Глобальные катастрофические события и их роль при стратиграфических
корреляциях осадочных бассейнов разного типа

4.5. Южный Урал

На западном склоне Южного Урала в пределах западного и восточного склонов Башкирского антиклинория В.Н. Барышевым детально изучены разрезы верхнедевонских отложений, в которых прослежены стандартные конодонтовые зоны. На рис. 4.3. приведены данные по 12 разрезам на западе антиклинория в Бельско-Елецкой структурно-фациальной зоне и 1 разрез на востоке - у западной границы Зилаирского синклинория.

Рис. 4.3. Интервалы гиатусов (заштриховано) в разрезах пограничных отложений франского - фаменского ярусов в западной части Южного Урала.

Разрезы I - XII расположены в пределах субмеридиональной полосы протяженностью около 140 км (нумерация с ЮЮЗ на ССВ). Отложения позднего девона представлены здесь карбонатными породами, преимущественно известняками. Анализ пограничных отложений между франским и фаменским ярусами показывает, что в большинстве разрезов отсутствуют отложения тех или иных конодонтовых зон вблизи этой границы, фиксирующие гиатусы различного объема. Лишь в 4 разрезах выделены все стандартные конодонтовые зоны. Геологические события вблизи рассматриваемой границы, исходя из данных 12 разрезов, характеризуются следующим. Во время, соответствующее подзоне Early rhenana, повсеместно в рассматриваемой полосе существовал морской бассейн, где формировались относительно глубоководные темно-серые до черных, часто битуминозные известняки. Верхняя половина зоны rhenana сложена светлооокрашенными известняками, что свидетельствует об обмелении бассейна. Продолжающееся падение уровня моря фиксируется полным или частичным отсутствием отложений зоны linguiformis в 6 разрезах. При этом в наиболее глубоководном участке бассейна (разрез Лемезинский) зона linguiformis представлена чередованием пород пестрого литологического состава, содержащих как темные (до черных) тонкослоистые известняки, так и прослои терригенных пород, свидетельствующие о размыве поднятий.

Полное или частичное отсутствие отложений зоны triangularis в 7 разрезах, учитывая то, что еще в 3 разрезах основание фаменского яруса представлено маломощными брахиоподовыми ракушняками (барминские слои) и в них не установлены комплексы конодонтов, характеризующие отдельные (в первую очередь раннюю) подзоны этой зоны, свидетельствует о максимальной регрессии в это время. Об этом же говорит и смена в разрезе Лемезинский черных известняков зоны linguiformis светлоокрашенными известняками, чередующимися с тонкими прослоями доломитов, песчаников, алевролитов и глин. Начиная со времени формирования зоны crepida, отмечается тенденция к смене регрессивного режима трансгрессивным.

Таким образом, геологические события на F/F границе в пределах данного района характеризовались довольно резко начавшейся в пределах зоны linguiformis регрессией. Максимум ее приходился на зону triangularis. Последующая трансгрессия только ко времени зоны marginifera привела к повсеместному опусканию территории ниже уровня моря.

Особый интерес представляет разрез на западном борту Зилаирского синклинория, который принадлежит Зилаирско-Лемвинской структурно-фациальной зоне. Здесь в районе верхнего меридионального течения р. Белой в мощной толще светло-серых пелитоморфных известняков их верхняя пачка мощностью 4,65 м содержит конодонты зоны Late rhenana. Выше по разрезу на неровной поверхности известняков залегают глинистые сланцы зилаирской свиты. Из самой нижней их пачки, представленной темно-серыми и зеленовато-серыми разностями мощностью 2,6 м, определены конодонты зоны Upper triangularis. Таким образом, точно фиксируется время начала формирования зилаирской свиты в этом районе. Важно отметить, что этому предшествовало поднятие и размыв, приходящиеся на зону linguiformis и начало зоны triangularis.

Начало образования зилаирской свиты на Южном Урале фиксирует важные геологические события. Свита распространена в Зилаирском и Магнитогорском синклинориях. Она сложена разнозернистыми полимиктовыми песчаниками с линзами гравелитов и мелкогалечных конгломератов, переслаивающимися с серовато-зелеными глинистыми сланцами и алевролитами. Широкий спектр состава обломочного материала в этих породах - характернейшая отличительная черта зилаирской свиты. Формационно она принадлежит флишевой формации [Пучков, 1993]. Образование ее связано с резким воздыманием и размывом Восточно-Уральского поднятия. Влияние этого размыва сказывается и значительно южнее, в одновозрастных отложениях северной части Прикаспийской впадины [Volchegursky et al., 1993].

В пределах Магнитогорского синклинория в нескольких районах удается определить возраст начала образования зилаирской свиты.

В Гайском рудном районе она подстилается мукасовской кремнистой толщей, содержащей в своей кровле Palmatolepis gigas Mill. et Youngq., P. hassi Mill. et Mill., P. aff. punctata (Hinde), P. subrecta Mill. et Youngq. [Маслов и др., 1984; Маслов и др., 1993], характеризующих зону gigas. Вблизи основания зилаирской свиты найдены конодонты Palmatolepis triangularis Sann., P. subperlobata Br. et Mehl, P. tenuipunctata Sann., определяющие верхнюю часть зоны triangularis.

В Баймак-Бурибайском рудном районе описан непрерывный разрез верхнеживетских, франских и нижнефаменских отложений дола Таштугай [Маслов и др., 1993]. В верхней части разреза в кремнистых и кремнисто-глинистых сланцах мукасовской толщи обнаружены Palmatolepis gigas Mehl. et Youngq., P. hassi Mehl. et Mehl. Выше по разрезу после 7 м переслаивающихся граувакковых песчанников, алевролитов и глинисто-кремнистых сланцев в маломощном (0,1 м) прослое известняков с примесью терригенного материала определена Ancyrodella nodosa Ulrich et Bassler. Приведенные конодонты определяют зону gigas.

Выше - 10 м переслаивающихся песчаников, алевролитов, глинистых сланцев грауваккового облика и вновь линзообразный прослой (1 м) органогенно-обломочных известняков, "замусоренных" обломками глинистых сланцев и кремней. В известняках обнаружены конодонты Palmatolepis praetriangularis Zieg. et Sand., P. triangularis Sann., P. subperlobata Br. et Mehl, Ancyrodella lobata Br. et Mehl, характеризующие зону Upper triangularis, при этом, A. lobata, P. praetriangularis являются переотложенными.

Вышележащие 36 м представлены преимущественно граувакковыми песчаниками, иногда ритмично переслаивающимися с алевролитами и глинистыми сланцами, содержащими 3 прослоя известняка мощностью 0,1-0,15 м. В известняках обнаружены конодонты, характерные для верхней части зоны triangularis. Выше по разрезу также в прослое (0,2 м) темно-серых известняков среди песчаников определены конодонты зоны crepida.

Таким образом, в Магнитогорском синклинории, также как и на западном борту Зилаирского, формирование зилаирской свиты начинается с зоны triangularis. Стратиграфический и седиментологический анализ отложений показывает, что вероятно, в едином бассейне, занимавшем территории этих двух структур, в позднем фране (первая половина зоны gigas) формировались достаточно глубоководные кремнистые отложения (ибрагимовская, мукасовская свиты). Во второй половине зоны gigas осадки становятся более мелководными. В ряде мест отмечается перерыв в отложениях, приходящийся на границу зон gigas-triangularis. С этого времени начинается формирование зилаирской свиты, обусловленное резким подъемом и размывом Восточно-Уральского поднятия. Дно описываемого бассейна достаточно интенсивно опускается, о чем свидетельствуют очень большие мощности зиларской свиты. Однако в начале раннего фамена в связи с компенсированным характером осадконакопления глубина бассейна небольшая, так как в разрезе присутствуют прослои известняков и, кое-где, доломитов. Лишь во второй половине фаменского века глубина бассейна увеличивается - аспидная формация сменяется флишевой [Келлер, 1949]. Сравнение данных по западу Башкирского антиклинория, Зилаирскому и Магнитогорскому синклинориям, показывает синхронность изменений уровня моря на границе франского и фаменского веков. При этом также происходили сначала подъем, а затем опускание значительных блоков земной коры, безусловно связанные с причинами эндогенного характера.