Тектонические структуры палеоокеанической (внутренней) части уральской складчатой области

К востоку от Главного Уральского глубинного разлома (ГУГРа) размещается внутренняя (палеоокеаническая) часть уралид Уральской складчатой области, в которой с запада на восток выделяются следующие мегазоны: Тагило-Магнитогорская, Восточно-Уральская и Зауральская.

 

ТАГИЛО – МАГНИТОГОРСКАЯ МЕГАЗОНА

С запада эта крупнейшая структура граничит по ГУГРу с Центрально-Уральской мегазоной, а с востока – с Восточно-Уральской мегазоной. Общая протяженность ее от Полярного Урала до Южных Мугоджар составляет 2300 км при ширине, варьирующей в интервале 8-130 км. В литературе эта мегазона широко известна под названием Зеленокаменной полосы Урала или Тагило-Магнитогорского прогиба. С севера на юг в Тагило-Магнитогорской мегазоне обосабливаются несколько структурно-формационных зон: Щучьинская, Собско-Войкарская, Хулгинская, Тагильская, Магнитогорская, Западно-Мугоджарская.

Щучьинская зона (синклинорий). В пределах крайней восточной части Полярного Урала, носящей название Малого Урала, размещаются две палеозойские внутренние зоны – Щучьинская и Собско-Войкарская (рис.14). Первая занимает северную часть Малого Урала, вторая – южную. Обе зоны разделены группой древних дифференцированных поднятий, которые большинством авторов объединяются под единым названием «Собское поперечное поднятие». Последнее ограничивается с востока и северо-востока габбро-гибербазитовым массивом Сыум-Кеу, который вместе с его западным и восточным меланократовыми обрамлениями имеет название – Хадатинского офиолитового аллохтона. Последний окаймляет Щучьинскую зону с северо-запада и запада.

На крайнем юге Массив Сыум-Кеу погружается, Щучьинская зона надвинута по глубинному разлому непосредственно на древние толщи Собского поперечного поднятия, о чем свидетельствуют древние гнейсы, вскрывающиеся в эрозионных окнах среди палеозойских образований Щучьинской зоны (Старков, 1983).

На севере, западе и частично на юго-западе палеозойские образования Щучьинской зоны ограничены метаморфическими породами ордовика, которые к западу, постепенно насыщаясь полосами габбро и гипербазитов, переходят в массив Сыум-Кеу (рис.15).

Восточнее полосы метаморфических пород обнажаются стратифицированные образования Щучьинской зоны, представленные осадочными и вулканогенными толщами палеозоя. К нижнему комплексу отнесены осадочно-вулканогенные толщи силура и светлые рифовые известняки нижнего девона и эйфеля. К верхнему комплексу отнесены слои живетского яруса, верхнего девона и нижнего карбона, которые отдаленно могут быть сопоставлены с зилаирской свитой Южного Урала. Эта толща отличается большим разнообразием осадочных и вулканогенных пород. Послеэйфельские молассоподобные и флишеподобные отложения девона с фауной верхнего живета, франа и фамена с резким угловым несогласием залегают на различных горизонтах более древних отложений.

Разрез терригенных образований заканчивается каменноугольными отложениями, известными в бассейне р.Сибилей и хребта Хоим-Пэ. Они представлены светло-серыми массивными рифовыми известняками, полимиктовыми конгломератами, гравелитами, песчаниками, глинистыми сланцами и мергелями с фауной турне, визе, намюра и среднего карбона.

Среди живетских и верхнедевонских осадочных толщ нередки эффузивы, представленные главным образом андезитами, липарито-дацитами и реже – базальтами. Эти вулканиты объединены в базальт-андезит-липаритовый комплекс островодужного типа, который имеет интрузивные комагматы (габбро, диориты, граниты). Завершают магматизм Щучьинской зоны трещинные тела существенно калиевых андезитов, трахибазальтов и базальтов, а также интрузии кали-натровых гранитов. Они соответствуют континентальной стадии развития региона.

Таким образом, геологический разрез Щучьинской зоны можно разделить на два структурных этажа (рис.16). Нижний этаж представляет собой метаморфизованное меланократовое основание, сложенное гипербазитами и габброидами массива Сыум-Кеу и лежащими выше досилурийскими метаморфическими сланцами и амфиболитами. Все породы этого структурного этажа подковообразно огибают территорию Щучьинской зоны, имеют моноклинальное залегание с восточным и юго-восточным падением и метаморфизованы в в условиях амфиболитовой фации (рис.15, 16). В период, предшествующий становлению верхнего структурного этажа, эти породы были подвержены региональной плагиогранитизации, в результате чего по названному субстрату сформировался харампэйско-масловский комплекс анатектитов позднеордовикско-раннесилурийского возраста, который В.Д.Старковым (1983) отнесен к ранней синметаморфической габбро-диорит-плагиогранитной формации.

Верхний структурный этаж представляет собой стратифицированные образования внутренней (палеоокеанической) зоны уралид, сформировавшиеся на метаморфизованном и плагиогранитизированном меланократовом основании.

Разрез верхнего структурного этажа начинается с раннеостроводужных силурийских вулканитов с прослоями осадочных пород и небольшими дайкообразными и штокообразными телами комагматичных натровых плагиогранитоидов. Вулканиты прорваны интрузиями габбро.

Выше по разрезу залегает девонская позднеостроводужная андезитовая формация с соответствующими интрузивными комагматами и позднедевонские субконтинентальные вулканиты и гранитоиды с щелочным уклоном. К верхнему же структурному этажу относятся и чисто осадочные толщи среднего девона-среднего карбона флишоидного и молассоидного типа.

Геофизические данные свидетельствуют об отчетливо выраженном блоковом строении района, которое обусловлено наличием крупных разломов и системой многочисленных разрывных нарушений. В центральной части зоны выделяется субмеридиональный Щучьинско-Ензорский разлом глубинного заложения, пересекающий почти все геологические образования палеозоя.

В западной части Щучьинской зоны находится массив Сыум-Кеу, который представляет собой гипербазит-габбровую ассоциацию, входящую в Главный офиолитовый (альпинотипный) пояс Урала. В нем выделяется центральное ядро мощностью около 10 км, которое сложено дунит-гарцбургитовой ассоциацией. Западный контакт массива с метаморфитами няровейской свиты тектонический и в нем фрагментарно сохранились участки габбро. С востока дунит-гарцбургитовое ядро окаймлено дунит-верлит-клинопироксенитовым комплексом, граничащем с востока с полосчатыми габброидами и амфиболитами.

Собско-Войкарская зона (синклинорий). К югу от Собского поперечного поднятия, сложенного древними метаморфическими породами, размещается другая структурная зона внутренней (палеоокеанической) части Урала – Собско-Войкарская, которая, в связи с мощным жестким ограничением с севера, имеет здесь субширотное простирание. К югу ее структуры постепенно меняют направление на субмеридиональное.

В отличие от Щучьинской зоны, в Собско-Войкарской осадочные породы слабо распространены. Главная роль в геологическом строении этой структуры принадлежит интрузивным и вулканическим комплексам (рис.17).

Северная и западная краевые части зоны представлены породами габбро-гипербазитовой формации, которая слагает три крупных массива – Рай-Из, Пай-Ер и Войкаро-Сыньинский. С юга и востока габбро-гипербазитовые массивы окаймлены полосой габбро-амфиболитов со структурами пластического течения, наклоненными к востоку под углом 40-60⁰. К востоку амфиболиты постепенно переходят в непрерывную серию полосчатых плагиогранитоидов, состав которых изменяется от кварцевых диоритов до плагиогранитов, перемежающихся с породами мигматитового облика. Южная и восточная периферия Собско-Войкарской зоны сложена зеленокаменными вулканогенными толщами силуро-девонского возраста с редкими небольшими прослоями осадочных пород, которые прорваны интрузиями пестрого состава (габбро, диориты, кварцевые диориты, тоналиты, гранодиориты, монцониты и реже граниты). На крайнем юге восточной полосы интрузий обнаружено небольшое тело сиенитов, ассоциирующих в пространстве и времени с позднедевонско-турнейской континентальной молассой (Старков, 1983).

Таков генеральный разрез Собско-Войкарской зоны, в разных частях которой неодинаково развиты отдельные члены перечисленного ряда магматитов и метаморфитов.

Гипербазиты и габбро рассматриваются не как интрузивные образования, фиксирующие ГУГР, а как древнее меланократовое основание, на котором формировалась вся верхняя часть разреза палеоокеанической зоны.

Геологические и геофизические исследования показали, что габбро-гипербазитовые массивы Рай-Из, Пай-Ер и Войкаро-Сыньинский, как и массив Сыум-Кеу Щучьинской зоны, в современном структурном плане Полярного Урала представляют собой пологопадающие краевые аллохтоны, надвинутые на палеозойские образования палеоконтинентальной части западного склона Урала. Они возникли при смещении масс с востока на запад по действием субширотного сжатия. В основании аллохтонных пластин всюду обнаружены зоны серпентинитового меланжа.

Таким образом, Собско-Войкарская зона (рис.17) сложена породами двух структурных этажей.

Нижний структурный этаж представляет собой довольно крутую моноклиналь, падающую на юг в северной части и на восток-юго-восток – в южной (рис.18). Разрез ее состоит (снизу вверх) из гипербазитов, габбро-норитов и полосчатого собского комплекса, сложенного непрерывной серией гнейсовидных пород от габбро-амфиболитов до плагиогранитов, среди которых встречаются отдельные линзы ортогнейсов (долина руч. Кер-Дамен-Шор). Выходы пород собского комплекса в основном приурочены к депрессиям в рельефе, отделяющим габбро-гипербазитовый пояс от увалистой зоны Малого Урала. Минеральный парагенезис всех пород собского комплекса указывает на формирование их в условиях амфиболитовой фации.

К верхнему структурному этажу в Собско-Войкарской зоне относятся вулканические породы, образующие прерывистую полосу, вытянутую согласно с общим субширотным (в северной части) или субмеридиональным (в южной части) простиранием структуры. Они расчленены Н.П.Лупановой и В.В.Маркиным (1964) на нижний и верхний комплексы.

К нижнему комплексу относится силурийская недифференцированная вулканическая формация, представленная порфиритами основного состава, зелеными аповулканогенными слагнцами с редкими прослоями известняков.

К верхнему комплексу относятся позднеостроводужные андезиты, базальты и дациты, несогласно перекрывающие раннеостроводужные спилитовые толщи. Вулканиты верхнего комплекса пространственно и генетически ассоциируют с интрузивными гипабиссальными габброидами и гранитоидами. Последние прорывают образования собского комплекса, а вулканиты резко несогласно залегают на размытой поверхности последних.

Степень метаморфизма вулканических и интрузивных пород верхнего структурного этажа не превышает зеленосланцевую.

На различие геологического строения Собско-Войкарской и Щучьинской зон впервые обратил внимание В.А.Дедеев (1959), который отмечал, что сходство геологической истории этих двух регионов можно проследить лишь до раннего девона, а начиная с живетского века геологические события в них не совпадают по времени.

Отличие Собско-Войкарской зоны от Щучьинской заключается в первую очередь в широком развитии в последней пород чисто осадочного генезиса. Начиная с девона в Щучьинской зоне формируются почти исключительно осадочные толщи. Причем, с раннего живета они носят молассоидные черты, а карбоновые осадки относятся уже к сугубо континентальным (Воронов, 1983).

В Собско-Войкарской зоне, в отличие от Щучьинской, силурийские и девонские стратифицированные образования сложены исключительно вулканитами. Лишь небольшие прослои известняков фиксируются в эффузивах силура и девона в районе месторождений Первая рудная горка, Новогоднее и на некоторых других участках. На крайнем юге Собско-Войкарской зоны, в районе нижнего течения р.Лапта-Пай, на границе с мезозойско-кайнозойскими отложениями Западно-Сибирской плиты, обнаружена осадочная толща молассоидного типа (рис.19) предположительно позднедевонско-турнейского возраста (Старков, Нечкин, Бежаев,1983). Следовательно, континентальная моласса появилась в Собско-Войкарской зоне значительно позднее, чем в Щучьинской.

Тем не менее, сопоставление геологических формаций двух внутренних (палеоокеанических) зон Полярного Урала – Щучьинской и Собско-Войкарской, показывает, что строение их имеет много общего и генеральные линии событий в обеих структурах совпадают. В том и другом регионах четко выделяются два структурных этажа. Нижний этаж представляет собой моноклиналь, падающую на восток по островодужные образования силурийского и более молодого возраста. Разрез этих пластин, слагающих нижний структурный этаж, состоит снизу вверх из гипербазитов, габбро-норитов, габбро-амфиболитов и существенно плагиоклазовых гранитоидов, ассоциирующих с плагиомигматитами.

Дунит-гарцбургитовый и дунит-верлит-клинопироксенитовый комплексы, пространственно связанные с габбро-амфиболитами, - это самые ранние ассоциации, составляющие меланократовое основание уралид. Габбро-гипербазитовые массивы Полярного Урала являются типичными аллохтонными офиолитовыми динамометаморфическими образованиями тектонически выведенными из области генерации в мантии и претерпевшими в процессе транспортировки длительную и сложную тектоно-метаморфическую эволюцию. Офиолитовые пластины были выведены на уровень коры в ордовикское время.

На границе ордовика и силура за счет гранитизации офиолитового субстрата меланократового основания произошло становление комплексов метаморфитов, плагиомигматитов и палингенных плагиогранитоидов (собского и харампэйско-масловского).

Таким образом, в офиолитовых пластинах Щучьинской и Собско-Войкарской зон, начиная от основания вверх, наблюдается закономерная смена пород от ультраосновных до кислых. Габброиды, амфиболиты и гранитоиды обладают полосчатой или планпараллельной текстурой, согласной с общим моноклинальным их залеганием. Такие же ориентированные текстуры присущи и ультрабазитам. В большинстве случаев переходы между петрографическими разностями постепенные. Наиболее кислые члены перечисленного ряда - плагиограниты, иногда слагают согласные удлиненные тела среди пород повышенной основности, образуя с ними интрузивные контакты без следов термального воздействия и эндоконтактовых изменений. Большинство исследователей связывают формирование пород габброидной и гранитоидной ассоциаций с процессами глубинной метаморфической дифференциации, гранитизации и анатексиса исходных пород, сохранившихся в плутонитах в виде реликтов.

К верхнему структурному этажу относятся силурийские спилиты, диабазы и кварцевые альбитофиры, а также продукты средне-позднедевонского андезитового вулканизма и комагматичные им гипабиссальные габброиды и гранитоиды. Спилиты и зеленые сланцы по ним слагают основание вулканогенного разреза, а диабазы присутствуют в виде комплекса параллельных даек, секущих габброиды и плагиогранитоиды первого структурного этажа. Вулканиты андезитового состава средне-позднедевонского возраста вместе с комагматичными гранитоидами продолжают разрез второго структурного этажа. Завершают разрез небольшие тела основных и кислых пород кали-натрового и субщелочного состава (янаслорский и лаптапайский комплексы). Они носят субсеквентный характер.

Крупнейшая в мире офиолитовая гипербазит-габбровая ассоциация массивов Рай-Из, Пай-Ер и Вокаро-Сыньинского имеет протяженность около 200 км при средней ширине 25 км.

По мнению А.А.Ефимова (1995), эпоха метаморфических преобразований офиолитов произошла 470 млн лет назад.

Комиссией по корреляции магматических комплексов Европейского Северо-Востока СССР (Сыктывкар, 1988) возраст дунит-гарцбургитового комплекса принят позднеордовикско-раннесилурийским.

 

Тагильская зона.

В крайней западной части Тагильской зоны, непосредственно примыкая к Центрально-Уральской зоне, размещается полоса метаморфических сланцев, амфиболитов и плагиогранитных мигматитов средней мощностью около 8 км, пространственно ассоциирующих с габбро-перидотитовыми массивами платиноносной формации. Кристаллизационная сланцеватость метаморфического комплекса падает на восток под углом около 40⁰. Эта толща трактуется Ю.С.Каретиным (1976) как офиолиты, метаморфизованные на рубеже ордовика и силура, когда проявились крупные движения таконской фазы тектогенеза. Поскольку офиолитовые комплексы обычно включают толеитовые базальты, то можно считать, что базальтовый вулканизм в Тагильской зоне в досилурийское время имел место. Возможно реликты его сохранились в меланократовом основании, претерпевшем метаморфизм высоких ступеней, но пока они никем не описаны.

Восточнее указанных плутоно-метаморфических комплексов располагаются поля силурийских эффузивов, метаморфизованных в условиях фации зеленых сланцев.

Г.Ф.Червяковский (1972) выделяет в структуре Тагильского погружения два структурных яруса: ордовикско – раннелудловский и позднелудловско-среднедевонский (рис.20). Все породы нижнего структурного яруса принадлежат известково-натриевой серии, а породы верхнего – калий-натриевой, умеренно щелочной.

К нижнему структурному ярусу относятся три формации, кратко охарактеризованные ниже.

Риолит-дацит-андезит-базальтовая формация. Возраст ее поздний ордовик – лландовери (хотя ордовикская фауна к тому времени еще не была найдена). В нее включены вулканиты рудоносной (колчеданное оруденение небольшого масштаба) кабанской свиты.

Формация базальтовых и андезит-базальтовых порфиритов уинлока- раннего лудлова. В ее составе, кроме порфиритов, большой объем занимают обломочные вулканические продукты – туфы, туфобрекчии и туфопесчаники, которые во многих разрезах преобладают.

Диабаз-альбитофировая формация. Возраст ее уинлок – ранний лудлов. С этой формацией связаны колчеданные месторождения Кировградского и Красноуральского районов.

Литологически формация представлена альбитофирами, андезито-дацитовыми и андезитовыми порфиритами, диабазами, диабазовыми порфиритами и телами медноколчеданных руд. Среди эффузивов встречаются небольшие прослои известняков, кремнистых туффитов и филлитовидных сланцев. Породы серицитизированы, хлоритизированы, часто превращены в порфиритоиды. Самым главным отличительным признаком этой формации является низкая степень регионального метаморфизма, не превышающая обычного зеленокаменного перерождения. Однако, для нее весьма характерны локальные гидротермальные изменения, в результате чего на многих участках (особенно рудоносных) породы превращены в кварц-серицитовые и кварц-хлорит-серицитовые сланцы и вторичные кварциты. К концу формирования ассоциации внедряются плагиогранитные тела.

Все три кратко охарактеризованные выше вулканические ассоциации отнесены к продуктам островодужного вулканизма ордовика-раннего лудлова.

Интрузивными комагматами этой ассоциации являются гранитоиды второй группы (непродуктивные в отношении контактово-метасоматического оруденения) Н.Д.Знаменского (1966), по всем геохимическим параметрам соответствующие раннеостроводужной габбро-плагиогранитной формации.

Ю.С. Каретин полагает, что позднегеосинклинальные (позднеостроводужные) вулканиты Тагильской структуры представлены двумя формациями: андезитовой (лландовери-ранний венлок) и андезито-базальтовой (поздний венлок-ранний лудлов). К концу лудлова-раннему девону относится становление интрузивных комагматов формации – габбро, кварцевых диоритов, гранодиоритов и гранитов позднеостроводужной формации, которые описаны Н.Д.Знаменским (1966) как гранитоиды, продуктивные в отношении контактово-метасоматического оруденения (Петропавловский, Помурский, Чащевский, Покровский, Княсьпинский, Исаково-Башневский, Сухогорский, Павдинский, Елкинский массивы).

В позднелудловско-раннедевонское время на всем пространстве Тагильской зоны установился тектонический режим молодой эпикаледонской платформы (Пронин, 1971). Для этого времени характерен континентальный магматизм субсеквентного типа. В это время формируются вулканические ассоциации субщелочного химизма – трахиандезитовая и трахибазальтовая (туринская свита), продуктивная на скарново-магнегитовое оруденение. Породы этой ассоциации почти не затронуты пликативной тектоникой и во многих участках залегают горизонтально. В раннем девоне внедряются интрузивные комагматы туринской свиты – граносиениты и сиенит-порфиры Кушвинского и Тагильского массивов.

Континентальная обстановка конца девона на территории современной Тагильской зоны подтверждается наличием мощной красноцветной толщи в пределах Приполярного Урала (Криночкин, Нефедов, 1982). По данным этих авторов, на восточном склоне Приполярного Урала в франское и фаменское время сформировалась пестроцветная толща мощностью около 2000 метров. Отложения франского яруса, представленные кремнистыми и кремнисто-глинистыми сланцами, песчаниками, гравелитами и конгломератами, прослеживаются на протяжении 200 км от р.Устья до р.Няйс. Выше залегают красноцветные отложения фамена (макаровский горизонт), представленные ритмичным чередованием гравелитов, песчаников алевролитов, глинистых, глинисто-кремнистых и кремнистых сланцев, известняков, натровых базальтов и туфов основного состава. Мощность макаровского горизонта достигает 960 м.

Палеонтологический материал указывает на полное сходство фаменских отложений восточного склона Приполярного Урала, Русской платформы и Западно-Сибирской плиты. По мнению В.Г.Криночкина и В.А.Нефедова, это свидетельствует о наличии в фаменское время на территории Приполярного Урала континентального морского бассейна, сообщавшегося с морем Восточно-Европейской платформы.

По данным глубокого бурения и геофизики, структуры восточного склона на широте Приполярного и Северного Урала прослеживаются в фундаменте Западно-Сибирской плиты до меридиана р.Обь.

Магнитогорская зона.

Стратиграфическая последовательность форирования осадочно-вулканогенных толщ Магнитогорской зоны выглядит так:

1. Базальтовая формация позднего ордовика.

Самые ранние проявления вулканизма в Магнитогорской зоне сосредоточены в узкой полосе западной прибортовой части, где наблюдаются выходы основных эффузивов нацело превращенных в сланцы метаморфическими процессами эпидот-амфиболитовой ступени. С ними ассоциируют плагиомигматиты западной прибортовой части, амфиболиты, метаморфизованные ультрабазиты и базиты офиолитовой ассоциации.

Эта базальтовая формация, ассоциирующая с метаморфизованными ультрабазитами и габбро, отнесена О.А.Нестояновой (1961) условно к ордовику, когда вулканические процессы проявились в краевой части зоны вдоль разломов глубокого заложения. Г.Ф.Червяковский (1972) обращает внимание на факт интенсивного метаморфизма, которому были подвергнуты эти образования, в отличие от вышележащих вулканогенных толщ. Среди лав и туфов основного состава с неясно выраженной подушечной отдельностью имеются прослои кремнистых сланцев, что указывает на подводные условия проявления вулканизма. Возраст формации определен по косвенным признакам на том основании, что выше залегают фаунистически установленные отложения лландовери – нижнего лудлова, характеризующиеся значительно меньшей степенью метаморфизма.

О.А.Нестояновой (1961) и В.М.Сергиевским (1968) высказано также мнение, что между аповулканогенными сланцами ордовика и лежащими стратиграфически выше вулканитами силура в Западно-Магнитогорской зоне существует резкое стратиграфическое несогласие.

2. Вулканогенно-кремнистая, офиолитовая формация лландовери – раннего лудлова (сакмарская и поляковская свиты).

Состав формации: диабазы, диабазовые порфириты, спилиты, перемежающие с мощными пачками песчаников, кремнистых и кремнисто-углистых сланцев с обильной граптолитовой фауной. В верхней части разреза значительную роль играют известняки. Наличие шаровых и подушечных лав указывает на подводный характер извержений.

3. Вулканогенно-кремнистая формация позднего лудлова – раннего девона (нижний комплекс ирендыкской зоны).

Ранее породы, слагающиее формацию, рассматривались в составе ирендыкской свиты. В пределах Ирендыкского горного сооружения формация сложена ритмично слоистыми песчано-кремнистыми породами и слабо слоистыми туфами андезито-базальтовых порфиритов. На севере, в Полевском районе, к вулканогенно-кремнистой формации относится зюзельская свита андезито-базальтовых порфиритов и их туфов с примесью песчано-глинистого материала. Степень метаморфических изменений пород весьма невелика. Отмечается наличие хлорита, эпидота и актинолита. Возраст формации определен условно. Химический состав пород формации (табл. 15) указывает на принадлежность их к известково-натриевой серии.

4. Андезит-базальтовая формация среднего девона.

Кроме пород Ирендыкской свиты в состав формации включены андезито-базальтовые и базальтовые порфириты Гумбейской зоны в восточном борту Магнитогорской структуры. Комагматами островодужной андезит-базальтовой формации среднего-позднего девона являются островодужные гранодиоритовый и тоналит-гранодиоритовый комплексы.

5. Риолит-базальтовая формация среднего девона. В состав формации Г.Ф.Червяковским включены карамалыташская, улутауская и часть баймак-бурибаевской свиты. Она является основной колчеданоносной формацией Южного Урала. Баймак-бурибаевская свита занимает площадь, расположенную непосредственно к западу от Ирендыкского хребта. Карамалыташская и улутауская свиты примыкают к названному хребту с востока. Набор пород формации во всех зонах однообразный: базальтовые порфириты, спилиты, диабазы, липаритовые и липарит-дацитовые порфиры, дацитовые порфиры, андезитовые порфириты и небольшое колическиво вулканогенно-осадочных пород – туфопесчаников, кремнистых сланцев, конгломератов, брекчий и известняков. Извержения происходили из вулканов центрального и трещинного типов. Особенно многочисленны реликты вулканических аппаратов центрального типа. Излияния основных лав всегда предшествовали появлению лав кислого и умеренно кислого состава. Накопленные палеонтологические данные свидетельствуют о становлении формации в течение среднедевонского этапа вулканизма.

В Ирендыкской горной гряде на крутопадающих слоях вулканогенно-кремнистой формации с резким несогласием ложатся андезито-базальтовые порфириты и их туфы андезит-базальтовой формации. В составе этой ассоциации на долю андезито-базальтов приходится до 80-90%. Остальной объем принадлежит базальтовым порфиритам, песчаникам и кремнистым туффитам. Кроме подушечных и шаровых лав, указывающих на подводный характер извержений, в составе формации есть краснокаменно-измененные лавы и туфы.

С девонской дифференцированной риолит-базальтовой формацией островных дуг комагматичны малые субвулканические тела габбро-диабазов и плагиогранитов, а также более крупные и более глубинные интрузии габбро, гранодиоритов и плагиогранитов. Все интрузии этой ассоциации относятся соответственно к островодужной интрузивной формации.

6. Формация базальтовых порфиритов франского века (колтубанская свита). По Г.Ф.Червяковскому (1972), с этой формации начинается орогенный вулканизм Магнитогорской зоны. Породы этой ассоциации образуют узкую полосу в северной части Магнитогорской зоны. Они представлены базальтовыми и отчасти андезито-базальтовыми порфиритами. Значительную роль в составе формации имеют субвулканиченские интрузии. Полное отсутствие осадочных пород может указывать на наземный характер извержений. В поле распространения формации расположены Магнитогорское месторождение и рудопроявление М.Куйбас.

Возраст формации уверенно определен по ее взаимоотношениям с кремнистыми сланцами позднего девона и вулканогенно-осадочными отложениями позднего девона – раннего карбона.

7. Базальт-трахилипаритовая формация позднего девона – раннего карбона (березовская и кизильская свиты).

Эта ассоциация широко распространена в средней, восточной и частично западной частях Магнитогорской зоны. Она представлена базальтовыми порфиритами, трахитовыми, трахилипаритовыми и липаритовыми порфирами. Причем, видна четкая приуроченность трахитовых и трахилипаритовых порфиров к разрывным нарушениям преимущественно субмеридионального направления. Они образуют субвулканические тела протяженностью до 3-4 км при ширине от 100 м до 3 км. Среди покровов лав есть игнимбритоподобные образования, свидетельствующие о наземных условиях извержений. Прослои осадочных пород представлены известняками, туфопесчаниками и туффитами. Липариты и трахилипариты в комплексе с сиенитами и гранитами образуют вулкано-плутонические комплексы.

Степень дислоцированности пород формации невелика. Они залегают в хорошо сохранившихся недеформированных вулканических структурах.

Возраст формации определен уверенно по наличию фауны в прослоях осадочных пород.

Обобщение огромного фактического материала по вулканизму Магнитогорской зоны показывает, что островодужная стадия продолжалась здесь с раннего силура до раннего карбона. Все последующие формации носят субконтинентальный и континентальный характер.

Последний, каменноугольный, этап вулканизма отделяется от предыдущих перерывом в вулканической деятельности, во время которого отложился флиш зилаирской свиты фамена-нижнего турне.

Характер раннекаменноугольного вулканизма Магнитогорской зоны подтверждает изложенные выше рассуждения. Г.Ф.Червяковским описана базальт-трахилипаритовая формация раннего карбона, отнесенная к орогенному этапу и завершающая вулканизм этой зоны. Породы формации представлены базальтовыми порфиритами, базальтами, трахитовыми, трахилипаритовыми и липаритовыми порфирами, имеющими широкое распространение в средней части погружения, меньшее – в его восточном борту и еще меньшее – в западном.

В формации присутствуют наземные вулканические фации (игнимбриты, неслоистые и несортированные по крупности обломков туфы, краснокаменно-измененные лавы). Об этом же свидетельствует спокойная тектоническая обстановка периодов, следующих за формированием этой ассоциации, так как степень дислоцированности пород формации невелика. Повсеместно они залегают очень полого (10-15⁰) в хорошо сохранившихся вулканических структурах.

Оба этапа вулканизма Магнитогорской зоны (островодужный и субсеквентной активизации) разделены субплатформенной паузой, во время которой формировались терригенные отложения, включающие угленосную толщу.

Более поздние проявления интрузивного магматизма Магнитогорской зоны относятся к образованиям континентальной стадии развития складчатой системы. В первую очередь это магнитогорский комплекс,

Сведения о формационной принадлежности магнитогорского комплекса и механизме формирования этих интрузий содержатся в работах В.Д.Старкова и др. (1976), Пуртова и др. (1976). В настоящее время исследователи солидарны в утверждении о том, что магнитогорский комплекс формировался в уловиях растяжения коры (Старков, 1983; Ферштатер, 2005; Пучков, 2000).

Завершают интрузивный магматизм Магнитогорской зоны небольшие субвулканические тела субщелочных гранитоидов позднекаменноугольного-раннепермского возраста. Они рассматривались ранее в составе магнитогорского интрузивного комплекса. В этих субщелочных гранитоидах, описанных Д.Н.Салиховым под названием балбукского комплекса, наряду с олигоклазом, андезином и калиевым полевым шпатом, присутствуют рибекит и эгирин-авгит. Отличительная черта всех пород комплекса – высокая щелочность и повышенное содержание акцессорных минералов (апатита, сфена, циркона). Более основные члены – сиенодиориты, отличаются повышенной магнезиальностью. Этот комплекс по всем признакам соответствует продуктам стадии активизации рассматриваемой структуры, наступившей еще в эпоху формирования гранитоидов магнитогорского комплекса, комагматичного визе-намюрским вулканитам березовской свиты.

Фундаментальные работы по изучению магматизма Магнитогорской зоны проводились Т.И.Фроловой и Буриковой (1977). Петрохимический анализ большого количества проб вулканитов и их интрузивных аналогов привел этих авторов к выводу, что в Магнитогорской зоне нет базальтов сходных с таковыми в срединно-океанических хребтах. Ревизия фактического материала Т.И.Фроловой и Буриковой, проведенная Б.Г.Лутцем, подтвердила выводы этих авторов. В своей работе Б.Г.Лутц приводит таблицу химических анализов базальтов Магнитогорской зоны по свитам. Приведем выводы Б.Г. Лутца дословно: «Так как для Магнитогорского синклинория вопросы тектоно-магматической типизации дискуссионны, то здесь особенно интересно применить геохимические критерии формационной принадлежности вулканитов. Данные приведенные в таблице, показывают, что нет никаких оснований выделять среди вулканических комплексов Магнитогорского синклинория океанические породы и соответственно океаническую стадию развития. Все ее вулканиты, так же как и интрузивные образования, являются прямыми аналогами островодужных».

По всем компонентам химический состав базальтов Магнитогорской зоны соответствует толеитам островных дуг.

Однако все это вовсе не означает, что в Магнитогорской зоне нет океанических вулканитов. Другое дело, что занимаемый ими объем невелик, что может быть следствием почти полного поглощения продуктов этой ассоциации в процессе субдукции.

 

ВОСТОЧНО – УРАЛЬСКАЯ МЕГАЗОНА

Расположенная к вотоку от Тагило-Магнитогорской мегазоны Восточно-Уральская структура (включающая традиционно выделяемые Восточно-Уральское поднятие и Восточно-Уральский прогиб) открыта для непосредственного наблюдения лишь на Среднем и Южном Урале (включая Мугоджары). К северу от широты р.Туры мегазона целиком погребена под покровом мезозойско-кайнозойских осадков и прослеживается лишь по геофизическим наблюдениям и редкой сети буровых скважин.

Восточно-Уральская мегазона является структурой развития поднятий (антиклинориев), разделенных опусканиями (синклинориями). С севера на юг в ней выделяются купные структуры (зоны): Сартыньинская (антиклинорий), Верхотурско-Верхисетская (антиклинорий), Тальминская (синклинорий). Медведевско-Свердловская (синклинорий), Сосьвинско-Коневская (антиклинорий), Пелымская (синклинорий), Алапаевско-Теченская (синклинорий), Сысертско-Ильменогорская (антиклинорий), Арамильско-Сухтелинская (синклинорий), Копейско-Брединская (синклинорий), Челябинско-Суундукская (антиклинорий), Адамовская (антиклинорий), Восточно-Мугоджарская (антиклинорий), Иргизская (синклинорий).

Все структуры сложены метаморфическими, вулканогенными и осадочными толщами, возраст которых варьирует от докембрия до раннего карбона. Местами развиты среднекаменноугольные осадочные толщи.

Самой яркой особенностью мегазоны является чрезвычайно широкое развитие гранитоидных массивов, которые в совокупности называют со времен И.И.Горского Главным гранитным поясом Урала. К глубинным разломам приурочены пояса серпентинизированных массивов ультраосновного состава и интрузий габбро.

Докембрий. В Восточно-Уральской мегазоне широко развиты метаморфические породы разных фаций метаморфизма – от зеленосланцевой до эклогитовой. Наиболее распространены продукты метаморфизма зеленосланцевой и амфиболитовой фаций – различные кристаллические сланцы, гнейсы и амфиболиты. Большинство из них окаймляют гранитные батолиты различного возраста. Возраст эти