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 этих образований трактуется исследователями по разному. Одни считают их докембрийскими, другие - позднепалеозойскими.

Докембрийские толщи фаунистически охарактеризованы и подтверждены данными абсолютного возраста в Кочкарском районе, в Мурзинско-Адуйской и Ильменогорской зонах. Все они относятся к рифею.

Основываясь главным образом на данных абсолютного возраста, можно выделить в Восточно-Уральской мегазоне несколько микроконтинентов: Сысертско-Ильменогорский, Кочкарский, Карталинский, Восточно-Мугоджарский, а в Зауралье – Зауральский микроконтинент. Что касается Верхотурско-Салдинского микроконтинента, который числится в Стратиграфических схемах Урала (1993), то на этот счет у исследователей до сих пор нет единого мнения.

Разрез по р.Туре, сделанный автором настоящей работы в 1969 г., довольно определенно свидетельствует о догранитном возрасте регионального метаморфизма в Верхотурско-Салдинской глыбе.

Кембрий. Кембрийские отложения описаны Н.Ф.Мамаевым на р.Санарке (Южный Урал). Здесь в основании разреза нижнего кембрия залегают полимиктовые песчаники и сланцы, выше которых размещаются известняки с археоциатами ленского подъяруса (Мамаев, Черменинова, 1973). Известняки перекрыты мощной толщей полимиктовых песчаников, алевролитов и сланцев с прослоями и линзами известняков. Породы монотонно падают на юго-восток под углом 50⁰. Мощность отложений до 1500 м. Кембрийские отложения подстилаются кремнистыми и туфогенными сланцами докембрия.

Ордовик. Охарактеризованный брахиоподами нижний отдел ордовика представлен кварцитами, кварцито-песчаниками, алевролитами, кремнистыми и филлитовидными сланцами мощностью до 480 м.

Среднеордовикские толщи описаны в пределах Восточно-Уральской зоны в в нескольких пунктах. Они состоят из базальных конгломерватов, полимиктовых песчаников и яшмовидных кремнистых сланцев, зеленоватых и вишневых миндалекаменных порфиритов и туфов с пластами туфопесчаников, туфосланцев, светло-серых известняков, глинистых сланцев, алевролитов.

Фаунистически охарактеризованных верхнеордовикских отложений в Восточно-Уральской зоне нет.

Силур. Фаунистически охарактеризованные отложения силура Восточно-Уральской зоны сложены базальтовые порфиритами, чередующимися с мелкообломочными туфами плагиоклазовых и пироксен-плагиоклазовых порфиритов и туфоконгломератами, глинисто-известковистыми сланцами, известняками, кварцево-известковистыми песчаникоами.

Девон. Девонские отложения восточного склона Урала представлены известняками, углистыми и глинистыми сланцами, порфиритами, лавами основного состава,туфопесчаниками, красноцветными конгломероатами, гравелитами.

Карбон. Нижнекаменноугольные отложения в Восточно-Уральской зоне представлены всеми тремя ярусами.

Турнейский ярус представлен переслаивающимися аргиллитами и алевролитами, темными известняками, местами замещенными основными лавами, их туфами и кремнистыми породами.

Визейский ярус представлен известняками, угленосными отложениями (песчаники, глинистые и глинисто-углистые сланцы, угли), в которых выделяются континентально-лагунные и дельтовые фации с многочисленными пластами угля, в том числе промышленной мощности.

В западной части Алапаевско-Теченской зоны среди пород угленосной толщи часто встречаются основные лавы и их туфы.

Серпуховский ярус согласно ложится на визейские осадки. Он сложен светлыми неслоистыми известняками мощностью 250-300 м.

Средний карбон на Среднем Урале в пределах Восточно-Уральской зоны всюду залегает согласно на нижнекаменноугольных отложениях и представлен башкирским и московским ярусами.

Башкирский ярус сложен глинистыми и углистыми сланцами, которые вверху сменяются пластами известняков, полимиктовых и известковых песчаников и глинистых сланцев.

Отложения московского яруса залегают на башкирских слоях трансгрессивно. Они сложены преимущественно обломочными породами и прослоями известняков,

Вулканизм. Наиболее древние вулканические породы Восточно-Уральской зоны имеют преимущественно силурийский и раннедевонский возраст,

Среднедевонские эффузивы сосредоточены в узкой полосе самой восточной периферии структуры, выделяемой на тектонических картах под названием Восточно-Уральского прогиба (в нашей схеме Восточно-Уральский прогиб входит в состав Восточно-Уральской мегазоны), а также в участках, граничащих с Тагило-Магнитогорской мегазоной. Вулканиты среднего девона представлены на юге андезитовыми и андезито-дацитовыми порфиритами, дацитовыми порфирами и их туфами с небольшими телами диабазов и альбитофиров. В более северных районах в лавах преобладает основной материал. Так, небольшие участки распространения среднедевонских вулканитов известны к востоку от г.Нижняя Салда (туфы и лавы андезито-базвльтового состава в сочетании с известняками и глинистыми сланцами). Примерно такая же толща выходит возле пос.Айдырлинский и в верхнем течении р.Кумак. Все эти факты свидетельствуют о затухании вулканизма в середине девона на этой территории, подверженной сжимающим усилиям. К концу девона вулканические процессы в Восточно-Уральской мегазоне почти совсем прекратились. Позднедевонские андезитовые порфириты и дациты известны лишь в узкой приразломной полосе, простирающейся от г.Алапаевска на севере до г.Артемовска на юге.

Вулканизм каменноугольного периода почти не отличался от среднедевонского по вещественному составу и географии распространения. Он был сосредоточен на территории Восточно-Уральского прогиба и в узкой полосе сочленения Восточно-Уральской и Тагило-Магнитогорской мегазон. Возраст вулканитов здесь турнейско-визейский и представлены они андезитовыми и андезито-базальтовыми порфиритами, липаритовыми порфирами и их туфами, которые чередуются с угленосными отложениями. Извержения происходили из вулканов центрального типа.

Давая общую оценку каменноугольного вулканизма Восточно-Уральской мегазоны, можно уверенно сказать, что масштаб его проявления был несравненно слабее, чем в Магнитогорской зоне, что, вероятно, объясняется режимом сжатия, господствовавшем к востоку от последней.

Интрузии. Эталоном проявления позднепалеозойского гранитоидного магматизма и связанного с ним зонального метаморфизма вмещающих осадочно-вулканогенных толщ является Верхотурско-Верхисетская зона, входящая в состав Восточно-Уральской мегазоны.

По Г.Б.Ферштатеру и другим (2005, 2007), ряд палеозойских гранитоидных ассоциаций В Восточно-Уральской зоне начинает крупный силурийский Рефтинский плутон габбро и плагиогранитов, породы которого содержат циркон с возрастом 425-430 млн лет. Массив образует интрузивные контакты с Баженовским офиолитовым массивом и содержит ксенолиты альпинотипных ультрабазитов. По геохимическим особенностям габбро-плагиогранитная серия Рефтинского массива соответствует современным островодужным магматитам.

В среднем карбоне в северо-западном мегаблоке появляется тоналит-гранодиоритовая серия, слагающая в настоящее время Верхисетский, Шарташский и другие массивы, абсолютный возраст которых 330-320 млн лет.

К пермскому времени относится мощное гранитообразование в палеоконтинентальных зонах восточного склона Среднего и Южного Урала. Оно связано с коллизией континентальной зоны юго-восточного мегаблока с Казахстанским континентом (290 млн лет), а позднее – с коллизией юго-восточного и северо-западного мегаблоков (рис.28).

К концу перми относится формация малых позднеорогенных гранитоидных интрузий в Кочкарском районе Южного Урала. Формация представлена небольшими штокообразными и дайкообразными интрузиями, контролируемыми зонами тектонических нарушений. Интрузии сложены розовыми аляскитовыми гранитами, сформированными в две фазы. Особенности петрографического состава гранитов: калий-натриевые полевые шпаты, микропегматит, миароловые пустоты (признаки формирования на малых глубинах), среди акцессориев характерны торит, ураноторит, уранинит. Главные геохимические особенности: повышенное содержание урана, тория, свинца, иттрия. Абсолютный возраст малых интрузий – 240 млн лет. Все они характеризуются крутопадающими контактами, приуроченностью к субмеридиональным зонам разломов и оперяющим их тектоническим нарушениям, наличием экзоконтактовых роговиков и закаленных контактов, широким развитием микропегматитовых структур и т.д (рис.30). Все эти признаки присущи интрузиям, формирующимся в спокойных тектонических условиях растяжения земной коры.

Малые интрузии прорывают отложения нижнего карбона. Абсолютный возраст Кумакской дайки 250-220 млн лет. Гранит-порфиры района р.Кугутык имеют абсолютный возраст 260-236 млн лет.

Обращает на себя внимание одновозрастность малых интрузий Восточно-Уральской зоны и гипабиссальных массивов, выделяемых в Магнитогорской зоне, что свидетельствует о стабилизации в конце перми всего Уральского подвижного пояса.

Кроме существенно гранитоидного магматизма в Восточно-Уральской мегазоне в палеозойскую эру имел место щелочной магматизм, который сосредоточен в Сысертско-Ильменогорской зоне. Абсолютный возраст щелочных массивов 310-250 млн лет (Овчинников, Ступникова, 1962).

ЗАУРАЛЬСКАЯ МЕГАЗОНА

В южной и средней частях Уральского складчатого пояса в Зауральскую мегазону входят следующие структуры (с запада на восток): Зауральское поднятие, Тюменско-Кустанайский прогиб, Тобольско-Кушмурунское поднятие (рис.1).

Зауральские структуры изучены несравненно слабее открытой части Урала. Общая ширина их достигает 300 км и значительно превышает таковую открытых структур Урала в самой широкой их части.

По данным бурения и геофизических исследований, зауральские структуры имеют субмеридиональное простирание и сложены осадочными, вулканическими, интрузивными и метаморфическими породами аналогичными пралеозойским и частично рифейским породам восточного склона Урала. По сути дела палеозойские структуры Зауралья являются фундаментом молодой Западно-Сибирской плиты. Мезозойские и кайнозойские отложения чехла плиты лежат здесь на глубоко размытой поверхности уралид, которые частично обнажены в долинах некоторых рек в Южном Зауралье.

Дата добавления: 2013-12-12