Тектонические структуры палеоконтинентальной (внешней) части Уральской складчатой области

ВВЕДЕНИЕ

УРАЛЬСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ

Два крупных структурных элемента литосферы – Уральскую складчатую область и Западно-Сибирскую плиту обычно рассматривают раздельно, поскольку последняя, в отличие от Урала, имеет мощный многокилометровый платформенный чехол. На первый взгляд, геологическая история таких различных морфоструктур не может быть единой. Однако большая часть образований фундамента плиты и вещество, которым сложен Урал, имеют общую историю становления и поэтому большинством исследователей объединяются под названием «уралиды».

Во многом сходна и мезозойская история двух указанных структур, хотя Урал, в отличие от Западно-Сибирской плиты, не прогибался столь интенсивно в мезозойскую эру. Кардинальное различие тектонических движений двух регионов началось лишь в неотектонический этап, который относится к кайнозойской эре.

Западная граница уралид протягивается по восточному краю Русской платформы, откуда и начинаются субмеридионально вытянутые структуры Уральской складчатой области протяженностью около 2500 км.

Земная кора Урала и фундамента Западно-Сибирской плиты сформировалась в интервале времени от позднего докембрия до начала мезозоя (точнее до триасового периода). Становление ее в течение 100 лет рассматривалось исследователями с позиции геосинклинальной теории.

Поскольку во второй половине ХХ столетия в геологии произошла смена парадигмы, т.е. исходной концепции развития земной коры и литосферы в целом, то уместно будет рассмотреть историю формирования уралид, опираясь на теорию тектоники литосферных плит.

Ко второй половине протерозоя все континенты Земли собрались в единый массив возвышенной суши (суперматерик), который принято называть Пангеей-1 (Хаин, 1985). Вся территория России была частью этого суперконтинента. Осколки его фиксируются на Урале и в фундаменте Западно-Сибирской плиты. Это и есть доуралиды.

В конце протерозоя произошел раскол Пангеи-1 на отдельные континентальные глыбы, в результате чего началось раскрытие сначала Средиземноморского океанического бассейна (Палеотетиса), что привело к отделению южных материков и обособлению Еврамерики. Затем раскрылась Северная Атлантика, отделив Северо-Американский континент от Евразийского. В начале палеозойской эры раскололся континентальный массив Евразии и включившийся механизм спрединга стал формировать огромный по масштабам Урало-Охотский палеоокеан, на месте западной части которого в палеозое произошло становление складчатых структур герцинид Урала и основания Западно-Сибирской плиты. Эти структуры принято называть уралидами.

Впервые деление складчатых образований Урала на доуралиды и уралиды провел Н.П.Херасков (1948) на Южном Урале. Основанием для этого послужил наложенный характер уралид. Последние всегда залегают на доуралидах с резким угловым (а иногда и азимутальным) несогласием. Сильно метаморфизованные доуралиды обычно обнажаются в ядрах крупных поднятий уралид.

Доуралиды фаунистически не охарактеризованы, поэтому возрастные рамки их точно не известны. По данным абсолютной геохронологии верхняя возрастная граница их соответствует 1,1 млн лет.

Механизм становления уралид с позиции тектоники литосферных плит впервые в общих чертах описал американский тектонист Уоррен Гамильтон (1971). Согласно этому автору, во время раннего палеозоя между краями Русской и Сибирской платформ существовал палеоокеан, по периферии которого располагались зоны субдукции. На востоке зона Бениофа погружалась под Сибирскую платформу и унос океанического материала происходил вплоть до позднепалеозойского времени. На западной периферии палеоокеана в течение всего палеозоя также происходило поглощение океанической литосферы в зонах субдукции (по мнению Гамильтона, их было несколько), которые были наклоненых на запад под растущие островные дуги. По мере созревания (континентализации) материала островных дуг, последние присоединялись к континентальной глыбе Русской платформы, таким образом наращивая ее. Этот процесс закончился в пермском периоде, когда палеоокеан закрылся в результате полного поглощения океанской плиты в симметрично расположенных зонах субдукции. Процесс завершился столкновением континентальных массивов Русской и Сибирской платформ в пермский период.

В своей статье У. Гамильтон совершил множество ошибок. Однако он был прав в одном – Уральский палеоокеан в палеозое существовал и постепенное закрытие его привело к созданию уралид, которые теперь слагают Урал и фундамент Западно-Сибирской плиты.

. Работа У.Гамильтона подтолкнула русских специалистов к исследованиям геологии Урала, опираясь на концепцию новой глобальной тектоники. В семидесятые, восьмидесятые и девяностые годы ХХ столетия появилось несколько моделей формирования уралид, основанных на идее У.Гамильтона (Пейве, Иванов, Нечеухин, Перфильев, Пучков, 1977; Перфильев, 1979; Старков, 1983, 1985, 1991;Иванов, 1998; Пучков, 1997; 2000 и др.).

Уральская складчатая область состоит из ряда крупных структур, вытянутых в субмеридиональном направлении и различающихся по времени образования и составу слагающих их осадочных, магматических и метаморфических толщ, характеру и интенсивности проявления пликативной и дизъюнктивной тектоники. Эти структуры со времен И.И.Горского пнринято было называть структурно-фациальными зонами, имеющими следующие наименования (с запада на восток):

Предуральский краевой прогиб;

Западно-Уральская внешняя зона складчатости;

Центрально-Уральское поднятие;

Тагило-Магнитогорский прогиб;

Восточно-Уральское поднятие (зона гранитных интрузий);

Восточно-Уральский прогиб;

Зауральское поднятие;

Тюменско-Кустанайский прогиб;

Тобольско-Кушмурунское поднятие;

Южно-Тургайский прогиб.

Внутри каждой структурно-фациальной зоны выделялись структурные подзоны второго и третьего порядков, имеющие специфические черты геологического строения и различающиеся по условиям развития. В таком виде тектонические структуры представлены на всех схемах, составленных И.Д.Соболевым (рис.1).

В настоящее время в складчатом сооружении Урала большинством специалистов выделяются тектонические структуры, которые в современных научных изданиях именуются мегазонами. Современными тектониствми в составе Урала выделяется шесть долготных мегазон:

Предуральский краевой прогиб;

Западно-Уральская мегазона;

Центрально-Уральская мегазона;

Тагило-Магнитогорская мегазона;

Восточно-Уральская мегазона;

Зауральская мегазона.

Первые три мегазоны относятся к палеоконтинентальному сектору Урала, который ограничен с востока Главным Уральским глубинным разломом (ГУГРом). Остальные мегазоны расположены к востоку от ГУГРа и слагают палеоокеанический сектор Урала, который помимо собственно океанических образований включает микроконтиненты и блоки, сложенные островодужными формациями (рис.2). Эта структурная схема принята за основу при изложении материала по уралидам.

МЕГАЗОНА ПРЕДУРАЛЬСКОГО КРАЕВОГО ПРОГИБА

Складчатое сооружение Урала завершило свое становление в конце карбона- начале перми. К этому времени приурочено начало образования Предуральского краевого прогиба, наложенного на восточный край Русской платформы.

В основании прогиба залегают докембрийские осадочные, магматические и метаморфические толщи, на которых с несогласием лежат шельфовые отложения ордовикско-каменноугольного возраста мощностью до 7 км. Шельфовые отложения несогласно перекрыты мощной пермско-триасовой молассой.

В ходе своего формирования в пермскую эпоху прогиб постепенно мигрировал к западу, поэтому граница его с Русской плитой нечеткая, постепенная. В пермское время вдоль западной окраины прогиба сформировалась гряда барьерных рифовых построек длиной до 2 км и высотой до 400 м. В последствии многие из них явились ловушками нефти и газа. Восточная граница прогиба проводится по появлению нижнепермских молассовых отложений, материалом для которых служили разрушающиеся горные сооружения Урала.

В западной части структуры палеозойские породы лежат субгоризонтально, а на востоке смяты в пологие складки и осложнены чешуйчатыми надвигами с восточным падением сместителей.

Прогиб не представляет собой единую структуру на всем своем протяжении, а разделен на отдельные впадины (с севера на юг): Байдарацкую, Коротаихинскую, Косью-Роговскую, Большесыннинскую, Верхнепечорскую, Уфимско-Соликамскую, Бельскую. Уфимско-Соликамская (Юрюзано-Сылвенская) и Бельская впадины разделены поднятием Кара-Тау, которое ограничено разломами сдвиговой и надвиговой природы. К югу от Бельской впадины Предуральский краевой прогиб погружается под мощные мезозойско-кайнозойские отложения. Геофизическими исследованиями его структуры прослежены до широты г. Актюбинска. Временные рамки формирования прогиба скользящие. В южной своей части прогиб образовался в перми и начале триаса, а в крайней северной становление его продолжалось и в позднем триасе.

В конце каменноугольного – начале пермского периодов значительно усилилось воздымание Уральских гор и сносимый с них обломочный материал слагал флишевые, а затем молассовые толщи в мелководных морских бассейнах восточной части Предуральского краевого прогиба. Флишевая формация с размывом ложится на известняки верхнего карбона и сложена ритмически переслаивающимися полимиктовыми песчаниками, глинистыми сланцами и конгломератами с прослоями органогенно-обломочных известняков и мергелей.

Западнее мелководья в сакмарско-артинское время располагалась глубоководная часть моря. Здесь, вблизи границы прогиба с Русской плитой, росли крупные рифовые массивы, которые оконтурены межрифовыми карбонатно-глинистыми осадками. В настоящее время часть рифовых построек на территории Башкирии обнажается в холмах –шиханах.

В артинский век на Урале значительно усилились горообразовательные процессы, а разрушение гор поставляло большое количество грубообломочного материала. Вследствие этого на восточном склоне прогиба разрез артинского яруса представлен молассой со значительной ролью конгломератов. В западном направлении размер обломков уменьшается и терригенные породы постепенно переходят в глинисто-мергелистые осадки. Моласса залегает с размывом на верхнем карбоне.

В кунгурский век произошло обмеление морского бассейна, занимающего территорию Предуральского краевого прогиба. Море отступило на север, а в средней и южной частях прогиба существовали громадные лагуны с соленой водой, в которых накапливались мощные толщи каменных и калийных солей. В Соликамском районе (осевая часть прогиба) соленосная толща имеет общую мощность около 600 м. Соленосные породы подстилаются толщей глин и мергелей и покрываются глинисто-ангидритовыми пластами толщиной около 230 м.

В северной части прогиба лагуны были пресными, заболоченными, поэтому в них отлагались терригенные толщи с мощными пластами каменного угля.

Разрезы восточной части Предуральского пргиба представлены чередующимися полимиктовыми песчаниками и аргиллитами с линзами гипсов и конгломератов. Накопление терригенных пород происходило в континентальных и морских условиях.

В целом для Предуральского краевого прогиба характерно постепенное убывание мощности пермских осадков с востока на запад. В нижней перми преобладают прибрежно-морские фации и фации мелководного моря, Верхнепермские разрезы сидетельствуют о преимущественно континентальных условиях осадконакопления.

Приполярные и полярные структуры прогиба (Коротаихинская и Косью-Роговская впадины) значительно отличаются по литологическому составу пермских отложений. Здесь пермские осадки несогласно залегают на разных отделах каменноугольной системы и достигают мощности 6500 м.

Воркутская и печорская серии верхней перми, представляют собой единую угленосную формацию. Они сложены чередующимися песчаниками, алевролитами и аргиллитами мелководно-морского происхождения с конкрециями и стяжениями железистого и карбонатного состава с прослоями конгломератов и угольными пластами.

На печорской серии лежат базальты триаса, перекрытые континентальными терригенными отложениями триаса (2500 м), юры (до 450 м) и мела (до 250 м).

В южной части Предуральского прогиба, в Бельской впадине, нижний триас представлен грубообломочной красноцветной континентальной молассой мощностью 1,5-2 км. На ней несогласно залегает толща серых глин, песков и бурых углей верхнего триаса мощностью до 0,5 км.

Отложения западной части прогиба почти не дислоцированы и залегают субгоризонтально. При движении на восток появляются субмеридионально вытянутые линейные складки с пологими и крутыми углами падения крыльев.

ЗАПАДНО - УРАЛЬСКАЯ МЕГАЗОНА

На западе она граничит с Предуральским краевым прогибом, на востоке – прилегает к Центрально-Уральской мегазоне. Эта мегазона протягивается в общем субмеридиональном направлении вдоль всего западного склона Урала. На отрезке от г.Чусового до г.Усть-Катава она образует дугообразный изгиб выпуклой частью к востоку, который носит название Уфимского амфитеатра. На Полярном Урале, на отрезке от г.Колокольня до субширотного течения р.Елец, структуры, слагающие рассматриваемую мегазону, приобретают северо-восточное простирание.

Западно-Уральская мегазона относится к внешней (палеоконтинентальной) части Уральской складчатой системы и сложена дислоцированными толщами широкого возрастного диапазона – от ордовика до перми. Докембрийские образования в этой мегазоне присутствуют в Приполярно-Уральском, Полярно-Уральском секторах, Полюдовской антиклинали и некоторых других структурах.

Ордовикские отложения сложены терригенно-карбонатными толщами. Ордовикские и силурийские отложения особенно развиты на Северном Урале в бассейнах рек Колвы и Вишеры.

В Уфимском амфитеатре на отложениях ордовика залегают силурийские и девонские терригенные и карбонатные породы.

Силурийские осадки сложены доломитами, известняками песчаниками и сланцами лландовери, на которых лежат карбонатные породы и песчаники.

Нижнедевонские карбонатные и терригенные отложения развиты в средней части Уфимского амфитеатра, в Кизеловском районе, на водоразделе Вишеры и Язьвы и в других районах. Широко распространены нижедевонские песчаники, всюду залегающие трансгрессивно на древних толщах ордовика и силура.

В средней части Уфимского амфитеатра, в Кизеловском районе и на водоразделе Вишеры и Язьвы выходят терригенные и карбонатные фации девона.

Каменноугольные отложения, пользующиеся в пределах мегазоны широким распространением, сложены карбонатными фациями и мощной угленосной толщей.

Завершают разрез карбонатные и терригенные отложения ассельского, сакмарского и артинского ярусов нижней перми.

Общая черта осадочных толщ Западно-Уральской мегазоны в пределах Среднего и Южного Урала – низкая степень метаморфизма и слабое развитие магматических образований. Здесь известны лишь небольшие тела серпентинизированных ультраосновных пород (к востоку от Бардымского хребта) и дайки габбро-диабазов среди ордовикских и силурийских отложений. Широкое развитие магматизм получил лишь в Полярно-Уральском сегменте рассматриваемой мегазоны.

Западно-Уральская мегазона – складчатая структура, осложненная многочисленными крупными и мелкими дизъюнктивами типа надвигов с крутыми и пологими восточными падениями сместителей. Простирание складок и разломов субмеридиональное, за исключением некоторых участков. Так, в северной части Уфимского амфитеатра складки приобретают северо-западное направление, а в южной части этого древнего выступа линейные складки рассматриваемой мегазоны имеют юго-западное простирание. Нередко складки носят изоклинальный характер с восточным крутым падением осевой плоскости. По направлению к границе с Предуральским краевым прогибом линейные складки постепенно выполаживаются, более пологими становятся и плоскости надвигов. Направление сместителей в большинстве случаев близко к простиранию осей складок.

Палеозойские отложения Западно-Уральской мегазоны относятся к шельфовым и батиальным, интенсивно смятым и надвинутым к западу. В этой мегазоне присутсвуют шарьяжи, перемещенные на запад и представленные батиальными, океаническими и островодужными комплексами (Бардымский, Сакмарский и Кракинский аллохтоны).

В пределах мегазоны с севера на юг выделяются следующие структуры (зоны) более низкого порядка: Карская, Нярминская, Оченырдская, Полярно-Уральская, Елецкая, Лемвинская, Кожимо-Вишерская (рис.3), Язьвинско-Чусовская, Бардымско-Айская, Зилаирская, Зилимско-Нугушская (рис.1). В южной оконечности Урала, находящейся на территории Казахстана, обособляется Южный периклинальный прогиб, в пределах которого Р.Г.Гарецкий, В.С.Журавлев и Р.А.Сегедин (1970) выделяют Актюбинское Приуралье, Западное Примугоджарье и Южное Примугоджарье (рис.4). Здесь погружаются структуры Предуральского прогиба и Западно-Уральской мегазоны.

В Полярно-Уральском секторе стратиграфический разрез уралид начинается очетывисской свитой верхнего рифея, а также бедамельской серией и генахадатинской свитой верхнего рифея – венда, носящими рифтогенный характер. В состав перечисленных стратиграфических подразделений входят песчаники, глинистые сланцы, алевролиты, а также вулканиты основного, среднего и кислого состава, их туфы, туффиты, туфопесчаники. Как правило, породы метаморфизованы в условиях зеленосланцевой фации.

Рифей-вендский разрез уралид наращивается тизнезашорской свитой и хойдышорской серией, относимыми большинством исследователей к венду. Этот стратиграфический уровень представлен метаморфизованными наземными вулканитами основного и кислого состава, а также кварцито-песчаниками и гравелитами.

На рифей-вендских рифтогенных комплексах со стратиграфическим перерывом залегают манитанырдская и погурейская свиты верхнего кембрия и нижнего ордовика. Состав свит: конгломераты, гравелиты, кварцитопесчаники, алевролиты, глинистые сланцы, кварциты, филлиты, известняки. Подчиненное положение занимают вулканогенные породы основного и кислого состава.

Характер осадков названных свит может указывать на формирование их в условиях континентального шельфа, примыкающего к океаническому бассейну.

Палеозойский разрез внешней (палеоконтинентальной) зоны уралид Полярного Урала наращивают кисуньинская и орангская свиты нижнего-среднего ордовика, а также щугоская и молюдшорская свиты среднего-верхнего ордовика. Формирование этих комплексов происходило уже в условиях континентального склона прогрессирующей на востоке спрединговой структуры. Состав кисуньинской и орангской свит: алевролиты, филлиты, серицит-альбит-кварцевые сланцы, карбонатные песчаники, известняки и малокалиевые базальты. Щугорская и молюдшорская свиты предстьавлены углисто-кремнистыми, углисто-кремнисто-глинистыми, глинисто-карбонатными сланцами, известняками и метаморфизованными вулканитами основного и среднего состава.

Как сказано выше, формации внешней зоны (миогеосинклинальной по старой терминологии) представляют собой комплексы шельфа и континентального склона, изученные В.Н.Пучковым (1975). На структурно-формационной карте Полярного Урала (рис.5) эти ассоциации изображены в виде оюской свиты Карской зоны и харотской свиты Нярминской и Оченырдской зон. Первая представлена известняками, песчаниками и сланцами, вторая - углистыми сланцами, глинистыми известняками и песчаниками. Более подробно комплексы шельфа и континентального склона уралид охарактеризованы в разделе, посвященном Елецкой и Лемвинской зонам.

В западной части уралид поздние отрезки истории Урала расшифровываются по сохранившимся отложениям континентальных морей. Это известняки и сланцы среднего девона-позднего карбона Карской и Пайпудынской зон, и завершающие разрез уралид терригенные породы и угли пермской системы.

В западном, северном и восточном обрамлении Полярного Урала располагаются комплексы чехла уралид (триас, юра, мел), представленные терригенными образованиями.

Современные структурно-формационные зоны Тюменского Урала представляют собой тектонически совмещенные и разделенные крупными разломами блоки доуралид и уралид. В частности, геологическая съемка показала, что Оченырдская зона, известная ранее как Малокарский антиклинорий, по субширотному разлому надвинута на отложения силура-нижнего девона (харотская свита) и девона-карбона Нярминской зоны. В связи с этим П.Е.Брагин и В.Г.Криночкин (1998) полагают, что Оченырдская структура является аллохтоном, перемещенным с востока на запад. Эти же авторы считают, что Харбейская зона (Харбейский антиклинорий) является шарьяжной пластиной, заключенной между ГУГРом и Западным надвигом, отделяющим древнюю Харбейскую зону от палеозойских пород.

В Оченырдской зоне среди вулканогенных образований бедамельской серии развиты небольшие многофазные гипабиссальные интрузии, состоящие из габбро, габбродиоритов, диоритов, кварцевых диоритов и плагиогранитов с краевыми порфиритовыми фациями. Они имеют четкие интрузивные контакты с породами бедамельской серии. Верхний предел их возраста не определен.

К древним блокам доуралид и ранним уралидам рифтогенной стадии (рифей-венд) приурочены протяженные поля даек габбро-диабазов двух поколений (венд-кембрий и верхний ордовик - нижний силур). Они всегда в той или иной степени метаморфизованы, а порой полностью превращены в хлорит-амфиболовые сланцы или амфиболиты. Жильные тела габбро-диабазов первого поколения выполняют субвертикальные трещины отрыва, обязанные напряжениям растяжения во время рассеянного рифтогенеза в венд-кембрийское время.

Особенно протяженный пояс образуют дайки габбро-диабазов конца ордовика - начала силура. Они слагают пластообразные тела мощностью 10-100 м, падающие на восток под углом 30-40⁰ и приурочены к трещинам скола, обязанным реализации мощных напряжений сжатия при формировании островных дуг западной периферии Уральского палеоокеана в названный отрезок геологического времени. Обычно они хорошо отпрепарированы в рельефе, образуя цепочки останцов. Рифтогенный этап формирования ранних уралид подчеркнут двумя поколениями вулкано-интрузивных комплексов кислого состава. К первому поколению относятся хахаремский, пайпудынский и очетинский гранит-липаритовые комплексы (поздний кембрий - ранний ордовик), ко второму - себетинский комплекс фельзит-порфиров и кварцевых порфиров (ранний-средний ордовик). Все четыре ассоциации представлены генетически и пространственно связанными покровами кислых эффузивов, субвулканическими телами и гипабиссальными интрузиями гранитов. Породы характеризуются повышенной щелочностью (при преобладании калия над натрием в весовом отношении) при низкой известковистости.

В составе Западно-Уральской мегазоны в пределах Тюменского Урала с севера на юг выделяются следующие структуры (зоны) более низкого порядка: Карская, Нярминская, Оченырдская, Полярно-Уральская, Елецкая, Лемвинская (рис.4,5).

В отличие от более южных районов рассматриваемой мегазоны, в Полярно-Уральском сегменте широкое развитие получил магматизм.

Карская зона. Расположена в крайней северо-западной части Полярного Урала и сложена комплексами предконтинентальной и континентальной стадий. Разрез начинается с няньворгинской свиты верхнего девона – нижнего карбона, сложенной глинисто-кремнистыми, глинисто-углисто-кремнистыми, глинисто-карбонатными сланцами. Выше по разрезу согласно залегают глинисто-углисто-кремнистые сланцы и известняки среднего-верхнего карбона. Завершает разрез уралид нижнепермская континентальная моласса, сложенная песчаниками, алевролитами и углями, на которой лежат платформенные осадки юрской и меловой систем.

Нярминская зона. Расположена в крайней северной части Полярного Урала. На северо-западе она граничит с Карской зоной, на юго-востоке – с Оченырдской зоной. Сложена осадочными породами шельфа и континентального склона (известняки, глинисто-углисто-кремнистые, глинисто-карбонатные сланцы, песчаники) с возрастным диапазоном от силура до верхнего девона, синхронными раннеостроводужной стадии развития палеоокеана. Завершают разрез осадочные континентальные отложения пермского возраста.

Оченырдская и Полярно-Уральская зоны Обе зоны расположены в северной части Полярного Урала. С северо-запада они граничат с Нярминской зоной, с юго-востока примыкают к древним поднятиям Центрально-Уральской мегазоны. Хотя структуры и отделены друг от друга крупными региональными разломами, но геологическое строение их примерно одинаковое, поэтому они рассматриваются вместе. Единственным крупным отличием Оченырдской структуры от Полярно-Уральской является факт рассечения последней огромным количеством мелких жильных тел габбро и диабазов с возрастным диапазоном от позднего ордовика до раннего силура и трассирующихся в северо-восточном (на юге) и северном (на севере) направлениях с утыканием почти под прямым углом в Байдарацкую губу. Особенно протяженный пояс образуют дайки габбро-диабазов ордовикско-силурийского возраста, хорошо отпрепарированные в рельефе. Мощность их варьирует в пределах 10-100 м.

Основанием геологического разреза названных зон служат древние породы, представленные бедамельской серией, включающей очетывисскую, генахадатинскую и тизнезашорскую свиты рифея-венда. Петрографический состав бедамельской серии: глинистые сланцы, песчаники, алевролиты, кварцитопесчаники, гравелиты, слабо метаморфизованные наземные вулканиты основного, среднего и кислого состава. Они знаменуют начальную рифтогенную (предокеаническую) стадию. Выше залегают палеозойские толщи уралид с возрастным диапазоном от кембрия до карбона. Комплексы шельфа пассивной окраины океана (датируют начало спрединга в палеоокеаническом секторе) представлены талотинской свитой (кварцитопесчаники, алевролиты, конгломераты, вулканиты основного и кислого состава). Разрез наращивается орангской свитой серицит-альбит-кварцевых сланцев и карбонатных песчаников, которые датируют углубление бассейна и являются комплексами континентального склона пассивной окраины. Примерно такая же геодинамическая обстановка фиксируется отложениями среднего-верхнего ордовика (глинисто-карбонатные и углисто-кремнистые сланцы, алевролиты, песчаники). Осадочные отложения харотской свиты силура – нижнего девона, на 80% представленные углистыми сланцами (в резко подчиненном количестве присутствуют глинистые известняки, песчаники и фосфориты), отлагались в условиях континентального склона. В палеоокеаническом секторе Полярного Урала этому возрасту соответствуют островодужные образования.

В отличие от двух предыдущих зон, Оченырдская зона включает широкий спектр магматических пород, формировавшихся в диапазоне времени от позднего кембрия до среднего ордовика. В 1963-68 гг. их изучал один из авторов этой книги при специализированной геологической съемке. В открытую печать эти материалы смогли попасть только в 1970-е годы (Лучинин, Еремеев, Шагалов и др., 1974). Ниже дается краткая характеристика вулкано-интрузивной формации, которая в то время была отнесена к категории «квазикратонных» по терминологии Ю.А.Кузнецова или «субсеквентных» в понимании Г.Штилле.

В Оченырдской зоне среди полей распространения горных пород бедамельской серии (район гг.Хахарем-Пэ и Кальдера-Пэ) закартированы полого залегающие покровные тела лав, кластолав и игнимбритов липаритового и трахилипаритового состава, обрамляющих кальдеры опускания. Самая большая из кальдер находится в районе г.Хахарэм-Пэ. Диаметр ее около 5 км. Центральная часть вулканической структуры сложена концентрически зональным массивом кварцевых порфиров и гранит-порфиров. С южной стороны кальдера обрамляется серией полукольцевых разломов, заполненных субвулканическими телами липаритового и трахилипаритового состава и линейно вытянутыми экструзивными куполами, также сложенными кислыми вулканитами. Краснокаменное изменение пород и наличие игнимбритов свидетельствует о наземных условиях формирования вулканитов. И.Л.Лучинин отнес эту вулкано-интрузивную ассоциацию к гранит-липаритовой формации, проявившейся после замыкания байкальской геосинклинали. В свете же новых данных о механизме формирования Уральского складчатого пояса с позиции тектоники плит, охарактеризованная выше формация относится к началу рифтогенного этапа, предшествующего зарождению спрединговой структуры палеозойского Уральского океана. Такая трактовка формации уже прозвучала в литературе (Пейве, Иванов и др., 1977). Подобные образования охарактеризованы И.Л.Лучининым и в других районах Урала, находящихся на территории Западно-Уральской или Центрально-Уральской мегазон.

Характерной особенностью залегания кислых вулканитов во всех объектах является их четкая временная привязка. Все они резко несогласно с размывом налегают на доордовикские отложения и покрываются грубообломочными осадками ордовика (Лучинин, 1974). Последний факт очень важен. Он свидетельствует об одновременном зарождении Уральского палеоокеана на всем протяжении Уральского складчатого пояса и ставит мощный барьер на пути «размножения» Уральских океанов по желанию некоторых современных исследователей.

Елецкая и Лемвинская зоны. Расположены в пределах Приполярного Урала и южного (субмеридионального) сегмента Полярного Урала.

С мобилистских позиций эта территория изучена В.Н.Пучковым, который выделил здесь палеозойские комплесы шельфа и континентального склона. Первые развиты в Елецкой зоне, вторые – в Лемвинской. На тектонической карте (Пейве, Иванов и др., 1977) Елецкая и Лемвинская зоны разделены компексами Предуральского краевого прогиба.

В Елецкой зоне комплексы щельфа лежат на допалеозойском фундаменте и разрез их ничем не отличается от разрезов платформенного чехла Русской плиты, непосредственным продолжением которого они являются.

Палеозойский разрез Елецкой зоны начинается тельпосской свитой нижнего ордовика. Свита представлена конгломератами, гравелитами и песчаниками.

Выше залегает фаунистически охарактеризованная щугорская свита среднего-верхнего ордовика, сложенная известняками, карбонатно-глинистыми, глинистыми и углистыми сланцами и доломитами. Свита согласно или с небольшим перерывом перекрывается отложениями силура.

Девонская система в Елецкой зоне представлена известняками с маломощными прослоями глинистых сланцев.

Разрез палеозоя заканчивается карбонатными толщами нижнего и среднего отделов карбона. В отличие от силурийско-девонского разреза, в известняках карбона отмечается повышенное количество углистого и кремнистого материала.

В Лемвинской зоне в палеозое сформировались формации континентального склона и подножия на границе континента и палеозойской впадины Уральского палеоокеана.

Разрез палеозоя Лемвинской зоны выглядит так (снизу вверх):

Нижний,средний и верхний ордовик представлен известняками, алевролитами, песчаниками с глауконитом, глинистыми, углисто-глинисто-кремнистыми сланцами

Силур сложен кремнисто-глинисто-углистыми сланцами, глинистыми известняками, фосфатными сланцами с граптолитами.

В девоне отлагались кварцевые песчаники, алевролиты, кремнисто-глинистые сланцы, прослои глинистых известняков. В верхней части разреза среди кремнистых сланцев фиксируются прослои трахиандезито-базальтовых порфиритов

В разрезе карбона преобладают глинистые и углисто-глинисто-кремнистые сланцы, известняки с конкрециями фосфоритов, прослои песчаников, алевролиты и аргиллиты.

Для Лемвинской зоны характерно чешуйчатое строение и сложные узкие, протяженные складки, сопровождаемые крупными продольными разломами. По мнению К.Г.Войновского-Кригера (1967), Лемвинская зона по пологому сместителю надвинута с востока на параавтохтонную Елецкую зону, плавно обтекая последнюю.

Кожимо-Вишерская зона. В северной части Кожимо-Вишерской зоны сложная складчатая структура осложнена пологими надвигами с перемещением толщ в западном направлении по пологим сместителям на расстояние до 25 км.

Язьвинско-Чусовская зона. Восадочных толщах Язьвинско-Чусовской зоны в направлении с севера на юг сгущается мозаика разорванных пологих и крутых складок, отдельные части которых сдвинуты в западном направлении по крутым и пологим сместителям восточного падения. Амплитуда смещения осадочных толщ в южной части Язьвинско-Чусовской зоны достигает десятков км. В большинстве случаев направление сместителей надвигов близкое к простиранию складок. Поверхности сместителей почти всегда падают на восток. У западной границы мегазоны надвиги очень пологие, в результате чего следы сместителей в плане имеют извилистые очертания.

На Среднем Урале в рассматриваемой зоне широко развиты отложения нижней перми. Меньший объем занимают отложения девона и карбона. Широко развиты складки, опрокинутые на запад. Крылья складок наклонены под углом 10-70⁰, причем, западные крылья более крутые, чем восточные. Иногда складки носят покровный характер и подстилаются надвигами.

Глубинное строение зоны хорошо изучено, поскольку с ней связана промышленная угленосность. На западном склоне Среднего Урала, в Пермской области, широко развита угленосная толща с многочисленными пластами коксующегося каменного угля Кизеловского угольного бассейна. Угли открыты в конце 18 века. Тогда и началась их добыча, которая продолжалась до 90-х годов ХХ столетия. Вследствие этого Язьвинско-Чусовская зона Западно-Уральской мегазоны довольно хорошо изучена. Здесь впервые на Урале были установлены пологие надвиговые структуры. Особенно ценной является информация, полученная в шахтах Луньевки, Кизела, Губахи, Усьвы и Гремячинска. По данным бурения и шахтной геологии в общей сложности в западной подзоне выявлено 11 надвигов, имеющих длину 90-170 км.

Наиболее изучен Луньевский надвиг площадью около 40 км², где под отложениями карбона, наклоненными на восток под углом 10-20⁰, скважинами встречены песчаники и аргиллиты артинского яруса нижней перми. Аллохтон подстилается пологим сместителем наклоненным к востоку под углом 8⁰ (рис. 5).

Кроме Луньевского, в Язьвинско-Чусовской зоне давно установлены Чусовской, Чикманский, Четырехбратский, Басковский, Всеволодо-Вильвенский и другие надвиги с амплитудой смещения до 5,5 км.

Зилаирская зона. Эта протяженная структура размещается между Башкирской зоной на западе и Уралтауской зоной на востоке. Она простирается от широты г.Белорецка на севере до р.Сакмары на юге.

Зилаирская зона сложена породами ордовика, силура и девона. Зилаирская свита фамена-турне сложена зеленовато-серыми песчаниками грауваккового типа, гравелитами, алевролитами, аргиллитами, глинистыми, кремнистыми, туфогенными сланцами с прослоями и линзами известняков. Отложения свиты характеризуются невыдержанностью отдельных горизонтов, плохой окатанностью обломков и обилием растительного детрита.

Зилаирская зона осложнена серией дизъюнктивов, тяготеющих к ее бортам.

В осевой части Зилаирской зоны размещаются Сакмарский и Кракинский аллохтоны, сочетающие батиальные осадки, лежащие в нижней части разрезов, с океаническими и островодужными тектоническими пластинами.

В настоящее время известно, что все образования Сакмарской зоны находятся в перемещенном и тектонически скученном состоянии. Свидетельством тому являются многочисленные зоны меланжа, хаотически разбросанные по всей Сакмарской зоне (рис.6). Формирование надвигов в Сакмарской зоне началось не ранее фаменского века. Именно этому времени соответствует начало образования грауваккового зилаирского флиша, состоящего из обломков двигающихся с востока на запад эффузивных толщ Магнитогорской островной дуги.

ЦЕНТРАЛЬНО – УРАЛЬСКАЯ МЕГАЗОНА

Складчатые сооружения Центрально-Уральской мегазоны протягиваются от Байдарацкой губы на севере до Орь-Илекского водораздела на юге. На западе эта крупнейшая структура Урала граничит с Западно-Уральской мегазоной, на востоке – с Тагило-Магнитогорской мегазоной, относящейся уже к внутренней (палеоокеанической) части Уральской складчатой системы, которая отделена от внешней (палеоконтинентальной) части Главным Уральским глубинным разломом. Общая протяженность Центрально-Уральской мегазоны с севера на юг составляет 2200 км. Мегазона сложена породами широкого возрастного диапазона – от протерозоя до нижней перми.

С севера на юг в пределах рассматриваемой мегазоны выделяются следующие структуры (зоны) второго порядка: Байдарацкая, Няровейская, Харбейская, Марункеуская, Хараматолоуская (Полярный Урал), Ляпинская (Приполярный Урал), Верхнепечорско-Исовская, Улсовско-Койвинская, Кваркушско-Каменногорская (Северный и Средний Урал), Билимбаевская, Башкирская, Уралтауская (Южный Урал).

Харбейский, Няровейский, Марункеуский и Байдарацкий древние блоки (Полярный Урал).

Доуралиды. В геологическом строении доуралид принимают участие марункеуский и харбейский комплексы нижнего протерозоя, няровейская, немурюганская свиты рифея.

Наиболее древние образования доуралид представлены харбейским комплексом с абсолютным возрастом 1900 млн лет. Нижняя часть харбейского комплекса сложена преимущественно амфиболитами, перемежающимися с биотитовыми, амфибол-биотитовыми и двуслюдяными гнейсами, среди которых встречаются прослои железистых кварцитов и слюдистых мраморов, образующих брахиструктуры. В центральных частях брахиструктур широко развиты мигматиты, обязанные своим происхождением метасоматической гранитизации.

В верхней части разреза харбейского комплекса преобладают амфибол-слюдяные, слюдяно-кварцевые, гранат-слюдяно-кварцевые и другие сланцы с дистеном, ставролитом, силлиманитом, а также прослои слюдистых кварцитов. Мощность харбейского комплекса оценивается в 3500-4000 м.

В состав марункеуского комплекса входят амфиболиты, гнейсы, мигматиты и эклогиты. Последние фиксируются в виде отдельных пластов и линз мощностью от 50 до 300 м среди амфиболитов и гнейсов. Максимальный возраст их, определенный калий-аргоновым методом по флогопиту, составляет 1650 млн. лет. Мощность серии достигает 800-1000 м.

Няровейская и немурюганская свиты рифейского возраста слагают древние Няровейский и Байдарацкий блоки. Они представлены кристаллическими сланцами, углисто-кварцевыми сланцами, кварцитопесчаниками, кварцитами, метаморфизованными вулканитами от основного до кислого состава, аповулканогенными сланцами амфибол-хлоритового состава с эпидотом и цоизитом, хлорит-серицит-альбит-кварцевыми сланцами, амфиболитами, а также линзами мраморизованных известняков и мраморов. В немурюганской свите обнаружены микрофитолиты и желваковые строматолиты.

Доуралиды древних блоков собраны в сложные складчатые структуры, направление шарниров которых имеет субширотное простирание, в отличие от более молодых, уральских, структур субмеридионального направления. В палеозое докембрийские структуры претерпели тектоно-магматическую активизацию, усложнившую их строение.

К наиболее древним магматическим комплексам в пределах распространения доуралид относятся мелкие тела метаморфизованных ультрабазитов и габбро с абсолютным возрастом от 800 до 600 млн.лет, пространственно связанные с метаморфитами Марункеуского, Харбейского и Няровейского блоков. Породы настолько серпентинизированы, что в них с трудом устанавливаются первичные минералы.

Все выступы доуральских структур ограничены разломами регионального уровня.

Уралиды. В древнем Няровейском и Байдарацком блоках к уралидам относятся рифтогенные образования генахадатинской свиты позднегорифея–венда, сложенные глинистыми сланцами и метаморфизованными вулканитами среднего, реже кислого состава. В Байдарацком блоке закартированы также отложения талотинской свиты верхнего кембрия – нижнего ордовика, представленные кварцито-песчаниками, алевролитами, филлитами, конгломератами, реже вулканитами различного состава.

К уралидам в пределах доуральских блоков относятся и два поколения гранитоидов нормального кали-натрового ряда, сосредоточенных главным образом в трех древних зонах - Харбейской, Марункеуской и Няровейской.

Гранитоиды первого поколения имеют ранне-среднепалеозойский возраст. Они образуют небольшие по площади (до нескольких кв. км) линзообразные тела согласные с вмещающими породами без следов внедрения расплава и обычно окружены ореолами мигматитов. Происхождение их метасоматическое и палингенное.

Малые тела гранитоидов второго поколения более молодые (средне-позднепалеозойские). Они сосредоточены в основном в пределах Харбейского блока, носят интрузивный характер и чаще всего обнаруживают отчетливые следы закалки в эндоконтактах. С этими интрузиями генетически связано медно-молибденовое оруденение (Харбейское месторождение).

Гранитообразование в древних блоках обычно связывается исследователями с процессами тектоно-магматической активизации доуралид в связи с формированием на востоке внутренней зоны герцинид Урала.

Хараматолоуский блок занимает значительную площадь в верховьях р.Хараматолоу и ее притоков. С северо-востока он граничит с массивом Райиз, с юга – с Войкаро-Сыньинским массиврм, с востока соприкасается с магматитами и метаморфитами собского комплекса, на западе контактирует с Елецкой зоной. Все контакты блока с окружающими комплексами тектонические.

Хараматолоуский блок сложен тремя свитами метаморфитов рифейского возраста. Они входят в состав х араматолоуской серии среднего-верхнего рифея.

В составе серии эпидот-альбитовые, гранат-эпидот-альбитовые амфиболиты, зеленые сланцы эпидот-альбит-актинолитового состава, биотитовые и двуслюдяные кварциты, графит-кварцевые сланцы гондиты, железистые кварциты, прослои мраморизованных известняков. Преобладают амфиболиты и амфиболовые сланцы. Породы метаморфизованы в условиях эпидот-амфиболдитовой и амфиболитовой фаций.

Характерная черта серии – наличие магнетитовых гондитов и железистых кварцитов мощностью до 20 м. В известняках и карбонат-графитовых сланцах обнаружены микрофоссилии.

Ляпинская зона (антиклинорий). Геологические образования Ляпинской зоны состоят из двух структурных этажей – доордовикского и палеозойского.

Нижний структурный этаж сложен в разной степени метаморфизованными доордовикскими осадочными и вулканогенными образованиями, прорванными интрузиями гранитоидов. На доордовикских образованиях трансгрессивно залегают ордовикские толщи верхнего структурного этажа.

Доордовикские стратифицированные образования имеют протерозойский возраст.

Раннепротерозойские комплексы представлены гранат-слюдяно-кварцевыми сланцами и кварц-полевошпатовыми гнейсами, слагающими ядерные части куполов.

Вышележащие свиты формируют верхнюю, рифейскую, часть докембрийских образований Ляпинской зоны. Причем, в основании рифея некоторыми исследователями отмечается континентальный перерыв. Разрез нижнего рифея представлен светло-серыми, лилово-серыми, желтоватыми ленточно-слоистыми мраморами с хлоритом и слюдой, а также прослоями туффитов и филлитов. В верхней части разреза встречаются битуминозные известняки и метаморфизованные эффузивы основного состава.

Разрез докембрийского структурного этажа наращивается средним рифеем, сложенным переслаивающимися зеленовато-серыми, буроватыми и темно-серыми (за счет примеси графита) микроплойчатыми кварц-хлорит-слюдяными сланцами с прослоями слюдистых кварцитов в основании свиты.

Верхний рифей представлен переслаивающимися толстоплитчатыми кварцитопесчаниками светло-серого и буроватого цвета, полосчатыми сланцами, вулканогенными и туфогенными сланцами и пластовыми залежами фельзит-порфиров.

Фаунистически охарактеризованных кембрийских отложений на Приполярном Урале нет. По-видимому, в этот отрезок времени здесь были континентальные условия, о чем свидетельствует кора выветривания педположительно кембрийского возраста, реликты которой обнаружены В.С.Озеровым (1998) в северо-западной части Ляпинской зоны.

На восточном склоне Приполярного Урала, за широкой полосой докембрия вплоть до ГУГРа и интрузий Платиноносного пояса, закартированы палеозойские отложения, разрез которых начинает нижний ордовик. В его составе преобладают аркозовые песчаники. Значительный объем занят туфосланцами и филлитовидными сланцами с углистым веществом.

Выше залегают отложения нижнего-среднего ордовика, представленные рассланцованными алевролитами и филлитами, хлорит-актинолитовыми сланцами, вулканогенно-туфогенными породами и редкими прослоями и линзами графитоидных сланцев и известняков с фауной.

Завершает ордовикский разрез Ляпинской зоны графитисто-кварцевые, кварц-серицит-карбонатные сланцаы и филлиты с прослоями мраморизованных известняков.

Наиболее древние магматические ассоциации представлены парнукским габбро-диоритовым интрузивнымкомплек сом позднегорифея-венда, приуроченным к зоне разлома.

Сивьягинско-манарагский габбро-монцонит-гранодиоритовыйкомплек с позднего рифея-венда, является интрузивным комагматом лорцемпейского трахиандезит-базальтового комплекса. Комплекс представлен габбро, габбродиоритами, сиенитодиоритами, и монцонитами.

Сальнерско-маньхамбовский гранитный комплекс. Самый крупный массив, относящийся к этой ассоциации – интрузия Мань-Хамбо (600 км²), восточная часть которой детально изучена С.С.Щербиным, А.Ф.Коптяевым и В.Б.Челноковым (1971).

По данным этих авторов, гипабиссальная интрузия Мань-Хамбо прорывает докембрийские кристаллические сланцы и гнейсы, а также малые интрузии габбро-диоритов, находящиеся в этой древней толще. Вмещающие породы подверглись контактовому воздействию со стороны интрузии. На размытой поверхности метаморфической толщи и гранитов Мань-Хамбо несогласно лежит хобеинская свита песчаников и сланцев позднего рифея с базальными конгломератами, содержащими гальку и валуны гранитов массива.

Верхнепечорско-Исовская зона (антиклинорий). Эта структура протягивается от верховий реки Печоры на севере до верховий р.Ис на юге.Антиклинорий сложен свитами среднего кембрия. Первые две свиты осадочные (карбонатные осадки, кварциты и сланцы, метаморфизованные вулканиты основного и реже кислого состава).

В восточном крыле антиклинория, имеющем общее восточное падение, развиты мелкие асимметричные складки, запрокинутые к западу. В западном крыле антиклинория расположен поясмелких массивов ультрабазитов, габброидов и гранитоидов, а также даек диабазов.

Как на западе, так и на востоке зоны установлены крупные взбросы и надвиги со сместителями, падающими на восток. Во многих местах кембрийские свиты надвинуты на отложения ордовика.

Улсовско-Койвинская зона (синклинорий). Субмеридиональная структура шириной до 20 км, граничащая с запада с Кваркушско-Каменногорской зоной, а на востоке – с узкой полосой Верхнепечорско-Исовской зоны.

Зона сложена на периферии тельпосской свитой нижнего ордовика, а в центральной части обнажаются верхнеордовикские терригенные и карбонатные осадки. Основание тельпосской свиты представлено базальными конгломератами с обломками доордовикских пород. В отдельных участках сохранились от размыва карбонатные отложения силура.

В.Н.Пучков (2000) рассматривает палеозойские осадки этой зоны шельфовыми.

Все породы синклинория сложены в складки, запрокинутые на запад, поэтому падение слоев почти всюду восточное и северо-восточное. Западное крыло структуры более пологое (углы падения пород 15-65⁰), восточное - более крутое (углы падения 50-85⁰). Оно перекрыто надвинутыми с востока доордовикскими толщами Верхнепечорско-Исовской зоны.

Кваркушско-Каменногорская зона (мегантиклинорий). Эта крупная структура граничит на западе с Западно-Уральской мегазоной, а на востоке – с Улсовско-Койвинской зоной и Тагило-Магнитогорской мегазоной. Общая ее протяженность с севера на юг составляет около 380 км, а ширина изменяется от 10 до 60 км.

Рассматриваемая зона сложена стратифицированными образованиями верхнего рифея и венда, выделенными под названиями кедровской, басегской, серебрянской и сылвицкой серий.

Литологический состав серий: редкогалечниковые тиллитовидные конгломераты с прослоями аркозовых песчаников, доломиты (в которых встречены строматолиты), алевролиты, алевритистые глинистые сланцы, мелкозернистые песчаники, тонкое чередование филлитовидных сланцев, алевролитов и пестроцветных известняков, темно-серые полосчатые слабоуглистые глинистые сланцы с редкими прослоями алевритов, карбонатные, кремнистые породы и фосфориты.

Доордовикские отложения перекрыты тельпосской свитой нижнего ордовика.

В тектоническом отношении Кваркушско-Каменногорская зона представляет собой сложную структуру, состоящую из двух крупных антиклинориев Кваркушского (на севере) и Каменногорского (на юге). Оба антиклинория разделены Усьвинско-Серебрянской седловиной. Стратифицированные толщи сложены в складки разных порядков, вытянутые в субмеридиональном направлении. Осевые плоскости складок, часто носящих изоклинальный характер, падают на восток под углами 40-80⁰. Залегание пород сильно осложнено многочисленными сбросами, взбросами, и надвигами с восточным падением сместителей.

Среди стратифицированных образований рифея-венда размещается довольно большое количество магматических комплексов.

Самой ранней интрузивной ассоциацией является сарановский габбро-анортозит-дунит-гарцбургитовый комплекс(750 млн лет). Тела этого комплекса залегают среди басегской серии верхнего рифея в виде линз и пластин с тектоническими контактами. Они расположены в 100 км к востоку от г. Чусового. Площадь выхода на поверхность главного ультрабазит-базитового тела, с которым связано Сарановское месторождение хромитов, составляет всего 0,22кв.км. Массив протягивается в субмеридиональном направлении на 188 м при ширине около 200 м и круто падает на восток несколько выполаживаясь на глубине. Хромиты образуют 3 жилообразных тела мощностью от 5 до 10 м. Содержание Cr₂O₅ небольшое – от 34 до 39 %. Кроме того, руды содержат до 18-20 % железа, поэтому в СССР они использовались лишь как химическое сырье и огнеупоры. Кроме Сарановского массива к этому комплексу отнесен Шакюревский габбро-перидотитовый массив с абсолютным возрастом (U – Pb метод) 745 млн лет.

Троицкий граносиенитовый комплекс. Эта итрузивная ассоциация представлена небольшим одноименным (Троицким) массивом, расположенным на правобережье р.Косьвы в ее среднем течении. Размеры его в плане 9,5 х 2,2 км. Интрузия сложена граносиенитами порфировидной структуры, состоящими из калиевого полевого шпата, плагиоклаза, кварца и биотита.

Граносиениты содержат ксенолиты пород верхнего рифея. Абсолютный возраст интрузии, полученный Rb – Sr методом, 621 ± 12 млн лет.

Гранит-риолитовый комплекс.К омплексслагает субвулканические тела среди басегской серии верхнего рифея, сложенные кварцевыми и кварцево-полевошпатовыми порфирами и гранит- порфирами, подвергнутыми процессам метасоматоза.

И.Л.Лучинин (1969,1974) охарактеризовал двухфазную субвулканическую интрузию, расположенную в районе г.Ослянки, относящуюся, по-видимому, к этой же ассоциации. Ширина выходов интрузии 400 м, протяженность в субмеридиональном направлении около 10 км. Падение тела интрузии восточное под углом 50⁰. Массив сложен трахилипаритами. В его лежачем боку залегает полоса вулканокластических игнимбритовидных пород липаритового состава мощностью 20-30 м, которые содержат ксенолиты порфиритоидов, сланцев, песчаников и трахилипаритов.

Возраст пород комплекса оценивается разными исследователями от докембрия до позднего палеозоя и требует изучения современными изотопно-геохронологическими методами.

Башкирская зона (мегантиклинорий). Крупная тектоническая структура, ограниченная с запада Западно-Уральской мегазоной, а на востоке – Зилаирской зоной. Общая протяженность Башкирской зоны с севера на юг около 300 км при ширине 50-60 км.

Башкирская зона представляет собой гигантский тектонический блок, в ядре которого обнажаются архейские и протерозойские породы. Северо-восточная часть Башкирской зоны, выделяемая под названием Тараташской структуры, сложена самыми древними породами Урала – тараташской серией архея, представленной породами высокой степени метаморфизма – гнейсами и амфиболитами, железистыми кварцитами, которые вмещают небольшие интрузии габбро и гранитов. Тараташская серия рассматривается исследователями как выступ фундамента Русской платформы. Породы тараташской серии имеют северо-восточное, почти широтное простирание и сложены в складки этих направлений.

На тараташской серии с несогласием и перерывом залегает бурзянская серия рифея, сложенная филлитовидными, углистыми и глинистыми сланцами, доломитами, мергелями, магнезитами, филлитами, метаэффузивами и их туфами, а также пластами сидеритов и бурых железняков. В основании серии залегают базальные горизонты песчаников и конгломератов.

Бурзянская серия прорвана Бердяушским массивом гранитов-рапакиви с абсолютным возрастом 1400 млн лет.

На бурзянской серии несогласно залегает юрматинская серия рифея, сложенная рядом свит. Литологический состав их: кварциты, кварцитопесчаники с прослоями алевритов и филлитов, песчаники, алевролиты, углисто-глинистые и слюдисто-хлоритовыми сланцы с пластами бурых железняков и доломитов, филлитовидные и серицито-хлоритовые сланцы с пачками известняков, доломитов и пластами бурых железняков. В карбонатных породах содержатся остатки строматолитов и онколитов.

Юрматинская серия несогласно перекрывается каратауской серией рифея.

Она состоит из гравелитов, песчаников, кварцитов, алевролитов, известняков с водорослями, строматолитами и онколитами, мергелей красного цвета, доломитов с остатками строматолитов, филлиты. В основании серии имеются гравелиты.

Каратауская серия с размывом перекрыта ашинской серией венда. Некоторые исследователи относят эту серию к кембрию и даже к ордовику.

Литологический состав серии: ожелезненные песчаники, алевролиты с глауконитом и прослоями гематитовых руд, аркозовые песчаники, гравелиты и конгломераты, пестроцветные алевролиты и глинистые сланцы. песчаники бордового цвета с прослоями гравелитов. аргиллиты.

Характерной особенностью разреза палеозоя Башкирской зоны является отсутствие силурийских и нижнедевонских осадков.

Граниты, залегающие среди тараташской свиты, имеют либо согласное залегание с вмещающими гнейсами и амфиболитами, либо прорывают их. Часто гранитный материал образует тонкие инъекции в гнейсах или мигматиты.

Внутреннее строение Башкирской зоны очень сложное. Протяженные линейные складки с крутыми крыльями повсеместно осложнены многочисленными протяженными разрывами, имеющими характер сбросов, взбросов и надвигов с амплитудой смещения до нескольких км. К примеру, Зильмердагский надвиг в западной части структуры простирается в субмеридиональном направлении на 200 км. Сместители всегда имеют крутое восточное падение. По ним блоки перемещены на запад. При сгущении надвигов структура приобретает чешуйчатое строение. Особенно густая сеть надвигов фиксируется в восточной части структуры, граничащей с Зилаирской зоной. Крайняя западная часть Башкирской зоны (Каратауская структура) по разлому надвинута на пермские и карбоновые отложения Русской платформы.

Уралтауская зона (мегантиклинорий). Эта древняя структура граничит на западе с Башкирской и Зилаирской зонами, а на востоке по Главному Уральскому разлому – с Тагило-Магнитогорской мегазоной.

Уралтауский антиклинорий сложен главным образом метаморфическими образованиями, которые подразделяются на два комплекса – максютовский и суванякский.

Максютовский метаморфический комплекс распространен в средней и южной частях антиклинория. Он подразделен на ряд свит, сложенных полевошпатовыми и аркозовыми кварцитами, мусковит-кварцевым альбит-мусковит-кварцевыми, хлорит-мусковит-кварцевыми, эпидот-амфибол-альбитовыми, графит-кварцевыми и другими сланцами, метаморфизованными эффузивами, нередко содержащими гранат. В разрезе встречаются гранат-глаукофан-мусковитовые сланцы, измененные эклогиты, линзовидные тела серпентинитов и мраморизованных известняков.

Суванякский комплекс слагает западную часть структуры и объединяет мощную толщу осадочно-метаморфических пород (метаморфизованные конгломераты, гравелиты, кварциты, мусковит-кварцевые сланцы). С породами максютовского комплекса они имеют тектонические контакты.

Возраст обоих комплексов Уралтау отвечает рифею.

Для пород максютовского комплекса характерны сложные брахиморфные складки, а для суванякского комплекса – линейно вытянутые.

С вулканогенно-осадочной толщей максютовского комплекса пространственно связаны тела ультрабазитов.

На метаморфических толщах западной части антиклинория залегают палеонтологически охарактеризованные вулканогенно-осадочные отложения ордовика, в грубообломочных породах которых содержатся гальки нижележащих метаморфических пород.

Барангульский габбро-гранитный комплекс. В северной части хребта Уралтау, в субменидиональном поле развития мазаринского метавулканического комплекса, среди метаморфизованных осадочных пород мазаринской свиты расположены интрузивные массивы. Они локализованы в полосе, вытянутой с юго-запада на северо-восток в соответствии с общей тектонической структурой района и приурочены к зоне разлома на западном крыле антиклинория Уралтау.

Гранитоиды массивов характеризуются в целом согласным залеганием с осадочно-метаморфическими комплексами. Экзоконтактовые изменения выражены в очень слабом ороговиковании, окварцевании и альбитизации.

Породы часто рассланцованы, особенно в краевых частях массивов, милонитизированы и превращены в гнейсы и апогранитные сланцы с линзовидно-очковой структурой.

В самой северной части Уралтауской зоны расположена Уфалейская подзона, сложенная амфиболитами, амфиболовыми гнейсами, слюдяными сланцами, слагающими крутые складки, опрокинутые на запад. Падение крыльев складок восточное под углами 20-80⁰. Складчатые структуры осложнены дизъюнктивами субмеридионального направления. В восточной части структуры залегает пластовая интрузия гранитов.

Среди гнейсов, амфиболитов и кристаллических сланцев согласно размещаются мелкие тела и тонкие инъекции гранитов, образующие мигматитовые зоны.

Дата добавления: 2013-12-12