Что такое доуралиды и уралиды
Большая Энциклопедия Нефти и Газа
Доуралид
Магматизм доуралид изучен очень слабо, так как в большинстве случаев Докембрийские плутонические комплексы сильно переработаны более поздними интрузивно-метаморфическими процессами. Миогеосин-клинальная зона доуралид почти лишена плутонических пород. В эвгеосинклинальной зоне выделяются небольшие тела габброидов и гиперба-зитав, однако их докембрийский возраст не доказан. [2]
Эвгеосинклинальные образования доуралид в общем случае распространены к востоку и северо-востоку от миогеосинклинальных, слагая почти весь Осевой антиклинорий и выходя в ядрах антиклинальных структур Приполярного и Полярного Урала. Разрез их здесь начинается кварцитами, чередующимися со сланцами, среди которых отмечается отдельные пачки метаморфизованных эффузивов. Выше согласно залегают темные серицито-глинистые и филлитовидные сланцы и алевролиты, среди которых нередко отмечаются прослои вулканогенных пород. [3]
В нижнем структурном этаже доуралид выделяются две основные структурно-формационные зоны, отвечающие понятиям миогеосинкли-нальная и эвгеосинклинальная зоны. Рифейские образования здесь представлены мощной ( до 12 км) толщей преимущественно осадочных пород. Они делятся на три серии, каждая из которых начинается толщами песчаников, иногда с линзами конгломератов и заканчивается сланцами и доломитами. [4]
Отложения верхнего структурного этажа доуралид ( орогенньш комплекс) развиты как в пределах миогеосинклиналыюй, так и в пределах эвгеосинклинальной зоны, однако их строение и характер разреза в этих зонах существенно различны. В миогеосинклинальной зоне к орогенным образованиям относятся залегающие с размывом и угловым несогласием на подстилающих рифейских отложениях породы ашин-скрй свиты, представляющие линзовидное чередование серых, зеленовато-серых и малиновых полимиктовых и аркозовых песчаников, гравелитов, конгломератов, алевролитов и аргиллитов. Обломочный материал свиты содержит помимо кварца и полевого шпата обломки основных. В более северных районах в составе орогенных образований появляются песчаники, пестроцветные алевролиты и тиллитоподобные конгломераты. [5]
В пределах эвгеосинклинальной зоны доуралид образования верхнего структурного этажа орогенного комплекса сложены кварцевыми, порфирами, их туфами, туфобрекчиями и туфосланцами, чередующимися с вулканитами среднего состава, а также с туфопесчаниками, туфо-конгломератами и другими терригенными породами. Орогенные образования с размывом залегают на подстилающих отложениях и, в свою-очередь, резко несогласно перекрываются трямадокскими отложениями нижнего ордовика. [6]
Гранитоиды в пределах эвгеосинклинальной зоны доуралид распространены довольно широко. На западном склоне Приполярного и Полярного Урала к ним относятся многочисленные тела гнейсогранитов и гранитов, которые слагают как согласные, так и дискордантные тела разного размера среди докембрийских толщ. [7]
Внешняя, миогеосинклинальная, зона доуралид формировалась в течение всего рифея. В конце докембрия произошло замыкание геосинклинального цикла доуралид в пределах этой зоны, с чем связано появление грубообломочных пород ашинской серии. Окончательное формирование цикла доуралид в миогеосинклинальной зоне связано с байкальской эпохой складчатости. [9]
В южной части Урала в структурах доуралид также появляются отклонения от меридиональных простираний. Крупные изменения простираний для всего Урала к северу от Уфы рассмотрены Н. С. Шат-ским ( 1946), по мнению которого они связаны с выступом восточного края эпикарельской Русской платформы. [10]
Таким образом, начиная от широты поднятия Полюдова кряжа наряду с уральскими простираниями доуралид появляются зоны со структурами доуралид различного простирания. [11]
Доуралиды
Геол-е строение
В истории развития Уральской обл-ти выделяют:
1) доуральский этап (доPZ-й), отвечающий понятию доуралиды.
2) собственно уральский (PZ-й), отвечающий понятию уралиды.
Доуралиды датир-ся от PR2 (R) до Є3. Уралиды от O1 до T1.
Наиб. ранние отлож-я датированы AR и PR1. На тер-ии Юж. Урала – Тараташский блок (север), возр. 2.6-2.7 млрд. лет (AR). Отлож-я предст-ны крист-ми сланцами и гнейсами.
В Челяб-м Зауралье выявлены PR1-е отлож-я в Ильменогорско-Сысертской зоне и в Салдинском поднятии, возр. 1.2-2.4 млрд. лет, состав – гранитогнейсы.
На AR-PR1-х отлож-ях несогл-но залегает R-й компл-с отлож-й, представл-й R1 (Бурзяний), R2 (Юрматиний), R3-ми (Каратавий) сериями стратотипич-го разреза.
R1 слагает грабеновый комплекс, сост-й снизу вверх из аркозовых и кварц-х песч-ков, алевролитов, углерод.-глин-х сланцев, доломитов и известняков. Они слагают крупный трансгр-й цикл с аллюв-ми и прибрежно-морскими груботерриг-ми толщами внизу и карбонатами открытого шельфа вверху. В основании разреза встреч-ся вулканиты базальтового и риолитового состава (Айская свита), по хим-му составу близкие к рифтог-м компл-м континетов. R1-е отлож-я в регионал-м плане приурочены к Камско-Бельскому авлакогену, пересек-му в ю.-вост. напр-ии край ВЕП и запад. склон Юж. Урала.
R2. На рубеже R1-2 (1.35 млрд. лет) происх-т поднятие, эрозия и новый цикл рифтогенеза. В основании R2 залегают вулканиты машакской свиты по составу близкие к рифтогенным породам конт-х рифтов; выше разрез имеет такую же трансгр-ю направл-ть: конглом-ты, кварц. песч-ки, алевролиты, углеродистые сланцы и карбонат-е отлож-я открытого шельфа.
Отлож-я R3 начин-ся с перерыва, выше к-го залегают грубозернистые толщи зильмердакской свиты. Они перекрыв-ся средне- и мелкооблом-ми песч-ми, алевролитами и карбонат-ми отлож-ми. Нижняя часть разреза имеет аллюв-ю и аллюв.-дельтовую природу, а верхня – прибрежно-морскую.
В отлож-ях R3 отсутствуют проявл-я вулканизма.
V-е отлож-я предст-ны V1-м и V3-м интервалами. В V1 рифтог-е вулканиты артинской свиты, сочетающ-ся с кварцито-сланцевыми толщами и тиллитопобобными конглом-ми.
V3 предст-н моласс-ми толщами, вкл-ми полимиктовый и граувакковый материал, снос к-го происходил с вост. приподнятой части региона. V3-е отлож-я по совр-м данным относ-ся кадомской молассе байкальского тектогенеза. Это означает, что в V2 на террит-ии БМА сущ-л Кадомский ороген, обрамленный с запада предгорным прогибом заполненным молассой.
Є-е отлож-я известны на крайнем юге Урала (Сакмарская зона), где они предст-ны глыбами известняков Є1-го возраста, к-е включены в субщелочные рифтог-е базальты Є3. Эти извстняки интерпр-ся как олистолиты – обвально-оползневые болки (компл-сы), слагающие борты рифтовх прогибов.
Уральская складчатость, доуралиды и уралиды. Уральский палеоокеан. Океан Палеотетис. Суперматерик Гондвана
Рассмотрим ранние стадии развития Уральской складчатой системы, возникшей как ответвление Палеоазиатского океанского бассейна. В пределах Урала выделяются два главных комплекса отложений: так называемые доуралиды, представленные метаморфическими породами докембрийского и кембрийского возраста: гнейсами, гранито-гнейсами и кристаллическими сланцами, причем первые нередко образуют куполовидные или овальные структуры; и уралиды, сложенные преимущественно вулканогенными и вулканогенно-осадочными породами с возрастом от ордовика до среднего карбона включительно. Этот комплекс уралид в зоне Восточного склона Урала распадается на две части: нижнюю, сложенную породами офиолитового комплекса, и верхнюю, представленную вулканическими породами известково-щелочной серии.
Формирование Уральского океана началось в раннем ордовике, хотя с позднего рифея уже стали развиваться грабенообразные впадины и рифты. Некоторые геологи предполагают существование в это время так называемого Доуральского океанского бассейна, в пользу которого свидетельствует обнаружение разрезов отложений пассивной окраины.
По мнению Л.П. Зоненшайна, В.Г. Кориневского, В.Г. Казьмина и других, этот бассейн раскрывался длительное время, примерно 120 млн. лет. В середине кембрия произошло частичное замыкание этого океана в результате предполагаемого столкновения Мугоджарского и Зауральского микроконтинентов с Восточно-Европейской платформой, о чем свидетельствуют складкообразовательные движения в середине кембрия. На складчатых и метаморфизованных породах несогласно залегает нижний ордовик. В раннем ордовике произошел новый раскол восточного края Восточно-Европейской платформы, который фиксируется контрастными вулканическими сериями пород: щелочными базальтами в ассоциации с риолитами.
В свою очередь, эти вулканиты связаны с грубообломочными терригенными толщами, характерными для рифтов. В результате этого раскола Мугоджарский микроконтинент, сложенный докембрийскими метаморфическими породами, сместился к востоку, освободив пространство для Уральского палео-бассейна с корой океанского типа.
Реликты пород этой стадии развития сохранились на Урале во многих местах и представлены классической офиолитовой ассоциацией, типичной для срединно-океанских рифтов и указывающей на расширение, спрединг океанского дна. Верхняя половина офиолитовой ассоциации прекрасно обнажена на Южном Урале и в Мугоджарах, в урочище Шулдак. Глубина образования подушечных лав в этом районе, судя по количеству пузырей, оценивается приблизительно в 3 км, что говорит о существовании глубокой океанской впадины.
Повсеместно на Урале распространены силурийские, скорее нижнесилурийские комплексы океанских осадков, представленные кремнистыми, глинистыми, кремнисто-глинистыми сланцами, в основании разреза которых залегают толеитовые, типично океанские базальты. Это свидетельствует о продолжавшемся расширении, раскрытии Уральского океана в позднем ордовике и в силуре. В это же время островные дуги расчленялись и в их тылу вследствие растяжения возникали окраинные моря с корой океанского типа. Реконструируются осадки глубоководных желобов перед фронтом островных дуг в виде маломощных, так называемых конденсированных разрезов силура и нижнего девона.
В позднем ордовике Палеоатлантический океан начал замыкаться, в краевых зонах в нем возникали системы островных дуг и впадин внутренних морей. В позднем силуре накопившиеся ранее мощные толщи осадков оказались смятыми в складки с образованием покровов и местами подняты в виде горных сооружений. В Грампианской системе на севере Европы, в Шотландии происходило внедрение крупных гранитных массивов, а в Скандинавии складчатые образования нижнего палеозоя оказались надвинутыми на кристаллические породы Балтийского щита на расстояние в 150-200 км. Каледонская складчатость нарастила стабильные области земной коры.
Таким образом, в северной части Палеоатлантической подвижной (геосинклинальной) системы к началу девона образовался складчатый каледонский шов, который отмечал собой столкновение Северо-Американского и Европейского материков. Если подобная реконструкция верна, то в Северо-Западной Шотландии, часто называемой платформой Эрия, на Лафотенских островах, находящихся к северо-западу от Норвегии вблизи ее берегов, мы должны видеть реликты Северо-Американского материка. Тот факт, что каледонские складчатые образования Скандинавии практически полностью аллохтонны, т.е. залегают в виде покровов, свидетельствует об их выжимании из зоны, расположенной где-то непосредственно к юго-востоку от Лафотенских островов.
Палеозойскую структуру и историю развития Средиземноморского пояса в границах бассейна Палеотетис восстановить очень трудно, так как палеозойские образования расположены лишь фрагментами. Северная половина пояса обладала сложным структурным планом, который определялся наличием бассейнов с корой океанского типа, разделявшихся зонами с корой либо континентального, либо субконтинентального типов. Следами бассейнов первого типа могут служить офиолиты, слагающие ряд покровных пластин в Альпах; Вардарскую зону, в месте пережима складчатых сооружений Динарид и Южных Карпат; в зоне Передового хребта Большого Кавказа. Время образований этих прогибов с корой океанского типа, по-видимому, различное и часть из них заложилась еще в докембрии, а другая часть является новообразованной, сформировавшейся за счет растяжения коры в ордовикский период. Следовательно, ряд прогибов был унаследован, а некоторые прогибы были вновь сформированными благодаря импульсам спрединга, возникавшим в различных местах.
В раннем палеозое климатическая зональность была выражена достаточно четко. Вендское похолодание сменилось потеплением, трансформировавшимся в кембрийский период в тропический климат, о чем свидетельствует широкое распространение соленосных и сульфатных формаций и карбонатных органогенных построек. Крупнейшие области соленакопления располагались в кембрии на Сибирской платформе. В конце кембрия климат стал более мягким, гумидным в тех районах, где ранее он был аридным. Ордовикский период характеризовался постепенным изменением климата и в позднем ордовике в Южной Америке и Африке уже известны ледниковые отложения. Прохладные климатические условия существовали и в начале силурийского периода, так как морены этого возраста обнаружены в Южной Америке (Бразилия, Аргентина, Боливия). Такой же климат был и на севере Африки. Однако в Евразии и в Северной Америке фиксируются тропические климатические условия, судя по карбонатно-сульфатным, соленосным, доломитовым и карбонатным (органогенным) формациям. Аридная климатическая зона в это время прослеживается на севере Канады, в северной части территории СССР и на Сибирской платформе. Условия влажного тропического климата устанавливаются в близэкваториальной зоне Евразии, протягивающейся от Новой Земли, через Урал и Казахстан в Алтае-Саянскую область.
Следовательно, в силуре потепление захватило значительные пространства Земли. В раннем палеозое суша была лишена растительности и только в силуре впервые появляются травянистые и кустарниковые псилофиты, произраставшие в болотистых низменностях.
Таким образом, реконструкция положения материков на мобилистской основе, несмотря на все сложности и недостаточность данных хорошо объясняет многие палеогеологические, палеотектонические и палеоклиматические особенности раннепалеозойского времени.
В раннем палеозое механизм тектоники литосферных плит «работал» уже в полном объеме. Сформировались крупные межконтинентальные подвижные пояса и обширные пространства с корой океанского типа. Дальнейшая эволюция земной коры происходила на фоне сближения материковых глыб и закрытия океанских бассейнов, что привело к формированию горно-складчатых сооружений.
1. Какие основные этапы развития и складчатости выделяются в палеозойской эре?
2. Какие основные стратиграфические подразделения включены в нижний палеозой?
3. В чем заключается смена органического мира на рубеже докембрия и фанерозоя?
4. Каков был органический мир раннего палеозоя?
5. Какова была палеотектоническая обстановка в раннем палеозое?
6. История развития платформ северного ряда в раннем палеозое.
7. Что происходило в раннем палеозое в пределах Гондваны?
8. Какие складчатые пояса образовались в раннем палеозое?
9. Какая палеотектоническая и палеогеографическая обстановки существовали в раннем палеозое на месте складчатого сооружения Урала?
ИСТОРИЯ УРАЛИД
Направление систематических фундаментальных исследований в области изучения геологических процессов, постоянно изменяющих внешний и внутренний облик нашей планеты, предопределили два великих открытия ХIХ века: впервые доказанная Ж.Ламарком и Ч.Ляйелем (1833) эволюция Земли в целом и параллельное последовательное развитие органического мира, расшифрованное Ч.Дарвиным (1859). С тех пор большинство специалистов в области геологии в своих исследованиях придерживаются концепции эволюционного развития Земли. Руководствуясь принципом единства общего и частного, легко заключить, что жизнь структурных составляющих планеты также подчиняется закону эволюции.
Основные структурные элементы земной коры и литосферы развиваются в строгой последовательности, стадийно, претерпевая изменения на каждой стадии эволюции. Так, на принципе эволюционного развития были разработаны учения о геосинклиналях (Дж.Холл, 1859) и платформах (Э.Ог, 1900), о циклах орогенеза (М.Бертран, 1887), о периодичности образования и распада суперконтинентов (Пангей) в истории Земли (В.Хаин, 1986, 1995) и другие концепции.
Во второй половине ХХ века на смену геосинклинальной теории пришла новая парадигма о развитии складчатых поясов, областей и систем с позиции горизонтальных движений литосферных плит. Опирающаяся на принцип актуализма, она также основана на эволюционной теории, ибо согласно этой концепции становление складчатых сооружений происходит стадийно, хотя и не столь однообразно, как по геосинклинальной теории. Природа – великий экспериментатор, допускающий отклонения (в том числе тупиковые) как в развитии животного и растительного мира, так и неживых объектов. Поэтому на нашей планете нет совершенно одинаковых структурных элементов литосферы, хотя похожих имеется достаточное количество.
Теория тектоники литосферных плит допускает разные варианты формирования складчатых подвижных поясов. Поэтому, опираясь на нее, расшифровывать геологическую историю регионов гораздо сложнее, чем с геосинклинальной позиции. Особое значение в этом случае придается восстановлению геодинамического режима, господствовавшего в каждую стадию развития складчатых систем. Наиболее уверенно расшифровать геодинамическую обстановку прошлых геологических эпох можно с помощью формационного анализа.
Ниже кратко изложена история уралид, опирающаяся на анализ геологических формаций, причем тектонические события палеозоя воспроизведены, главным образом, на основе изучения характера гранитоидных ассоциаций.
В Уральской складчатой области имеются блоки доуралид, сформировавшихся в докембрии. История этих мощных древних толщ, представленных в различной степени метаморфизованными породами, во многом проблематична. Вероятно она имеет много общего с эволюцией вещества в фундаменте Восточно-Европейской платформы. Давно известны также взгляды о наличии среди доуралид полного набора фрмаций, относящихся к складчатой системе байкальского возраста (Петрова, 1969; Мареичев, Петрова, 1988; и др.).
История уралид начинается с позднего рифея, когда продолжился распад Пангеи-1 в результате раскола континентального массива Евразии. В это время в хрупких толщах доуралид формировались рифтогенные структуры, сложенные в настоящее время песчано-сланцевыми отложениями и наземными вулканитами очетывисской и генахадатинской свит, а также бедамельской серии рифея (Приполярный и Полярный Урал). Кроме того, рифтогенный этап формирования ранних уралид подчеркнут на западном склоне Полярного Урала дайковыми полями габбро-диабазов и двумя поколениями вулкано-интрузивных комплексов кислого состава. К первому поколению относятся хахаремский, пайпудынский и очетинский гранит-липаритовые комплексы, ко второму – себетинский комплекс фельзит-порфиров и кварцевых порфиров. В пределах Приполярного и Северного Урала к рифтогенной стадии относятся трапповая и базальт-трахитовая формации (Голдин, Пучков, 1974), а также охарактеризованные Н.П.Старковым (1967, 1971) формация пикритовых порфиритов и малые гипабиссальные интрузии гранитов и кварцевых порфиров с абсолютным возрастом циркона 480 млн лет (определения А.А.Краснобаева), локализованные на левобережье Вишеры в Центрально-Уральской зоне (Мойвинский, Вёлсовский, Посьмакский Шудьинский массивы, с которыми связаны рудные скарны Кутимского и Шудьинского месторождений железа). По всей вероятности, этот же этап рифтогенеза отражен в липаритовой формации Центрально-Уральского поднятия, ошибочно отнесенной И.Л.Лучининым к завершающей стадии развития байкалид Урала (Лучинин, 1975). К рифтогенным молассоидам, маркирующим начало формирования рифта, предваряющего образование спрединговой структуры Уральского палеоокеана, относятся: погурейская свита, базальные пачки тельпосской свиты, кидрясовская свита Сакмарской зоны и часть аллохтонных отложений этого района.
Уже в кембрии к востоку от рифтовых структур рифея включился механизм спрединга, который стал формировать огромный по масштабам Урало-Охотский палеоокеан (рис.51). Эта расширяющаяся структура продолжала свое активное развитие вплоть до ордовика и в конце этого периода представляла собой межконтинентальный рифт типа современной Атлантики. В этой рифтогенной структуре находились осколки континентальных бортов, затянутых в океаническую область механизмом спрединга. В настоящее время они фиксируются в виде блоков докембрия (микроконтинентов) как на Урале, так и во многих частях складчатого фундамента Западно-Сибирской плиты. Наличие таких древних блоков отмечают многие авторы (Баранов, 1979; Рудкевич, 1981; Подсосова, 1983; Сурков, 1981).
Анализ геологических формаций показывает, что в конце кембрия-начале ордовика в будущей складчатой системе уралид закладываются две различающиеся по геодинамическим условиям зоны – внешняя (палеоконтинентальная) и внутренняя (палеоокеаническая), граница между которыми в настоящее время проходит по Главному Уральскому Глубинному Разлому (ГУГРу). К западу от этого разлома (в пределах западного склона Урала) на рифейских рифтогенных комплексах со стратиграфическим несогласием залегают манитанырдская и погурейская свиты верхнего кембрия и нижнего ордовика, представленные конгломератами, гравелитами, глинистыми сланцами и алевролитами с подчиненным количеством вулканогенных пород. Характер осадков названных свит указывает на формирование их в условиях континентального шельфа, примыкающего к океаническому бассену.
Палеозойский разрез внешней зоны уралид (западный склон Полярного Урала) наращивают алевролиты, сланцы и карбонатные породы кисуньинской и орангской свит нижнего-среднего ордовика, а также щугорской и молюдшорской свит среднего-верхнего ордовика. Формирование этих толщ происходило в условиях континентального склона прогрессирующей на востоке спрединговой океанической структуры. В пределах последней одновременно с описанными событиями кембрия и ордовика формируются комплексы океанического дна.
В конце ордовика в периферийных частях океанической структуры накопились достаточные напряжения тангенциального сжатия, что вызвало срыв в океанической плите и возникновение зоны субдукции, наклоненной на восток в сторону открытой части океана. Началось погружение океанической литосферной плиты под океаническую. Над зоной субдукции стали формироваться подводные вулканические поднятия, переросшие постепенно в архипелаги подводных, а затем и надводных островов (островные дуги типа Тонга). Это была раннеостроводужная стадия развития уралид, которая продолжалась в течение всего силура. Соответствующие ей габбро-плагиогранитные комплексы с комагматичными им эффузивами этого возраста изучены во всех внутренних зонах Урала (Щучьинской, Собско-Войкарской, Тагильской и Магнитогорской).
Однако, становление типичных раннеостроводужных ассоциаций началось не сразу. Фактические данные неопровержимо доказывают, что интрузивные и вулканические комплексы внутренней зоны (эвгеосинклинали) Урала сформировались на метаморфизованном и частично гранитизированном меланократовом основании, представленным офиолитами досилурийского возраста. Причем, в данном случае имеется в виду не ретроградный динамометаморфизм габбро-гипербазитовых комплексов, которому последние подвергаются при подъеме этого мантийного вещества на уровень океанической коры в срединноокеанических хребтах, а водный ультраметаморфизм, происходящий в висячем боку зон субдукции и фиксирующийся плагиомигматитами, развивающимися по офиолитам меланократового основания. В Щучьинской зоне к водным мигматитам и анатектитам плагиогранитного ряда относится харампэйско-масловский комплекс, ассоциирующий с метаморфитами амфиболитовой фации. Аналогичные и близкие по типу ассоциации изучены к востоку от полосы габбро и гипербазитов Главного Уральского глубинного разлома в Собско-Войкарской зоне (собский комплекс).
В последние годы накапливается все больше данных, свидетельствующих об одновременном проявлении событий рубежа ордовика и силура для всего Уральского подвижного пояса. Этот тезис, высказанный нами ранее (Старков, Холоднов, 1986), находит подтверждение в работах многих петрологов, посвященных изучению тектонических и магматических событий в Главном габбро-гипербазитовом поясе Урала. В первую очередь это касается работ А.А.Ефимова и И.С.Чащухина (2006), А.А.Ефимова и О.М.Яковлевой (2007). Эти исследователи установили вещественное сходство метаморфических пород, образовавшихся по вулканитам и обнажающихся в Тагильской зоне к северо-западу от Кытлымского массива, и в Собско-Войкарской зоне – к западу от Войкарского массива офиолитов. В результате обсуждения полученных данных авторы пришли к заключению, что в конце ордовика – начале силура на границе континентального и океанического секторов Уральской складчатой области существовала «единая и единовременная зона субдукции».
Параллельно с магматическими событиями в островных дугах, на западе вплоть до позднего девона продолжалось осадконакопление в пределах шельфа и материкового склона пассивной части активной континентальной окраины. Соответствующие ассоциации известны в Карской, Нярминской и Оченырдской зонах внешней части уралид и представлены песчаниками, сланцами и известняками оюской, харотской и других свит.
В конце позднеостроводужной стадии в результате усилившихся напряжений сжатия островные дуги достигли края континентального обрамления океана и начался процесс скучивания островодужного материала. При этом крайняя западная островная дуга вместе с ее меланократовым основанием оказалась шарьированной на внешнюю часть складчатой системы, сформированной на краю Восточно-Европейского кратона.
Теперь, рассматривая формирование уралид с позиции теории тектоники литосферных плит, мы легко объясняем этот факт, отмеченный А.А.Прониным. Каждая из внутренних зон Урала (Щучьинская, Собско-Войкарская, Тагильская и Магнитогорская) поредставляют собой разные островные дуги Уральского палеоокеана, совмещенные друг с другом путем шарьяжа (надвига) на завершающих стадиях развития Уральской складчатой области. Поэтому, изучая каждую из этих «чешуй» в отдельности, мы видим, что островодужный режим закончил свое существование в Щучьинской зоне в конце среднего девона, в Собско-Войкарской – в конце позднего девона, в Тагильской это произошло гораздо раньше – в интервале времени от позднего силура до раннего девона, а в Магнитогорской зоне островодужные события затянулись до раннего карбона.
По-видимому, подобное же нагромождение разновозрастных блоков («чешуй») представляют собой и уралиды, подстилающие платформенный чехол Западно-Сибирской плиты.
Однако не по всей длине современного Урала фиксируются продукты этого водного плутонизма. Они полностью отсутствуют в его Приполярном и Полярном секторах. Причиной этого может быть одно из двух обстоятельств: либо в северной половине Урала не было коллизии литосферных плит и цикл формирования складчатой системы здесь редуцирован, либо коллизия плит была, но обязанные ей магматические продукты находятся восточнее современных выходов горных пород Урала под мощным чехлом Западно-Сибирской плиты. Данные свежих исследований не исключают справедливость такого предположения, поскольку уральские структуры уверенно фиксируются под осадочным чехлом Западно-Сибирской плиты на широте Приполярного Урала.
Петрологи давно пытались объяснить причину увеличения «калиевости» гранитоидов, наблюдаемую в палеокеаническом секторе Урала в направлении с запада на восток. Этот геохимический факт свидетельствует о многоэтажности пакетов континентализированной коры, скученной в процессе надвига бывших островных дуг на край европейского континента во второй половине палеозойской эры. Каждая последующая пластина ложилась на предыдущую, уже в значительной степени континентализированную.
Вслед за альпинотипной складчатостью, метаморфизмом и водным гранитоидным магматизмом раннеконтинентальной стадии наступила позднеконтинентальная стадия, которая протекала в континентальной обстановке и характеризовалась тектоническими движениями совершенно другого характера и направления. В спокойной тектонической обстановке больше не образовывались мощные метаморфические толщи и надвиговые структуры. На место горизонтальных движений вещества пришли дифференцированные вертикальные подвижки блоков земной коры. Рождались глубокие расколы литосферы, по которым поступали горячие мантийные флюиды, способствующие избирательному плавлению кислого материала коры в участках, прилегающих к зонам разломов. Наступила важнейшая эпоха в развитии уралид, когда в спокойном тектоническом режиме возобновляется кислый магматизм, порождающий гранитные интрузии субплатформенного типа и покровы липаритов. Этот магматизм, ныне хорошо известный в любых складчатых областях фанерозоя, был отмечен знаменитым немецким геологом Гансом Штиле. Он назвал его субсеквентным (последующим). Значение субсеквентного магматизма для человечества трудно переоценить. С его интрузиями пространственно и генетически связан целый перечень важнейших рудных полезных ископаемых: железа, меди, молибдена, вольфрама, ниобия, тантала, циркония, золота, урана и др.
Общая картина магматизма уралид осложняется еще и мозаикой надвинутых друг на друга субмеридиональных структур, а также приподнятых и опущенных относительно друг друга блоков.
Особое место в истории гранитоидного магматизма занимают вулкано-интрузивные комплексы позднего девона – карбона, развитые на восточном склоне Урала. В первую очередь это магнитогорский комплекс, с которым связаны крупные контактово-метасоматические месторождения железа. Комплекс формировался в условиях растяжения земной коры (Старков, 1983, 1991 и др.). В Н.Пучков (2000) связывает формирование интрузий магнитогорского комплекса с рифтогенной зоной раннего карбона.
К концу перми уралиды закончили свое развитие, спаяв таким образом Европейский и Азиатский континенты в единый материк – Евразию. В итоге в конце палеозойской эры между названными континентами вместо Уральского палеоокеана образовалась эпигерцинская складчатая область, среди которой выступают глыбы (микроконтиненты) более ранней консолидации.
В более поздние отрезки времени палеозойской эры в пределах Урала возобновлялись горизонтальные движения пластин литосферы. Об этом свидетельствуют зоны серпентинитового меланжа гипербазитовых массивов, которые в северном фланге массива Рай-Из подстилаются верхнедевонскими и каменноугольными осадочными толщами. Однако эти движения носили приповерхностный характер и не вызывали ни магматических явлений ни глубокого метаморфизма пород.
В конечном счете уралиды, слагающие современный Урал, стали представлять собой сложную складчатую область, состоящую из совокупности пластин и блоков различной природы и возраста, сближенных путем длительных горизонтальных перемещений вещества и граничащих ныне по разломам регионального уровня. Среди этих структурных подразделений фиксируются фрагменты некогда разделенных большими расстояниями формационных зон внешней и внутренней частей палеозойской складчатой системы, офиолитовых пластин, а также древних блоков доуралид.
Вероятно, такое же нагромождение разновозрастных «чешуй» представляют собой древние (домезозойские) образования уралид, подстилающие платформенный чехол Западно-Сибирской плиты.
Нам важно ваше мнение! Был ли полезен опубликованный материал? Да | Нет