Строение и условия формирования ранне-среднедевонских структурно-вещественных комплексов западной части Магнитогорской мегазоны и краевых аллохтонов Южного Урала

Глава 2. Стратифицированные нижне-среднедевонские комплексы.

В этой главе дается характеристика возраста, состава и структурного положения стратифицированных толщ раннего и среднего девона. Построение главы отражает структуру реконструируемого палеоряда. В каждой подглаве дается описание определенного типа разреза, чье формирование отражает развитие той или иной палеоструктуры. Стратифицированные разнофациальные девонские комплексы, как правило, сближены в системах интенсивно дислоцированных тектонических покровов, или слагают олистоплаки в олистостромовых комплексах. Для нижне-среднедевонских комплексов удается реконструировать палеоструктуры зоны перехода от континента в океану, включающие: шельф, склон и подножье пассивной окраины, бассейн между пассивной окраиной и островной вулканической дугой, аккреционную призму, островную вулканическую дугу и задуговой бассейн.

Терригенно-карбонатный тип разреза. Палеозойские терригенно-карбонатные толщи, накопление которых происходило на шельфе Балтики, широко распространены в Башкирском антиклинории [Пучков, 2000; Якупов и др., 2002]. Девонские терригенно-карбонатные отложения трансгрессивно, с базальными песчаниками в основании, перекрывают терригено-карбонатные отложения среднего ордовика - силура. В эмсско-фаменской части разреза преобладают известняки, глинистые сланцы, мергели. Разрез согласно с постепенным переходом перекрывается граувакками зилаирской свиты фамена.

Кремнисто-терригенный тип разреза. Отложения кремнисто-терригенного типа девонского возраста распространены в Кракинских аллохтонах, в зоне Уралтау и в Присакмаро-Вознесенской зоне. Разрезы во всех зонах литологически очень схожи между собой. Терригенная часть представлена алевролитами и песчаниками, редко с прослоями гравелитов и конгломератов, широко развиты кремнистые толщи. В структуре Кракинских аллохтонов эмс-эйфельская часть палеозойского кремнисто-базальтового разреза выделяется как хуторская толща (D_1-2) [Пучков, 1995; 2000; Иванов, 1998; Маслов и др., 1999; Якупов и др.. 2002]. В западной части зоны Уралтау палеозойские кремнисто-терригенные отложения выделяются в суванякский комплекс. Породы комплекса интенсивно кливажированы и метаморфизованы в зеленосланцевой фации. Толща слабо охарактеризована находками органических остатков. В Присакмаро-Вознесенской зоне кремнисто-терригенные отложения слагают тектонические линзы в серпентинитовом меланже. Изученный разрез в районе г. Сэрекей имеет сходство с разрезами зоны Уралтау и Кракинских покровов, но охарактеризован наиболее древними - лохковскими конодонтами. Отложения этого типа формировались на склоне и подножье пассивной окраины Балтики.

Кремнистый тип разреза. Кремнистые толщи девонского возраста широко распространены в структурах Западно-Магнитогорской, Присакмаро-Вознесенской и Сакмарской зон. В наиболее полных ненарушенных разрезах они наращивают кремнисто-черносланцевую толщу сакмарской свиты (S₁-D₁l) и согласно перекрываются грауваками зилаирской свиты (D₃fm). Выделение этих образований в особый батиальный тип и обоснование возраста было сделано В.Н. Пучковым и К.С. Ивановым. Предполагается, что данные глубоководные толщи формировались в непосредственной близости от пассивной окраины Балтии [Иванов, Пучков, 1984; Пучков, 1986; Формирование..., 1985; Пучков, 2000]. Автором проведено изучение этого типа разреза, в результате чего была существенно дополнена его палеонтологическая характеристика фауной конодонтов. Доказывается, что в большинстве случаев первоначальная стратиграфическая последовательность единого силурийско-девонского разреза тектонически нарушена. Приблизительно на уровне границы силура и девона разрез нарушен тектоническим срывом, в результате чего его верхняя часть, включающая нижнедевонско-франские кремнистые отложения и перекрывающие фаменские граувакки, слагает уже тектонические покровы. Стратиграфический объем кремнистых разрезов в пределах отдельных тектонических покровов имеет разную полноту, что связано с тектоническим срезанием в подошве покрова. Эти структурные и стратиграфические наблюдение важны для понимания геологического строения территории. Ранее в ряде районов покровы сложенные кремнистым типом разреза объединялись в единую стратиграфическую последовательность с комплексами подстилающими их структурно. Для Сакмарской зоны было доказано, что тектонические покровы сложенные кремнистым типом разреза подстилаются олистостромовыми толщами [Хворова, Руженцев 1971]. Автором показано существование аналогичных тектонических покровов и олистостромов в Присакмаро-Вознесенской зоне.

Кремнисто-базальтовый тип разреза Присакмаро-Вознесенской, Кракинской и Сакмарской зон. Обоснование возраста, структурной позиции и интерпретация обстановок формирования данного типа разреза приводятся впервые. Выделенный кремнисто-базальтовый комплекс слагает фрагменты тектонических покровов в Присакмаро-Вознесенской зоне и в структуре краевых аллохтонов (Сакмарского и Кракинского). Кремнисто-базальтовые породы занимают закономерное структурное положение в современной структуре, где они тектонически сближены с батиальными кремнистыми и кремнисто-терригенными породами палеоконтинентального сектора. Породы комплекса структурно и стратиграфически не связаны с девонскими островодужными толщами Магнитогорской мегазоны. Они слагают тектонические пластины, внутри которых породы интенсивно деформированы. По находкам конодонтов возраст кремнисто-базальтового комплекса отвечает эмсскому и эйфельскому ярусам. В Присакмаро-Вознесенской зоне кремнисто-базальтовый комплекс описан в двух районах, в пределах ее северного (д. Абсалямово) и центрального сегментов (д. Ишкильдино, д. Утяганово). В Кракинской зоне разрез комплекса изучен на р. Кага, вслед за [Салихов, Якупов, 2003], где выявлен комагматичный базальтам дайковый комплекс. В Сакмарской зоне к данному типу разреза отнесены кремнисто-вулканогенные породы утягуловской (D₂ef₁) и ишмуратовской свит (D₂ef₂).

Вулканиты кремнисто-базальтового комплекса Кракинской и Присакмаро-Вознесенской зон сходны по составу и принадлежат базальт-адезибазальтовой толеитовой серии с повышенным содержанием TiO₂ (1-2%). Линия нормированного тренда распределения редкоземельных элементов (РЗЭ) демонстрирует обогащение легкими РЗЭ (La_n/Yb_n =0,8-4). Мультиэлементные спектры, нормированные по составу примитивной мантии, показывают обогащение крупноионными литофилами. Распространенные в Сакмарской зоне вулканиты ишмуратовской свиты принадлежат дифференцированной базальт-андезитовой умеренно-высоко титанистой (TiO₂ = 1,3-1,9%) серии. На дискриминационных диаграммах точки составов попадают в поля как островодужных пород так и базальтов СОХ. На основании структурных и вещественных данных предполагается, что описанные комплексы были сформированы в бассейне, располагавшемся между островной вулканической дугой и пассивной окраиной Балтики. Присутствие дифференцированных серий вулканитов со смешанными характеристиками надсубдукционных и срединноокеанических обстановок формирования объясняется обогащением вещества сублитосферной мантии надсубдукционной компонентой в ордовике-силуре, во время развития задугового бассейна.

Микститовый и карбонатный типы разрезов. Карбонатная рыскужинская толща (D₁(l?)p-e) и микститовая толща шандинского олистострома (D₁p-e₁) рассмотрены в работе как комплексы, сформированные в преддуговой зоне, возможно включавшей в себя аккреционную призму, на ранних стадиях эволюции Магнитогорской островной дуги. Карбонаты, содержащие серпентинитокластовые прослои, слагают блоки и тектонические линзы в структуре меланжа Присакмаро-Вознесенской зоны, а также залегают в основании разреза эмсских островодужных вулканогенно-осадочных толщ Западно-Магнитогорской зоны. Шандинская свита представлена полимиктовым олистостромовым комплексом и выделяется в Сакмарской зоне [Руженцев, 1976; Формации..., 1978]. Матрикс олистострома сложен мелкообломочным терригенным материалом с примесью туфовой компоненты. Олистолиты представлены в основном нижнедевонскими органогенными известняками, породами офиолитовой ассоциации, эффузивными породами различного состава. Олистостром прорывается субвулканическми телами чанчарского комплекса (D₁p-e₁).

Субщелочной и щелочной вулканогенный тип разреза. Субщелочные и щелочные магматические образования нижнего девона распространены в Сакмарской и Присакмаро-Вознесенской зонах (чанчарская свита), а так же в Западно-Магнитогорской зоне (мостостроевский комплекс). Мостостроевский комплекс тектонически залегает на кремнистых комплексах силура и согласно перекрывается вулканитами и представлен дифференцированными вулканитами низкотитанистого тефрит-шошонит-латит-трахитового состава с кремнистыми и терригенными прослоями. [Тищенко, 1971, 1978; Косарев, 2007] По конодонтам данный комплекс датирован нижним эмсом [Стратиграфия 1993]. Главными типами вулканитов мостостроевского комплекса являются пикробазальты, трахибазальты, тефриты, фонотефриты, шошониты, латиты, трахиты, трахидациты. Предполагается, что исходные магмы комплекса были выплавлены из деплетированной мантии при участии флюидов, обогащенных субдукционной компонентой [Косарев, 2007]. Подчеркивается сходство мостостроевского комплекса и туринского комплекса Тагильской мегазоны Среднего Урала [Косарев, 2007].

Чанчарская свита образует наиболее крупные выходы в Косистекском районе Актюбинской области северного Казахстана, в бассейнах рек Чанчар, Торангул, Домбар, Медес [Кориневский, 1971; Золотарев и др., 1975; Кориневский, 2007; и ссылки в этих работах]. В стартотипическом районе, в долине р. Чанчар, свита с тектоническим контактом залегает на кремнистых породах раннего-среднего девона, и тектонически перекрывается кремнистыми породами верхнего девона. Основной объем свиты занимают субщелочные вулканические породы среднего и основного состава, выделяемые в особую группу - чанчариты. Характерной особенностью их состава является присутствие первичного биотита и клинопироксена, высокое содержание калия (до 9% и более). В работе дается подробное описание двух участков распространения чанчарской свиты в пределах Кувандык-Медногорского района. К западу от дер Хмелевка на правом берегу р. Чебакла, а также в 3 км к север-северо-западу от дер. Нижнеутягулово на правом берегу р. Сакмара, породы чанчарской свиты слагают тектонические блоки в пакете смятых в складки тектонических покровов. В обоих районах чанчарские комплексы тектонически подстилаются силурийско-нижнедевонскими кремнистыми комплексами. На р. Чебакла удалось сделать сборы конодонтов и уточнить возраст чанчарской свиты как пражско-раннеэмсский. Изучение вещественного состава вулканитов показало сходство их состава с чанчаритами стратотипического района распространения.

Вулканиты чанчарской свиты и мостостроевского комплекса обладают сходными петро-геохимическими характеристиками и близким возрастом. В работе делается предположение, что данные вулканиты являются излившимися аналогами субщелочных плутонических комплексов и были сформированы в надсубдукционной обстановке на завершающих этапах эволюции ордовикско-силурийской островной дуги.

Вулканогенные и вулканогенно-осадочные комплексы западной части Магнитогорской мегазоны. Нижне-среднедевонские вулканогенные и вулканогенно-осадочные породы распространены в западной части Магнитогорской мегазоны, и слагают основание разреза девонских островодужных вулканитов. Детальное изучение пражско-эмсского уровня разрезов, позволило выявить фациальную изменчивость основания островодужного разреза. Фациальная изменчивость отчетливо проявлена по простиранию современной структуры, поэтому в работе западная часть Магнитогорской мегазоны условно разделена на серию сегментов.

В Баймак-Бурибайском сегменте (Актау-Таналыкская зона от г.Баймак до с. Акъяр и Присакмаро-Вознесенская зона дер. Иткулово-2 до дер. Ишкинино) основание островодужного разреза представлено баймак-бурибайской свитой, состоящей из трех толщ: нижней - базальтовой (500 м), средней - пиллоу-базальтовой (240-670 м) и верхней -базальт-риодацитовой (150-300 м) [Косарев и др., 2005]. Нижняя часть толщи ассоциирует с комагматичным комплексом параллельных даек и вместе с ним отнесена в работе к верхнекоровой части офиолитового разреза. В пределах Присакмаро-Вознесенской зоны, впервые по фауне конодонтов установлен пражско-эмсский возраст свиты. Вулканиты баймак-бурибайской свиты и породы дайкового комплекса по химическому составу являются бонинитоподобными, или представлены переходными от бонинитов к островодужным толеитам разностями. Породы принадлежат дифференцированной, высокомагнезиальной (MgO=5-19%) базальт-андезитовой серии, #Mg=55-74. Характерно небольшое обогащение ЛРЗЭ (La_n/Yb_n =1-2). Разрез баймак-бурибайской свиты с постепенным переходом наращивает верхнетаналыкская свита, при этом постепенно изменяется состав эффузивов. Свита представлена вулканитами базальт-андезит-дацитовой серии с прослоями туффитов и яшмоидов [Вулканизм..., 1992; Косарев и др., 2005]. Возраст свиты по конодонтам определен как верхне-эмсский [Маслов, Артюшкова, 2002]. Выше разрез согласно наращивается кремнистыми породами сагитовской толщи (D₁e₂) с вулканитами среднего девона.

На западном склоне хребта Малый Ирендык стратиграфическим аналогом верхнетаналыкской свиты является мансуровская толща. В этом районе вулканогенно-осадочный островодужный комплекс с несогласием и базальным горизонтом залегает на дислоцированных ордовикских и силурийских толщах. Разрез мансуровской толщи представлен ритмично чередующимися туфогенно-осадочными породами разной гранулометрии с горизонтами литокластических туфов андезитового состава псаммитовой размерности и пачек туфогенно-осадочных пород с обломками нижнедевонских известняков. Разрез наращивается сагитовской толщей.

В пределах Аратауского сегмента (от г. Аратау до оз. Аушкуль) выделяется аратауская толща, представленная вулканогенными породами дифференцированной от базальтов до риолитов серии с прослоями карбонатных и туфогенно-кремнистых пород. Стратиграфических соотношений с более молодыми и древними отложениями аратауская толща не имеет. Возраст аратауской толщи, по конодонтам из карбонатных и кремнистых пород, отвечает интервалу от нижнего эмса [Самыгин и др., 2007] по верхний эмс [Маслов, Артюшкова, 2000], и, таким образом, в различных частях сопоставляется с верхнетаналыкской свитой и сагитовской толщей.

Буйдинский сегмент (по дер. Буйды) находится в северной части Западно-Магнитогорской зоны. Здесь описана толща базальтов, с прослоями кремнистых туффитов и кремней, датированная эмсскими конодонтами. Данная толща по возрасту и по сходству вещественного состава вулканитов сопоставляется с баймак-бурийбайской свитой. На кремнисто-базальтовой толще с размывом залегает микститовая пачка гравелито- и конгломератобрекчий с линзами туфогенных песчаников и олистоплаками нижнедевонских кремней. Эта пачка является стратиграфическим и, отчасти, фациальным аналогом мансуровской и сагитовской толщ. Выше разрез наращивается среднедевонскими островодужными вулканитами.

Кремнисто-базальтовый тип разреза Западно-Мугоджарской зоны. Кремнисто-базальтовые толщи южной части Мугоджарских гор Западно-Мугоджарской зоны венчают разрез офиолитов, и перекрываются островодужными вулканитами [Кориневский,1984; Иванов и др., 1973; Формирование ,1986; Иванов, 1998; Семенов, 2000, 2007; Куренков и др., 2002; и др.]. В разрезе на р. Шулдак подушечные базальты с линзами яшм находятся в скринах комплекса параллельных даек, а также слагают самостоятельные мощные толщи. В кровле кремнисто-базальтового разреза автором собраны конодонты середины эйфельского яруса. Проведенный анализ составов пород дайкового комплекса и ассоциирующие с ним вулканитов показал, что они принадлежат к толеитовой базальт-андезибазальтовой серии с повышенным содержанием TiO₂ (до 2,2%), #Mg =38-50. Породы обеднены ЛРЗЭ (La_n/Yb_n =0,4-0,9) и КИЛ, что характерно для пород срединно-океанических хребтов. Дана характеристика состава островодужных вулканитов, согласно перекрывающих эйфельскую кремнисто-базальтовую толщу. Они принадлежат базальт-андезидацитовой известково-щелочной серии. Характерно обогащение ЛРЗЭ (La_n/Yb_n = 4) и КИЛ. Предполагается, что дайковый и кремнисто-базальтовый комплексы формировались в структуре задугового бассейна.