Средне-палеозойское развитие Урало-Казахстанской складчатой системы

ЧАСТЬ I. ОСОБЕННОСТИ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ УРАЛО-КАЗАХСТАНСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ СИСТЕМЫ

Глава 1.1. Восточно-Уральский мегаблок

Восточный Урал в структурном отношении представляет собой симметрично построенный мегаблок, который в последнее время выделяют как "Кочкарско-Адамовскую зону". Ее центральная часть (осевая подзона) имеет антиформную структуру и сложена метаморфическими комплексами докембрия и нижнего палеозоя, возраст которых определен весьма условно. Они прорваны многочисленными позднепалеозойскими плутонами. Осевая подзона серией поперечных разрывов разделена на несколько блоков, строение которых существенно различается. На флангах Кочкарско-Адамовской зоны располагаются краевые подзоны синформной структуры, представляющие собой изогнутые пакеты тектонических пластин, сложенных, главным образом, раннекаменноугольными толщами. От соседних структур Восточно-Уральский мегаблок отделен узкими шовными зонами сдвиговой природы - Уйской на западе и Копейской на востоке. Эти зоны имеют сходную структуру: в их строении участвуют пакеты круто стоящих тектонических пластин, обычно линзовидной формы. Особое место в структуре южной части Восточного Урала занимает Сухтелинско-Успеновский тектонический покров, который залегает на различных структурных элементах в виде серии разрозненных аллохтонов и маркируется однотипными серпентинитовыми "массивами". Строение аллохтонов достаточно разнообразно. Часть их них (Сухтелинский, Успеновский) являются брахисинформами, другие - моноклинальными пакетами (Татищевский, Верблюжьегорский).

Наиболее древние палеозойские толщи (ордовикские) выходят в осевой подзоне Восточно-Уральского мегаблока: существенно граувакковая рымникская и преимущественно аркозовые московская и маячная толщи, из которых только последняя имеет фаунистическую характеристику. Вулканогенный ордовик присутствует в Сухтелинском аллохтоне и представлен шеметовской толщей, возраст которой доказан нашими работами [Тевелев и др., 1998; Тевелев, Кошелева, 2000]. Толща слагает серию мощных тектонических пластин протяженностью до 20 км и более, чередующихся в разрезе аллохтона с пластинами, сложенными сухтелинской толщей девонского возраста. Шеметовский вулканический комплекс представлен пироксен-плагиоклазовыми мелкопорфировыми, афировыми трахибазальтами, базальтами, андезибазальтами, трахиандезибазальтами, умеренно титанистыми, натриевыми [Тевелев и др., 1998]. Подушечные базальты, лапиллиевые и литокластические базальтовые туфы, туффиты, кремнистые алевролиты, яшмоиды составляют (в порядке уменьшения) существенно меньшую часть разреза. Мощность толщи от 500 до 1500 м.

Для шеметовских вулканитов характерно повышенные содержания элементов с крупными ионными радиусами и пониженные - элементов с высокозарядными ионами. Сравнительно с базальтами N-MORB шеметовские обогащены Rb, Sr, обеднены Y. Для РЗЭ отмечаются весьма близкие концентрации в базальтоидах всех тектонических пластин и практически не дифференцированный тренд. Шеметовские вулканиты относятся к кремнисто-трахибазальтовой формации и по геохимическим параметрам близки к толеитовым базальтам СОХ и задуговых спрединговых бассейнов, а также к базитам, выходящим в глубоководных желобах (Идзу-Бонинский и Тонга) [Тевелев, Кошелева, 2000]. Ордовикский возраст шеметовской толщи устанавливается по конодонтам, собранным в прослоях яшм [Тевелев, Артюшкова и др., 1998].

Девонские стратифицированные образования установлены в Сухтелинском аллохтоне - сухтелинская толща, а также сосредоточены в краевых и шовных зонах Восточно-Уральского мегаблока: в Уйской зоне - арсинская, шелудивогорская толщи; на востоке Кочкарско-Адамовской зоны - березняковская толща.

Сухтелинская толща слагает тектонические пластины протяженностью 5-12 км, шириной 1-10 км и представлена алевропесчаниками с прослоями кремнистых сланцев; углисто-глинистыми, глинистыми сланцами с прослоями алевролитов, кремнистыми сланцами с прослоями песчаников; редко - туфопесчаниками, туфоалевролитами, литокластическими туфами андезитов, базальтов, риодацитов от тонко- до грубообломочных. В видимом основании толщи прослеживается пачка светло-серых массивных, органогенных известняков. Из-за дисгармоничной складчатости мощность толщи оценена приблизительно в 300-1000 м.

Вулканиты представлены умеренно- и низкокалиевой, низкотитанистой дифференцированной, известково-щелочной серией нормального ряда - андезитами, базальтами, андезибазальтами, риодацитами. Преобладают низкотитанистые андезиты. Базальты и кислые разности характеризуется высокими содержаниями Rb, Ba, Sr, Th, более низкими - Nb, Zr, Y. РЗЭ в сухтелинских базальтах фракционированы довольно сильно. В целом сухтелинская толщи относится к андезито-кремнисто-алевролитовой формации склонов островных дуг. Возраст толщи доказан по фауне из известняков и по конодонтам из кремнистых алевролитов [Тевелев, Артюшкова и др., 1998] как эйфель - ранний фран.

Арсинская толща слагает маломощные тектонические клинья в Уйской зоне и представлена тонкозернистыми, ритмичнослоистыми вулканогенно-осадочными и кремнистыми породами с градационной слоистостью. Позднефранский возраст толщи доказан фаунистически [Маслов и др., 1999].

Шелудивогорская толща является специфическим таксоном, который выделяется только в Уйской шовной зоне. Она входит в состав выделенной нами шелудивогорской абсарокит-шонкинитовой вулкано-плутонической ассоциации [Кошелева, Тевелев, 1998]. Толща разделяется на три подтолщи: нижняя, трахибазальтовая сложена крупнопорфировыми пироксеновыми абсарокитами иногда миндалекаменными, на юге - абсарокитовыми лавовыми брекчиями. Средняя, базальт-алевролитовая, состоит из пачек базальтоидов (низкотитанистых, калиево-натриевых), их лавовых брекчий с глыбами, обломками абсарокитов нижней подтолщи, чередующихся базальтовых туфов, туфогенных и кремнистых алевролитов. Верхняя, алевролит-туфовая подтолща, иногда принимаемая за олистострому [Язева, Бочкарев, 1998], представлена ритмичным чередованием туффитов, алевролитов, аргиллитов, а также существенно натриевых, низкотитанистых базальтовых, трахибазальтовых туфов с многочисленными ксенокластами кремнистых алевролитов. Ксенокласты кремнистых алевролитов представляют собой обломки пластов той же шелудивогорской толщи. Глыбы базальтов в туфах, включая крупные, являются вулканическими бомбами, с четкими зонами закалки, с закрученными "хвостами". Все обломки погружены в матрикс, который представляет собой пироксеновый литокристаллокластический туф базальтового состава. Мощность подтолщ составляет соответственно 500-2000, 300-700, 500-2000 м.

Химический состав вулканитов однороден: это умеренно-глиноземистые, низкотитанистые трахибазальты, трахиандезибазальты (абсарокиты, шошониты). Снизу вверх по разрезу состав пород остается постоянным, лишь содержание K₂O быстро падает. Для РЗЭ отмечается закономерное понижение нормированных содержаний от легких к тяжелым. Распределение микроэлементов и РЗЭ в вулканитах сходно с их распределением во франских известково-щелочных, высококалиевых базальтах аблязовской и новоивановской толщ Магнитогорского мегаблока, а также в шошонитовых сериях островных дуг. Возраст шелудивогорской толщи (верхи мендымского - низы аскынского горизонтов верхов франа) доказан палеонтологически [Иванов и др., 1995; Маслов и др., 1999].

Березняковская толща изучена в двух разрозненных ареалах (районы пос. Искра и Солнце). Толща сложена в разной степени метаморфизованными вулканогенными и вулканогенно-осадочными породами основного, среднего и кислого состава. Это умеренно-щелочные и нормальные базальтоиды, андезитоиды, дацитоиды (до плагиориодацитов), риолиты, их туфы, кремнистые туффиты, туфогравелиты, туфопесчаники, туфоалевролиты. В обоих ареалах толща перекрыта брединской свитой нижнего карбона, подошва ее неизвестна. Мощность толщи не менее 500-2000 м.

Березняковские вулканиты относятся к низкотитанистой известково-щелочной дифференцированной серии с широкими вариациями содержаний K₂O. Ведущую роль играют средние породы - андезиты, трахиандезиты, латиты; кислые и основные разности распределены примерно поровну и представлены широким спектром пород: от трахибазальтов, плагиобазальтов, до дацитов, риолитов. Достаточно явно обозначается сходство петрохимических характеристик березняковского и шелудивогорского комплексов в полях основных пород, отличие же заключается в гораздо более сильной дифференцированности первого. Вулканиты березняковского комплекса имеют аномально крутой тренд РЗЭ, и по большинству параметров относятся к надсубдукционным, имея сходство с разными девонскими палеоостроводужными сериями Урала.

Каменноугольная система в Восточно-Уральском мегаблоке представлена нижним и средним отделами, причем средний карбон распространен незначительно. В Уйской зоне к нижнему отделу относятся осадочная сосновская и вулканогенная полоцкая толщи, а в Кочкарско-Адамовской их возрастные аналоги: карбонатно-терригенная домбаровская и угленосная брединская свиты, а также березиновская и таяндинская вулканогенные толщи. Верхи нижнего карбона (иногда - низы среднего) повсюду представлены преимущественно карбонатными толщами - биргильдинской и ее возрастными аналогами. Из среднего карбона наиболее интересна олистостромовая кузейская толща.

Березиновская толща в западной подзоне Кочкарско-Адамовской зоны слагает серию тектонических пластин в субмеридиональных полосах протяженностью более 40 км при ширине 2-16 км. Она согласно перекрывает домбаровскую свиту и несогласно перекрыта биргильдинской толщей. Мощность ее более 1500 м. Среди вулканитов преобладают обильнопорфировые трахибазальты, базальты с массивной и шаровой текстурой, с крупными фенокристаллами авгита и альбитизированного плагиоклаза. Вулканиты относятся к нормальной и умеренно-щелочной высокотитанистой, умеренно-глиноземистой натриевой и калиево-натриевой дифференцированной известково-щелочной серии. Для них характерно преобладание субщелочных основных и средних пород и низкие содержания K₂O в кислых вулканитах. РЗЭ характеризуются достаточно крутым трендом, их распределение сходно с трендами РЗЭ в породах рифтовых и палеорифтовых зон [Фролова, Бурикова, 1997; Салихов, Яркова, 1992 и др.]. По концентрациям Ba, Sr, Rb, Th, Nb, Zr, они также близки к породам рифтовых зон. Возраст березиновской толщи по редким сборам органических остатков устанавливается как визейский (данные Р.Н. Шагиной и др., 1974 г., определения: флора - Н.М. Петросян, фораминиферы - А.В. Яркова).

Таяндинская толща (аналог березиновской в восточной подзоне Кочкарско-Адамовской зоны) слагает отдельные меридиональные тектонические пластины протяженностью до 30 км при ширине от 4 до 9 км. Она с несогласием залегает на угленосной брединской свите и резко несогласно перекрыта биргильдинской толщей. Таяндинская толща представлена вулканитами (преобладают темно-зеленые долериты, микрозернистые, местами слабо порфировидные), по большинству характеристик близкими к березиновским. Полоцкая толща распространена в Уйской зоне. Она выходит в виде нескольких узких (0,5-0,8 км) тектонических клиньев протяженностью более 10 км. Толща согласно залегает на известняках нижнего визе. В низах ее преобладают пироксен-плагиоклазовые трахибазальты, трахиандезибазальты с прослоями яшмоидов, вулканических брекчий, агломератовых туфов базальтового состава. Верхняя часть толщи сложена песчаниками, глинистыми сланцами с редкими прослоями трахириолитов, риолитов, риодацитов. Мощность - 350-750 м.

Полоцкий вулканический комплекс относится к дифференцированной высокотитанистой известково-щелочной серии, к умеренно-щелочному ряду с калиево-натриевым типом щелочности и наиболее близок к трахибазальт-трахириолитовой рифтовой формации. От березиновского комплекса он отличается более высокой титанистостью, щелочностью вообще и калиевостью в частности, более существенной долей кислых разностей. Для полоцких базальтоидов характерны высокие концентрации Rb и Ba, низкие - Sr, а также умеренное накопление легких РЗЭ, что сближает их с вулканитами березиновского комплекса. Возраст полоцкой толщи устанавливается по фауне фораминифер как косьвинский горизонт нижнего визе - жуковский (возможно - каменско-уральский) горизонт верхнего визе в южной части Уйской зоны [Салихов, Яркова, 1992].

Палеозойские плутонические комплексы Восточно-Уральского мегаблока чрезвычайно разнообразны. Наиболее древними из них являются, вероятно, ордовикские габбро-ультрамафитовые. Тоналит-(гранодиорит)-плагиогранитовые комплексы представлены каменноугольными: неплюевским, кособродским и пластовским; монцонит-граносиенитовые - раннепермским степнинским и его аналогами. Самые крупные плутоны принадлежат раннепермским комплексам гранит-лейкогранитового ряда: джабыкскому, ольховскому и аятскому.

Неплюевский комплекс габбро-гранодиорит-гранитовый раннекаменноугольный представлен Неплюевским, Суундукским и Бутакским массивами площадью от 20 до 200 км², расположенными в осевой части Восточно-Уральского мегаблока. В пределах плутонотипического массива выделены 4 фазы внедрения: 1 - мелко-среднезернистые габбро; 2 - среднезернистые гранодиориты; 3 - мелко-среднезернистые граниты; 4 - среднезернистые лейкограниты. Нами проведены исследования изотопных характеристик образцов из разных фаз Неплюевского массива. Минеральные Rb-Sr изохроны оценивают возраст гранитоидов 2-4 фаз Неплюевского плутона в интервале 346-340 млн. лет с последовательным омоложением от ранней фазы к поздней [Попов, Тевелев и др., 2003].

Кособродский комплекс габбро-диорит-плагиогранитовый раннекаменноугольный представлен меридиональной цепочкой массивов общей протяженностью более 80 км, расположенных вблизи Копейской шовной зоны [Тевелев, 2002]. Массивы имеют каплевидную в плане форму и зональное строение: внешние части сложены породами ранних фаз внедрения, а внутренние - поздних. Выделены 3 фазы внедрения: 1 - мелко-среднезернистые габбродиориты, кварцевые диориты, габбро, слагают мелкие линзовидные тела; 2 - тоналиты, гранодиориты локализованы в периферических частях массивов в полосе шириной 1-2 км, часто тектонически перемешаны друг с другом; 3 - средне-, мелкозернистые, микропегматитовые плагиограниты, плагиолейкограниты. В эндоконтактовых зонах массива породы интенсивно тектонизированы. Петрохимически кособродский комплекс представляет известково-щелочную серию нормального ряда с калиево-натриевым и натриевым типом щелочности и принадлежит к габбро-диорит-плагиогранитовой формации. По всему интервалу кислотности натрий преобладает над калием, причем содержания и того, и другого мало меняются с изменением концентраций SiO₂. В гранитоидах отмечается низкая величина Rb/Sr (0,03-0,13) и высокие значения Sm/Nd (0,22-0,29), а также повышенные содержания Ва, Rb, Sr, Zr, Cr, Ni в породах всех фаз. Кособродский комплекс прорывает березняковскую толщу. Средний K-Ar возраст пород Каменского массива (данные Ф.А. Пискунова и др., 1966 г.) 343 млн. лет (4 пробы).

Интрузивы ранне-среднекаменноугольного пластовского тоналит-плагиогранитового комплекса (Пластовский, Чернореченский и др.) широко распространены в восточной половине Восточно-Уральского мегаблока, а плутоны раннепермского степнинского монцодиорит-граносенит-гранитового комплекса - в его западной части (Степнинский, Вандышевский, Уйский, Стрелецкий, Ялтырский, Мочагинский, Родничковский и др.). В работе описаны Чернореченский и Степнинский плутоны.

Комплексы гранит-лейкогранитового ряда очень широко представлены в ядерной части Восточно-Уральского мегаблока. Их соотношение, строение и геодинамическая позиция являются предметом постоянных дискуссий [Орогенный гранитоидный , 1994; Ронкин и др, 1997; Gerdes et all, 2002 и др.]. Ключевым для решения многих вопросов является полихронный Джабык-Карагайский плутон. В его строении принимают участие монцонитоиды степнинского комплекса (массивы периферии плутона), а также биотитовые граниты джабыкского (главный массив), резкопорфировидные лейкограниты ольховского, и средне-крупнозернистые лейкограниты аятского комплексов. Взаимоотношения между породами различных комплексов зафиксированы нами при изучении контактов и в целом подтверждают последовательность внедрения гранитных комплексов, принятую в схеме Ф.Ф. Тараканова (1986 г.): джабыкский - ольховский - аятский. При этом граниты джабыкского комплекса относятся к безмагнетитовой феррофации, ольховского - к магнетитовой, а аятского - снова к безмагнетитовой. Раннепермский возраст всех этих комплексов неоднократно подтверждался изотопными исследованиями [Ронкин и др., 1997; Gerdes at al., 2002; Montero at al., 2000; Попов, Тевелев и др., 2003 и др.].