогению региона. Было показано [5, 7, 36, 37, 69, 74] (рис. 14), что:

Рис. 14.

Схема геологических структур, секущих Урал (по данным [5, 7, 16, 36, 37, 69, 74], с изменениями и дополнениями). 1 – зоны поднятий северо-западного простирания; 2 – границы широтных структур: а – провинций, б – регионов; 3 – субширотные тектонические нарушения Тагило-Магнитогорского синклинория; 4 – предполагаемые границы погребенного древнего поднятия; 5 – субширотные зоны тектонических поднятий; 6 – оси главных новейших структур; 7 – оси структур допалеозойского фундамента: а ‒ положительных, б ‒ отрицательных; 8 – изолинии (км) поверхности рельефа верхней мантии Урала и сопредельных территорий

‒ широтные и субширотные геологические структуры выявлены на Урале;

‒ положение большинства субширотных структур на Урале нечеткое и определение их количества, размеров и границ связано с разными подходами выделения этих структур;

‒ субширотные зоны Урала наследуют направления предположительных протерозойских структур в его фундаменте, что справедливо лишь отчасти, но и то только для западного склона Урала;

‒ противоположность мнений о возрасте субширотных структур Урала от древних докембрийских структур до молодых мезо‒кайнозойских структур, также рассматривалось представление, что субширотные структуры заложились в докембрии и продолжают развиваться в наши дни;

‒ границами субширотных структур обычно считаются широтные разломы, но на Урале они почти не наблюдаются ‒ напротив, отсутствие крупных, широтно ориентированных разрывов, секущих складчатость вкрест ее простирания, что ведет к вероятному выводу о постепенном изменении структур в направлении север‒юг.

Наши данные показывают, что наблюдаемая широтная зональность геологического строения Урала вызвана, главным образом, разным уровнем современного эрозионного среза разных его районов, что обусловлено неодинаковой скоростью и амплитудой поднятия районов Урала, происходившего преимущественно в среднем-позднем триасе.

На Южном Урале сопоставление толщ Западно-Мугоджарской вулканогенной зоны и западной части Магнитогорского мегасинклинория были подтверждены доказательствами после установления по конодонтам преимущественно среднедевонского возраста толщ обеих этих структур в обстановке формирования данных структур в тылу островной дуги [34, 62, 66 ]. При всем сходстве строения, главными различиями являются значительно меньшая мощность вулканогенного разреза Западных Мугоджар (‒5 км в сравнении с ≈10 км на западе Магнитогорского мегасинклинория), а также преобладание на крайнем юге Урала фаций низов разреза, т.е. габброидов, комплекса параллельных долеритовых даек и инициальных натриевых базальтоидных толщ почти без осадочных пород. В Магнитогорском мегасинклинории обнажаются преимущественно более верхние части вулканогенных разрезов, с гораздо большим количеством осадочных и вулканогенно-осадочных пачек, тогда как комплексы параллельных даек практически отсутствуют.

Восточнее, в Магнитогорском мегасинклинории многочисленны вулканогенные толщи каменноугольного возраста (березовская свита) [62]. В Мугоджарах подобные вулканиты каменноугольного возраста слагают обособленную структуру – Иргизский синклинорий, шириной 25 км, параллельный Западно-Мугоджарской вулканогенной зоне, но отделенный от нее блоком метаморфических пород. Вулканиты Иргизского синклинория сходны с каменноугольными вулканитами Магнитогорского мегасинклинория и представлены не только базальтами более калиевыми, чем в Западных Мугоджарах, но и андезитами, дацитами, риолитами. Здесь они также образуют комплексы параллельных меридиональных даек, что указывает на условия растяжения. Таким образом, в Западно-Мугоджарской зоне и Иргизском синклинории выведены на поверхность Земли глубокие уровни Магнитогорского мегасинклинория, что могло произойти только в случае вертикального поднятия на примерно 5‒8 км и последующей эрозии комплекса палеозойских пород Мугоджар.

Подобная зональность также проявлена в Восточно-Уральском поднятии. Метаморфиты амфиболитовой фации на востоке Урала считаются докембрийскими [62]. Площадь выходов таких метаморфических комплексов в Восточных Мугоджарах превышает 10 тыс. км², что больше, чем во всех остальных районах Урала, но в Восточных Мугоджарах отсутствуют наиболее молодые породы Восточно-Уральского поднятия – не деформированные раннепермские гранитные массивы (эталоном является Джабыкский плутон [66]). По нашему мнению, эти гранитные массивы в Восточных Мугоджарах эродированы, а на дневную поверхность выведены находившиеся под ними амфиболит-гнейсовые толщи. Относительный вертикальный подъем Восточных Мугоджар по сравнению с Восточно-Уральским поднятием составляет 5‒8 км.

В соответствии с геофизическими данными сейсмопрофиля “УРСЕЙС-95”, проведенным в северной части Южного Урала, под Джабыкским массивом была выявлена слоистая сейсмопачка, полого падающая на восток, мощностью ~15 км с верхней границей на глубинах 2‒10 км, сложенная метаморфическими толщами, сходными с метаморфическими комплексами Восточных Мугоджар [46, 66]. Меридиональный профиль ГСЗ “Нижняя Тура–Орск” был проведен на севере по Тагильскому, а на юге – по Магнитогорскому мегасинклинориям [10]. Южные 170 км профиля пересекли зону перехода от Южного Урала к северным Мугоджарам. В пределах 170-ти километрового отрезка профиля в южном направлении происходит подъем поверхностей главных сейсмоструктурных этажей на 8‒12 км для разных сейсмограниц [10] (рис. 15).

Рис. 15.

Геодинамическая схема Южного Урала (по данным [16], с изменениями и дополнениями). 1 ‒ Предуральский прогиб; 2 ‒ Западно-Уральская мегазона; 3 ‒ рифейские терригенно-карбонатные толщи Башкирского антиклинория; 4 ‒ метаморфические толщи высокобарического максютовского комплекса (девон); 5 ‒ палеозойские островодужные комплексы Магнитогорского синклинория; 6‒7 – Восточно-Уральское поднятие: 6 – метаморфические толщи (зеленосланцевая и амфиболитовая фации), 7 – позднепалеозойские граниты главной гранитной оси Урала; 8 – палеозойские толщи Зауральской мегазоны; 9‒10 – профиль ГСЗ “Нижняя Тура–Орск”: 9 – положение данного профиля на Южном Урале, 10 – главные сейсмические границы: а ‒ индексы, б ‒ скорость продольных волн, по [10]; 11 – местоположение сейсмотрансекта “УРСЕЙС-95”; 12 – пост-палеозойские поднятия земной коры на: а ‒ 4‒5 км, б ‒ >8 км; 13 – опускания земной коры; 14 – вращение по плоскости Главного Уральского глубинного разлома

В западном секторе Южного Урала, начиная с юга под влиянием Прикаспийской впадины, в направлении на север идет постепенный подъем с выводом на уровень современного эрозионного среза все более древних комплексов, сначала осадочных (на юге – палеозойских толщ, а затем ‒ рифейских толщ Башкирского мегантиклинория), а на севере Южного Урала ‒ метаморфических.

Общая вертикальная амплитуда поднятия севера западного склона Южного Урала, по сравнению с его южной частью, составляет 12‒15 км. Таким образом, вертикальные движения, обусловившие наблюдаемую субширотную зональность Урала, на юге региона происходили разнонаправленно в его западном и восточном секторах. Это должно было приводить к срывам с вращением по границе между этими секторами, т.е. по плоскости Главного Уральского глубинного разлома (см. рис. 15).

Мезо‒кайнозойская история Урала распадается на три этапа [24, 46, 64, 66]:

‒ триасово‒раннеюрский, начавшийся с пост-орогенного растяжения и рифтогенеза и закончившийся локально проявленными древне-киммерийскими складчато-сдвиго-надвиговыми дислокациями;

‒ среднеюрско‒миоценовый (платформенный), в который происходил ряд трансгрессий и регрессий, вызванных эвстатическими колебаниями уровня моря, и сформировался обширный пенеплен;

‒ плиоцен‒четвертичный (внутриконтинентальный орогенез), в котором орогенические движения начались в плиоцене и в настоящее время Урал представляет собой активный внутриконтинентальный ороген, формирующийся в условиях общего северо-западного‒юго-восточного сжатия.

Только во время первого и третьего этапов геодинамической активности могли произойти поднятия, обусловившие субширотную зональность. Данные указывают на первый из этих этапов [16]:

• Западный и восточный секторы Южного Урала претерпели разнонаправленные вертикальные движения и плоскостью вращения для них был Главный Уральский глубинный разлом (ГУГР). Но ГУГР в районе села Шубино, Оренбургской области (51°40′3″ с.ш.; 57°57′33″ в.д.) перекрыт позднемеловыми морскими осадками, трансгрессивно залегающими на максютовском эклогит-глаукофансланцевом комплексе. Следовательно, породы максютовского комплекса были к этому времени выведены к поверхности Земли, и в пост-меловое время существенные движения по Главному Уральскому разлому отсутствовали.

• Эти данные находятся в соответствии с анализами треков распада в апатитах и цирконах, указывающими на то, что обнаженные породы на Южном Урале, остывали в триасе‒ранней юре, хотя в Башкирском антиклинории в плиоцен‒четвертичное время вертикальные движения пород продолжались [46, 79].

Отмечаемые субширотные структуры Урала были обусловлены сжатием в направлении север‒юг. Формирование триасовых грабенов Урала было вызвано субширотным растяжением. Сжатие в направлении север‒юг и растяжение на запад‒восток реализуются в едином глобальном поле напряжений. Таким образом, можно предполагать, что этап триасового субширотного растяжения сопровождался мощным импульсом сжатия в направлении север‒юг. По данным [74] в раннем триасе субширотных ступеней еще не было. В ранней юре преобладало сжатие в направлении запад‒восток [46, 64]. Следовательно, образование поднятий земной коры, сформировавших субширотную зональность Урала, произошло преимущественно в среднем-позднем триасе. К образованию до-мезозойских полезных ископаемых Урала его субширотная зональность имеет косвенное отношение, но знание глубины эрозионного среза в конкретных районах имеет значение для оценки металлогении. Для наиболее молодых полезных ископаемых – нефти, газа и россыпных месторождений, субширотная зональность Урала крайне важна.

ТИМАНСКИЙ ЦИКЛ НА УРАЛЕ

Тиманский роген (тиманиды) является по времени и частично по месту развития предшественником уральского. Разрезы осадочных пород и интрузии Урала, вовлеченные в тиманскую орогению, отделены в разрезах снизу от архейско‒раннепротерозойских и сверху ‒ от палеозойских комплексов структурными и стратиграфическими несогласиями. При этом площадные границы тиманид и уралид не совпадают. На южной половине Урала западная граница уралид проходит западнее границы тиманид, но параллельно ей, тогда как к северу от Плюдова кряжа тиманиды резко расширяются на запад, образуя структуры Тиманского кряжа и фундамент Тимано-Печорской синеклизы, в то время как уралиды на западе ограничиваются Уральским кряжем и его ответвлениями.

Тиманский ороген назывался по-разному. Н.П. Херасков [68], после его работ в составе академической экспедиции на Полярном Урале, предложил выделять на Урале “доуралиды”. Наиболее часто, вслед за Н.С. Шатским [71], использовался термин “байкалиды”, который надолго, но не навсегда, утвердился в качестве практически единственного термина для обозначения этого складчатого сооружения. Однако, в 1937 г. Н.С. Шатский [71] предложил термин “тиманиды” для применении к древним складчатым структурам Тимана, прослеживающимся на Южный Урал. Впоследствии он изменил свои представления, предложив новую трактовку Тиманского складчатого сооружения, в качестве инверсированного авлакогена, возникшего на блоках более древней докембрийской коры, которые ранее являлись частью архейско‒палеопротерозойского ядра Европы [71].

Представление об авлакогене исходило из неподтвержденных сведений о древней жесткой глыбе Пыткова Камня в Большеземельской тундре, отклонившей к востоку складчатые структуры Урала. Тем не менее, начиная с 1960-х гг., геофизические исследования, в частности, ‒ изучение потенциальных полей и бурение на территории предполагаемого Пыткова Камня позволили сделать вывод, что Тиман не является авлакогеном, это ‒ часть орогена [45, 85].

По этим причинам и согласно приоритету использования только термин тиманиды был предложен как альтернатива байкалидам [45]. Этот термин затем был подхвачен международной группой исследователей в рамках проекта “ТИМПЕБАР” и стал широко безальтернативно применяться [85].

По типу материальных комплексов, характеру структур и особенностям развития тиманиды можно разделить на экстерниды и интерниды [46].

Экстерниды тиманаид

Экстерниды тиманаид включают Башкирский, Кваркушский и Тиманский антиклинории. Геодинамическое развитие южной части западного склона Урала в рифее и венде в пределах Башкирского и Кваркушского антиклинориев уралид, хорошо изучено [30, 46]. Большая часть этого чрезвычайно длительного периода может быть охарактеризована как развитие глубокого эпикратонного осадочного бассейна, отчасти в условиях аридного климата, осложненное и, в определенной мере, обусловленное эпизодами рифтогенеза около 1700, 1385–1350, 730–610 млн лет назад, рифтогенез был связан с эпизодами плюмовой активности [87]. Основным источником терригенного материала для этого осадочного бассейна в рифее был поднятый на поверхность кристаллический фундамент кратона. Только в венде 600–550 млн лет назад, источник терригенного материала кардинально сменился и начала формироваться моласса в виде вендской ашинской серии и ее аналогов, поскольку значительная (восточная) часть бассейна испытала коллизию, орогенез, метаморфизм (локально – до эклогитовой и глаукофансланцевой фации) и на ее месте возник складчатый пояс тиманид – возрастной аналог кадомид. Складчатая область прослеживается на Тиман, в фундамент Тимано-Печорского бассейна и на север уральской территории, испытывая при этом сильнейшую виргацию (рис. 16). В связи с этим на севере Урала простирания тиманид и уралид не совпадают, и тиманский этаж проявляется в структурах уралид в виде нарушений их линейности, появлении косых поперечных структур и выходит на поверхность в Центрально-Уральской зоне, будучи частично искажен уральскими деформациями.

Рис. 16.

Схема тектоники тиманид (по [46], с изменениями и дополнениями). Обозначены (арабские цифры): 1–4а ‒ архейский и палеопротерозойские блоки: 1 ‒ Марун-Кеу, 2 ‒ Харбей, 3 ‒ Няртинский, или Николайшорский (ядро Хобеизского купола), и Неркаюский, 4 ‒ Тараташский и Александровский; 4а – Микулкинское поднятие на Канине Камне; 5–7 ‒ фрагментированные и метаморфизованные офиолиты Главного Уральского разлома в структурах: 5 ‒ Ильмено-Сысертский купол, 6 ‒ максютовском комплекс, 7 ‒ эбетинском комплекс; 8‒9 ‒ протерозойские офиолитовые сутуры: 8 ‒ Манюкуюская (в поднятии Енгане-Пе), 9 ‒ предполагаемая Дзеля–Парус‒ Шорская; 10 — Маньхамбовский купол; 11‒12 ‒ антиклинории: 11 ‒ Вогульский; 12 ‒ Башкирский. 1–3 ‒ кратон Балтики: 1 ‒ области архейской складчатости, переработанные протерозойскими деформациями и метаморфизмом, 2 ‒ раннепротерозойские складчатые пояса, 3 ‒ рифейские авлакогены; 4–17 ‒ тиманиды (доуралиды, кадомиды): 4 ‒ антиклинории, 5 ‒ синклинории, 6 ‒ предгорный прогиб, заполненный молассой, 7 ‒ нерасчлененная область, 8 ‒ архейское (Тараташское) поднятие, 9 ‒ раннепротерозойские поднятия на Урале, 10 ‒ офиолитовая сутура (Енгане-Пе); 11 ‒ предполагаемая офиолитовая сутура (Парус-шор и Дзеля-ю), 12 ‒ предполагаемые докембрийские офиолиты неясной структурной позиции, 13 ‒ граница шельфовых и глубоководных фаций верхнего рифея на Тимане, 14 ‒ западная граница развития регионального тиманского метаморфизма (зеленосланцевого и выше), 15 ‒ граниты (нерасчлененные), 16 ‒ известково-щелочные вулканиты, 17 ‒ базальтоиды и контастно-дифференцированные вулканиты; 18 ‒ каледониды; 19 ‒ разломы; 20‒21 ‒ границы уралид: 20 ‒ Главный Уральский разлом, 21 ‒ внешняя граница уральского форланда

Экстерниды сопровождаются с запада и юго-запада полосой развития вендской молассы, которые являются аналогом фанерозойских краевых прогибов. В пределах экстернид прослеживается западная граница распространения метаморфизма, сопровождавшего тиманскую орогению, включая высокобарические комплексы Кваркуша и Маярдакского антиклинория [91]. В пределах Тимана, не искаженного деформациями уралид, прослеживается также граница мелководных и глубоководных фаций рифея, на Урале глубоководные фации рифея не сохранились из-за интенсивного надвигания. Данные фации особенно полно представлены рифейскими разрезами Канина камня. Там же описан единственный на Тимане и в фундаменте Тимано-Печорской впадины выход раннепротерозойского метаморфического фундамента экстернид в виде поднятия Микулкина мыса, где породы амфиболитовой фации датированы по пробе циркона, конкордантный возраст которой равен 1948 ± 15 млн лет, который был интерпретирован как возраст раннего этапа метаморфизма пород [48].

На территории экстернид и смежной части Восточно-Европейской платформы намечается ряд магматических комплексов и соответствующих событий предположительно плюмовой природы [87]:

‒ 1750 млн лет (навышская свита);

‒ 1385‒1380 млн лет (машакская свита);

‒ 710‒730 млн лет (игонинская свита);

‒ 685‒665 млн лет (кирябинская свита).

Присутствие глубоководных рифейских разрезов может свидетельствовать о существовании реликтов батиальной зоны окраины континента Балтика. Тогда придется допустить, что граница экстернид и интернид проходит непосредственно восточнее Канина камня и представляет собой криптосутуру.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В Уральском цикле развития орогена можно выделить следующие этапы, отчасти накладывающихся один на другой вследствие диахронности однотипных процессов (рис. 17, рис. 18).

Рис. 17.

Схема геодинамического развития Урала в палеозое. Обозначено: Рп ‒ Русская платформа; КК – Казахстанский континент; С ‒ Сакмарская зона; М ‒ Мугоджарский (Восточно-Уральский) микроконтинент; Д ‒ Денисовская вулканогенная зона; З ‒ Зауральская мегазона; Г – Главный Уральский глубинный разлом; И ‒ Ирендыкская островная дуга; Маг – Магнитогорская вулканогенная зона; К ‒ Крака; Пу ‒ Предуральский прогиб. Показаны (стрелки) направление движений. 1 ‒ континентальная земная кора; 2 ‒ интенсивно деформированная земная кора; 3 ‒ базальтоиды океанической коры, андезитоиды островных дуг; 4 – метаморфизованные породы (преимущественно в зонах субдукции); 5 ‒ островные дуги; 6 – осадочные комплексы; 7 ‒ аккреционные призмы; 8 ‒ граниты главной гранитной оси Урала; 9‒10 ‒ мантия: 9 ‒нормальная, 10 ‒ аномальная

Рис. 18.

Размыв и угловое несогласие между каменноугольными вулканогенными толщами с прослоями скарнированных известняков и горизонтально залегающими меловыми и кайнозойскими терригенными отложениями (Соколовский карьер Соколово-Сарбайского железорудного месторождения (Казахстанское Зауралье) (52°59′33.7″ с.ш. 63°10′40.8″ в.д.).

I. Континентальный рифтогенез (кембрий‒ранний ордовик). Общее поднятие региона, затем формирование всеуральского рифта. Снизу-вверх и с запада на восток постепенно увеличивается объем вулканитов и уменьшается их щелочность.

II. Океанический спрединг (средний-поздний ордовик). Спрединг и формирование офиолитов на Урале началось в раннем ордовике и продолжилось в позднем флосском веке. Это доказывают конодонтовые датировки акайской, сугралинской, низов поляковской, денисовской толщ толеитовых базальтов Южного Урала, мощностью до 2.5 км, где в прослоях яшм снизу-вверх установлены следующие комплексы конодонтов: Periodon flabellum – P. aculeatus zgierzensis; Periodon aculeatus aculeatus – P. aculeatus zgierzensis – Pygodus serrus; Periodon aculeatus aculeatus – Pygodus anserinus. Это дает основания считать, что спрединг продолжался 25‒30 млн лет, ширина ордовикского Уральского палеоокеана составляла 600‒ 800 км.

III. Островодужный этап (поздний ордовик‒ ранний карбон). Восточный сектор Урала состоит из двух главных разновозрастных островодужных террейнов, имеющих схожее строение:

‒ Тагильский (ордовик‒нижний девон);

‒ Магнитогорский (нижний девон‒карбон).

Однако в западной части Тагильского террейна на поверхность выведены глубинные магматические надсубдукционные комплексы, представленные массивами Платиноносного пояса. Наличие невскрытого габброидного пояса в Магнитогорском террейне можно предполагать по уровню гравитационных полей.

IV. Ранний коллизионный этап (поздний девон‒ ранний карбон). Произошло столкновение Магнитогорской островной дуги и пассивной окраины континента Лавруссия. Направление коллизии было косым северо-западным.

V. Поздний субдукционный этап (субдукция коры реликтовых океанических впадин Палеоуральского океана (ранний карбон‒башкирский век)). Аккреция Зауральской зоны и субдукция океанической коры происходила под Восточно-Уральскую зону, что привело к формированию тоналит-гранодиоритовой компоненты Главной гранитной оси Урала и мощному надсубдукционному вулканизму в восточных зонах Урала. Судя по прекращению субдукционного магматизма и изменению палеогеографической обстановки, в позднебашкирском веке произошел переход к коллизии.

VI. Коллизия континентов Лавруссии и Казахстании. Коллизия и орогенез, развившийся как следствие коллизии, выразились в постепенном исчезновении осадконакопления с территории всех зон Урала, расположенных к востоку от Главного Уральского разлома. В предпермское и пермское время эти зоны становятся областями интенсивной эрозии, поставлявшими терригенный материал в Предуральский краевой прогиб, мигрировавший на запад перед фронтом западновергентных надвигов. Одновременно под Восточно-Уральской и Зауральской зонами возникает мощная система восточных надвигов, погрузившихся до границы Мохо. Увеличение вследствие этого мощности коры в Восточно-Уральской зоне привело к смене надсубдукционного гранитного магматизма на анатектический.

VII. Этап ограниченного пост-коллизионного растяжения и суперплюмового магматизма (триас). На данном этапе происходило формирование системы сбросов, угленосных грабенов Урала, появление базальтов Зауралья и Полярного Урала. По последним изотопным данным, мощный трапповый вулканизм начался почти одновременно на огромной территории от Урала до Центральной Сибири ~250 млн лет и продолжался в виде затухающих импульсов на протяжении ~20 млн лет.

VIII. Этап орогении (конец ранней юры). Короткий импульс орогении произошел в конце ранней юры, при этом влияние орогении усиливалось на севере Урала и стал решающим на о. Пай-Хой и о. Новая Земля, складчатые области которых и были сформированы в юре. Триасовые отложения на юге региона смяты только в пределах его восточного сектора ‒ Челябинский и другие грабены, где верхнетриасовые и более древние осадки были деформированы и слагали надвиги.

IX. Пост-уральская история развития (юра‒ до наших дней). Данный этап включает субплатформенный и нео-орогенический этапы. В течение первого этапа (мел‒палеоген) происходила пенепленизация территории, платформенные мезо‒ кайнозойские отложения залегают на палеозойских с размывом и угловым несогласием. Глубина эрозии уральского неотектонического сооружения с мелового времени составила от 1000 до 2000 м.

Современные Уральские горы возникли на втором этапе в плиоцен‒четвертичное время под влиянием деформирующих сил сжатия, распространившихся на отдельные районы Урало-Монгольского складчатого пояса из Альпийско-Гималайской коллизионной зоны.

Благодарности. Авторы выражают признательность анонимным рецензентам за полезные комментарии и благодарны редактору за тщательное редактирование.

Финансирование. Исследования проводятся в рамках госбюджетной темы ИГГ УрО РАН № АААА-А18-118052590032-6.