Западно-уральская мегазона
Общая характеристика Западно-Уральской мегазоны включает две особенности, характерные для внешних зон всех коллизионных поясов, или так называемых миогеосинклиналей: осадочное происхождение вещества разреза (в уральском случае — палеозоя) и линейная складчато-надвиговая структура. Соответственно, речь идет о пассивных окраинах древних континентов, вовлеченных в коллизионные дислокации.
Западная мегазона прослеживается вдоль всего западного склона и местами включает осевую часть Уральского хребта. Лишь на юге, в Мугоджарах, она уходит под мезозой-кайнозойский чехол. Граница ее с Предуральским прогибом — надвиг или система надвиговых чешуй, на мелкомасштабных геологических картах выраженная исчезновением к востоку пермских отложений. Другая, восточная, граница известна как Главный Уральский «разлом» (надвиг): она четко прослеживается по связанному с ней серпентинитовому меланжу и по смене к востоку осадочного палеозоя вулканическим.
Внутри Западно-Уральской мегазоны легко проследить (см. рисунок на вклейке) с юга на север три протяженных поднятия с выходами докембрийского фундамента, которые традиционно называют антиклинориями — Башкирское, Кваркушское (Среднеуральское) и Ляпинское (Североуральское); последнее на севере оканчивается расширением — Кожимским выступом: к нему приурочены наибольшие абсолютные отметки Уральского хребта. Четвертое, Харбейское, поднятие образовалось на стыке Урала и Пай-Хоя. Отдельно назовем Уралтауский выступ (У) метаморфических пород к востоку от Башкирского, в котором метаморфизм в основном уже палеозойский. Название «Урал-тау» было позже распространено на весь Уральский хребет. Между Башкирским и Уралтауским поднятиями находится Зилаирская синформная структура (синклинорий), в ядре которой залегают офиолиты и вулканиты, перемещенные из соседней Тагило-Магнитогорской мегазоны.
Стратиграфическая колонка. Разрез западной мегазоны Урала начинается с ордовикских отложений, которые налегают с угловым несогласием на докембрий. Это несогласие, достаточно четкое на востоке Башкирского антиклинория, во многих других пунктах выражено слабо, что вызывает дискуссии в отношении природы событий конца докембрия — начала палеозоя. Все же обычно различают «доуралиды» –― нижний структурный этаж, байкальский по возрасту главных деформаций, и верхний этаж — собственно «уралиды».
Строение допалеозойского этажа в Западной мегазоне лучше всего изучено в Башкирском антиклинории. Расположенный в его северной части Тараташский выступ глубоко метаморфизованных пород — кристаллических сланцев, гнейсов, амфиболитов, мигматитов — на обзорных картах показывают архейским, что подтверждено присутствием здесь гранулитов с цирконами, возраст которых определен в 2600 — 2700 млн л. Сходные по возрасту (конец архея) и по происхождению породы известны в гнейсо-гранулитовых поясах фундамента Русской платформы. Однако в Тараташском выступе широко проявлены процессы ретроградного метаморфизма, в амфиболитовой и зеленосланцевой фациях, причем иногда они датируются поздним протерозоем: столь молодые преобразования характерны лишь для байкальских и фанерозойских складчатых областей.
Верхний протерозой в Башкирском антиклинории отделен от нижнего угловым несогласием и включает, вероятно, самый полный в России и наилучшим образом изученный разрез рифея, а также вендские отложения. Рифейский комплекс этого района считается стратотипическим (Рифейские горы — древнее название Урала). Заметим, что уральский рифей и венд первоначально считались «эокембрием» и включались в палеозой. Установление в середине ХХ в. по изотопным датировкам огромной длительности рифея было неожиданностью. Башкирский рифей представляет остаточно подробную запись позднепротерозойской истории восточной окраины Европейского континента, которая здесь оказалась доступной для изучения благодаря карбон-пермской коллизии и выведению рифея на поверхность. Рифейский комплекс состоит из трех серий — бурзянской, юрматинской и каратавской, каждая из которых достигает мощности 2–5 тыс.м.
Нижний рифей (бурзяний) прослеживается из Башкирского антиклинория к западу на платформу, где заполняет обширный Камско-Бельский авлакоген. Разрез бурзяния в нижней части также типичен для континентальных рифтов: здесь находятся щелочные вулканиты (айская свита) с согласованным U-Pb и Rb-Sr возрастом около 1620 млн л., что образует хорошо датированный хронологический репер начала рифея. Вулканиты сочетаются с конгломератами, аркозовыми и кварцевыми песчаниками, а вверх по разрезу трансгрессивно сменяются сланцами, известняками и доломитами. Средний рифей (юрматиний) в современных стратиграфических схемах начинают с машакской свиты, включающей снова рифтовые, контрастные по составу (базальты и риолиты), вулканические породы, датированные около 1340 млн л.: близкий возраст имеет вскрытая там же Бердяушская интрузия гранитов-рапакиви. Залегающие выше осадочные свиты образуют трансгрессивный ряд с карбонатами в кровле, отчасти повторяющий разрез нижнего рифея. Таким образом, ранне-среднерифейская история региона включала два импульса растяжения с образованием впадин, заполненных далее осадками и компенсированных, вплоть до восстановления равновесия в земной коре.
Верхний рифей (каратавий) также построен циклично, но не включает заметных вулканических проявлений. Он состоит из континентальных или дельтовых внизу (зильмердакская свита) и морских в верхней части осадков. Карбонатные свиты каратавия, а именно катавская и особенно верхние — миньярская и укская — отличаются присутствием богатого и разнообразного комплекса строматолитов и микрофоссилий, который хорошо изучен и считается опорным при стратиграфической корреляции верхнего рифея. Кроме того, глауконит и иллит из песчано-глинистых отложений каратавия были многократно датированы Rb-Sr и К-Аr методами: по результатам этих определений, середина серии имеет возраст 850–900 млн.л, а верхи 650–700 млн л.
Вендские отложения Башкирского антиклинория также представлены довольно полным разрезом. Как и на Русской платформе, здесь обособляется ранневендский цикл рифтинга, с проявлениями субщелочных базальтов, датированных 677±3 млн л., и с тиллитовидными конгломератами. Обычно считется, что это морские фации лапландской ледниковой эпохи, отмеченной также тиллитами на западе и севере Восточно-Европейского континента: некоторые авторы, впрочем, связывают конгломераты уральского венда с пролювиальными процессами в рифтовых впадинах. Верхний венд (ашинский горизонт) представлен кварцитами, сланцами и карбонатами шельфового происхождения, обычными для платформенных чехлов. Их корреляция обеспечивается изучением микрофоссилий, различного рода следов и отпечатков, в том числе — бесскелетных животных эдиакарского типа, а также датировками по глаукониту в пределах 620-560 млн.л.
Однако верхняя часть ашинских (верхневендских) отложений представлена отличными по составу фациями — мощными граувакками, которые содержат гальку гранитов, основных изверженных пород, красных глубоководных силицитов. Очевидно, это остатки уже передового прогиба вендской складчатой области Тимана. Они сохранились на западе Башкирского антиклинория, тогда как на востоке в конце венда возникло складчатое поднятие и происходил метаморфизм. Его завершение и остывание метаморфизованных пород датировано Ar-Ar методом в 550-600 млн л., т.е. данное событие действительно связано с тиманскими байкалидами (рис. 4).
Выступы докембрия более северных районов Западно-Уральской мегазоны обнаруживают совершенно иные стратиграфические разрезы. В Харбейском и Кожимском выступах удалось получить раннедокембрийские (древнее 2000 млн л.) датировки развитых здесь амфиболитов, плагиогнейсов, глиноземистых слюдистых сланцев и иногда эклогитов. Однако основная часть средне- и североуральского докембрия в Кваркушском, Ляпинском и Харбейском поднятиях принадлежит к верхам каратавия (верхнего рифея) и к венду. Это многокилометровые по мощности серии песчано-глинистых пород с конгломератами, известняками, а также различных вулканитов, непрерывно-дифференцированных по кремнекислотности — чаще это андезиты и базальты, но также и риолиты. Имеются тела габбро, сиенит-диоритов, гранитов того же возраста: в частности, Народинский массив гранитоидов I-типа в пределах Кожимского выступа на Приполярном Урале датирован U-Pb методом в 548±6 млн л. (поздний венд). Пестрота вещественного состава доордовикского фундамента в северных поднятиях, значительный метаморфизм и малое число надежных дат еще не позволяют восстановить для них детальную историю образования. Однако в позднем рифее здесь существовала уже кора океанского типа: ее фрагментами являются редкие проявления офиолитов так называемой Собской сутуры. Cудя по преобладающему составу вулканитов и осадочных пород, океанская кора рифея частично вошла в состав островодужно-окраинноморской области. К позднему венду эти образования вместе с блоками континентальной коры нижнего докембрия испытали аккрецию к окраине Восточной Европы, образовав будущий
Рис.4. Схема тектонической зональности доуралид [В.Н.Пучков, 2000].
1- относительно поднятые архейско-нижнепротерозойские блоки; 2 - рифейские авлакогены (А - Кажимский, В - Камско-Бельский, С - Серноводско-Абдулинский); 3 - то же, что 1–2, под вендскими отложениями платформенного чехла; 4 - антиклинории доуралид, в том числе краевые (Е - на Южном, F - на Среднем Урале и G - на Тимане) и внутренние (К - Маньхамбовский; L - Колвинско-Хобеизский, P - Марункеу-Харбейский 5 - синклинории доуралид, в том числе с рифтовым типом магматизма (а) внутри поднятий Северного и Полярного Урала - Вишеро-Илыч-Чикшинский (H), Денисовско-Саблинский (I), Лемью-Хорейверский (M) и с субдукционным магматизмом (б) ― Оченырдский (O); 6 — передовой прогиб (D) и межгорные впадины - Лаптопайская (L);
фундамент Тимано-Печорской плиты. Аккреция завершилась возникновением Предтиманского прогиба, часть которого в конце палеозоя была вовлечена в состав Башкирского антиклинория. На рис. 4 видно, что коллизия в конце палеозоя создала структуру уже другого направления. Для этого необходимо, чтобы в начале палеозоя раскол эпибайкальского континента произошел косо по отношению к байкалидам Тимана.
Отметим, что обсуждается и другое представление, согласно которому до ордовика включительно область современного Урала испытывала лишь рифтовое растяжение без образования океана.
Палеозойский этаж Западно-Уральской мегазоны был изучен уже в конце XIX в. и его стратиграфия описана во многих отечественных сводках и учебниках. Однако первоначально «палеозой западного склона Урала» понимался только как датированные ископаемым бентосом терригенно-карбонатные отложения Бельской (на юге) и Елецкой (на севере) зон, которые, по современным представлениям, сформированы на континентальном шельфе Европы. Этот тип разреза называли обычно миогеосинклинальным. Лишь с 1950–1960-х гг. становится понятным строение палеозойского разреза более восточной, Зилаиро-Лемвинской зоны, сформированного в области континентального склона и подножия. Составляющие его отложения представлены батиальными пелагическими фациями, в большей мере глинистыми сланцами и кремнистыми породами (силицитами), а их ископаемые — в основном микрофоссилии (конодонты, радиолярии и др.), а также остатки населявших верхние слои воды в открытых морях граптолитов и наутилоидей. Некоторую роль в разрезе играют базальтовые внутриплитные излияния. Показав распространение шельфового и батиального палеозоя на Урале (несмотря на перемещения по надвигам — см. ниже), удалось восстановить картину развития в раннем — среднем палеозое пассивной окраины Европы, сохранявшуюся до начала коллизии и до образования передового прогиба. Рассмотрим эти типы разреза подробнее.
Палеозой Бельско-Елецкой (шельфовой) зоны начинается обычно слоями среднего — верхнего кембрия или нижнего ордовика, которые залегают с угловым несогласием на рифейских образованиях и образуют породную ассоциацию рифтового типа. Ее составляют красные и зеленые конгломераты, кварцито-песчаники и сланцы, редко — лагунные карбонаты (доломиты и др.) вместе с трахибазальтами и реже риолитами, а также их туфами. В поднятиях Северного и Полярного Урала возраст щелочной базальт-риолитовой ассоциации (саблегорский и другие комплексы) иногда считают раннекембрийским и даже вендским. Мощности изменчивы, что вытекает из расчлененного характера рельефа в рифтовой области, но могут достигать 2—6 тыс.м. Разрез среднего — верхнего ордовика более карбонатный, но неполный. Силур залегает трансгрессивно и представлен известняками и доломитами более умеренной мощности (сотни метров), что характерно уже для шельфовых осадков зрелой, атлантической стадии в истории океанских окраин. В более восточных обнажениях видно замещение силурийских слоистых известняков сначала рифовой фацией (на Среднем Урале — т. н. Сергинский риф) и далее граптолитовыми сланцами. В раннем девоне, как и во внутренней части обширного шельфа (на Русской платформе), отмечается перерыв и размыв отложений, однако здесь он не повсеместен, так что местами карбонаты верхнего силура и низов девона сохранились.
Трансгрессия в конце раннего девона начала новый цикл седиментации, в начале которого за счет приноса с запада зрелого материала образовались кварцевые песчаники (такатинская свита), вместе с ними лагунные доломиты и ангидриты и затем бентогенные известняки открытого шельфа, которые в среднем девоне распространились далеко на запад. В позднем девоне общность истории Западного Урала и прилегающих районов Русской платформы проявилась в отложении одинаковых разрезов карбонатных и битуминозно-глинистых («доманиковых») отложений, причем максимум трансгрессии приходится на фаменский век. В раннем карбоне после короткого перерыва шельф снова погружался, но в эту эпоху кроме зрелых кварцевых песчаников в условиях влажного климата образовались угольные пласты (Кизеловский бассейн). Развитие трансгрессии привело далее к образованию толщи известняков, включающей все ярусы среднего — верхнего карбона. Однако для этих двух эпох характерна смена вверх по разрезу мелководных известняковых фаций более глубоководными глинисто-карбонатно-кремнистыми осадками предфлиша, упоминавшимися выше. Смена эта началась раньше в восточной части мегазоны, позже — в западной, а на территории нынешнего передового прогиба она произошла лишь к началу перми. Напомним, что причиной такого изменения состава осадков послужило быстрое погружение края континента, а образованное им глубоководное пространство далее заполнялось турбидитами, материал для которых поступал с востока от разрушения надвиговой «кордильеры». Таким образом, разрезы среднего — верхнего карбона Бельско-Елецкой зоны (карбонаты→предфлиш→флиш) показывают нам раннюю историю развития передового прогиба, занимавшего сначала более восточное положение, но превращенного здесь в складчато-надвиговое сооружение.
Восточная, Зилаир-Лемвинская, формационная зона соответствует палеозойскому континентальному склону и подножию. В современной структуре относящиеся к ней отложения сохранились фрагментарно и часто находятся в аллохтонном залегании. Основание разреза в пределах собственно Лемвинской зоны (верховья р. Лемвы и соседние районы западного склона Полярного Урала) обычно составляют верхнекембрийские и нижнеордовикские отложения того же состава, что и в Елецкой зоне, т. е. конгломераты, переходящие кверху в мощную толщу кварцито-песчаников и сланцев (грубеинских) с присутствием контрастных вулканитов. На юге Урала подобные фации сохранились лишь фрагментарно в составе Сакмарского аллохтона. Однако вслед за этими образованиями, явно относящимися к рифтовой стадии в начале раскрытия Уральского океана, здесь установилась обстановка глубоководного открытого некомпенсированного бассейна и в нем был сформирован почти непрерывный стратиграфический разрез от ордовика до начала среднего карбона. Полученная колонка отложений имеет небольшую суммарную мощность, обычно около 1–1,5 тыс. м, и состоит из глинистых сланцев (в силуре граптолитовых), силицитов (кремнистые сланцы, яшмы), тонкозернистых (микритовых) известняков, к которым на отдельных уровнях девонской системы добавляются кварцевые песчаники, образующие вместе с алеврит-глинистыми осадками дистальные турбидиты. Источником сноса для них был континент на западе. Отдаленность низкой суши, малая скорость седиментации привело к «голоданию» бассейна и сохранению в нем больших глубин, во всяком случае порядка многих сотен метров. При этом строение земной коры не обязательно и не по всей зоне было океанским: наоборот, на Полярном Урале в составе Лемвинской зоны известны фрагменты допалеозойской континентальной коры (Манитанырд-Пайпудынский выступ рифея, рис. 6), очевидно, растянутой и утоненной в ходе предокеанского рифтинга и остававшейся, судя по присутствию палеозойских известняков, относительным поднятием-банкой в глубоководном море. Южнее, в западном крыле Ляпинского антиклинория, кремнистые пелагические отложения верхнего девона — нижнего карбона также налегают на толщи шельфового происхождения.
На Среднем Урале приближается к Лемвинскому типу разрез Бардымского тектонического покрова в районе Уфимского амфитеатра, включающий мощные песчаные турбидиты нижнего-среднего девона (рис. 6). Это отложения склона и подножия континента. Они образуют формацию, которую мы будем называть «нижним флишем», отличая ее от коллизионной (иначе, поднадвиговой) флишевой форма-
Рис.5. Сопоставление стратиграфических разрезов Полярного Урала (по материалам В.А. Аристова,
В..Н. Пучкова, С.В. Руженцева и др.)
Колонки: I — III — Лемвинская зона: I — западная, II— центральная часть, III — Манитанырд-Пайпудынское поднятие; IY ― офиолитовые массивы Рай-Из, Сыум-Кеу.
1 — известняки: а — в шельфовой последовательности, б — в олистолитах; 2 — конгломераты и песчаники; 3 — песчано-глинистые турбидиты; 4 — глинистые сланцы; 5 — силициты (кремни, яшмы); 6 — основные вулканиты: а — туфы, б — базальты массивные, в — базальты подушечные; 7 — средние вулканиты: а — туфы, б — андезиты; 8 — кислые вулканиты; 9 — серпентинитовый меланж (в основании покрова)
Рис. 6. Разрез через покровную структуру Западной мегазоны Среднего Урала в районе Уфимского амфитеатра [А.Е. Живкович, П.А. Чехович, 1985]
1 — кристаллический фундамент; 2 — рифейско-вендское основание; 3 — слоистые карбонаты силура — девона в автохтоне; 4-7 — Сергинский покров (паравтохтон): 4 —песчаники, слоистые известняки (нижний силур), 5 — рифогенные известняки (нижний — верхний силур), 6 — слоистые известняки и сланцы (верхний силур), 7 — слоистые и массивные рифогенные известняки (нижний девон); 8–11 — Бардымский покров: 8 — черные кремнистые сланцы, кремни, фтаниты (силур — нижний девон), 9 — субаркозовые и кварцевые турбидиты, кремневые брекчии, кремни (нижний — средний девон), 10 — светлые кремни, фтаниты, кремневые брекчии (верхний девон), 11 — шаровые и массивные диабазы, песчаные турбилиты (нижний девон); 12 - надвиги
ции в кровле колонки. Девонский флиш Бардымского аллохтона к западу, в Сергинском покрове, замещается шельфовыми известняками или склоновыми брекчиями, которые следует включать уже в Бельско-
Елецкую зону, а на востоке сопровождается базальтами, излившимися на дне уже глубоководного бассейна (рис. 7).
Батиальный силур и девон Южного Урала известен в Зилаирском синклинории, где сохранился в виде останцов в составе Сакмарского, Кракинского (нижние пластины) и других аллохтонов: напомним, что автохтон вскрыт здесь на крыльях синклинория и содержит одновозрастные карбонатные толщи. Аллохтон включает силурийские кварцевые песчаники и девонские известняковые тела-олистолиты: те и другие отложены были, очевидно, на континентальном склоне или у подножия, но источником материала надо считать континентальный шельф. Формация верхнего, или поднадвигового, флиша хорошо сохранилась в Зилаирском синклинории и представлена зилаирской свитой, которая охватывает, по современным представлениям, самые верхи франского и фаменский ярусы верхнего девона. При этом возраст подошвы свиты на востоке древнее, чем на западе, где зилаирский флиш переходит на шельфовые девонские известняки: причина в том, что на востоке раньше началось поступление турбидитного материала. Свита представлена типичными граувакками, которые образованы обломками как осадочных, особенно кремнистых, так и различных вулканических пород, чем и отличается принципиально от нижнего, силур-среднедевонского, флиша. Состав пород в целом тонкообломочный, алевролиты преобладают над более грубыми фациями. Кровля свиты к западу также омолаживается: сначала здесь появляются визе-серпуховские и башкирские отложения, а еще западнее этому стратиграфическому интервалу отвечает уже карбонатно-глинистый предфлиш, тогда как собственно флишевая толща с олистолитами известняков появляются визе-серпуховские и башкирские отложения, а еще западнее этому стратиграфическому интервалу отвечает уже карбонатно-глинистый предфлиш, тогда как собственно флишевая толща с олистолитами известняков шельфа относится к среднему-верхнему карбону (р. Малый Ик). Напомним, что далее в том же направлении находится передовой прогиб с уже пермским флишем. Сходное омоложение флишевой формации к западу можно проследить и в северных районах, однако здесь образование верхнего флиша задерживается и в Лемвинской зоне Полярного Урала длится до начала перми (кечпельская свита).
Таким образом, омоложение флишевой формации вкрест простирания современной структуры с востока на запад, от позднего девона до начала перми, установлено для всей Западно-Уральской мегазоны. Поскольку эта формация залегает везде непосредственно под тектоническими покровами и образована в основном за счет их размыва, можно видеть в такой закономерности результат продвижения к западу фронта тектонических покровов, смятия и расслоения осадочного комплекса, сгруживания их в виде поднятия, перед которым образуется и затем «перекатывается» на запад передовой прогиб. В свою очередь, этот процесс трудно истолковать иначе, xtv результат поддвигания края Восточно-Европейского континента к востоку под растущее орогенное сооружение.
Зона метаморфических поднятий осевой части Урала занимает крайнее восточное положение в пределах Западно-Уральской мегазоны, перед Главным надвигом. Она включает на юге поднятие Урал-тау, на Среднем Урале — Уфалейский метаморфический комплекс; ряд аналогичных образований известен на севере области (неркаюский, парусшорский и другие комплексы). Первоначально они
Рис. 7. Схема соотношений формаций континентальной окраины на Среднем Урале с покровной тектоникой [А.Е. Живкович, П.А. Чехович, 1985, с изм.].
Реконструированы корневые зоны тектонических покровов. Обратить внимание на связь во времени между продвижением покровов и образованием флиша, а затем моласс и эвапоритов, начиная с зилаирской серии (С1t) и кончая собственно Предуральским прогибом (Р1, кунгурский век).
ГУН — Главный Уральский надвиг
картировались как рифейские либо нижнепалеозойские, однако сейчас показано, что здесь присутствуют — или даже преобладают — отложения среднего палеозоя. Так, удалось показать, что в хр. Урал-тау слабо измененные осадочные породы «суванякского комплекса» содержат ископаемые силура — девона и по своему составу (флиш, глубоководные силициты) аналогичны синхронным отложениям Зилаир-Лемвинской зоны. Более того, выяснилось, что максютовский комплекс глубоко метаморфизованных пород, который считался подстилающим суванякский, на самом деле имеет близкий к последнему возраст и в общем тот же исходный породный состав. Однако кроме осадочных пород максютовский комплекс содержит серпентиниты и базальты океанического типа, причем последние преобразованы в эклогиты, и их метаморфизм, следовательно, происходил при температурах 550–700°С и давлениях 15–25 кбар (гранат-пироксеновая термометрия). Полагают вероятным, что метаморфизм мог быть следствием поддвигания базальтов в составе океанской коры под Ирендыкскую островную дугу Магнитогорской зоны (см. ниже) вплоть до глубин 50–75 км. Уже в конце девона этот комплекс был поднят, ретроградно преобразован в зеленосланцевой фации, а затем и вовсе выведен на поверхность, так что продукты его размыва обнаруживаются в зилаирской свите основания карбона (турне). Упомянутые здесь метаморфические комплексы Среднего и Северного Урала также содержат эклогиты. Все вместе они образуют протяженную зону, которая маркирует вместе с Главным Уральским надвигом субдукцию литосферы Уральского палеоокеана к востоку.
Тектоника Западно-Уральской мегазоны. Структура Западного Урала в целом проявляет чешуйчато-складчатый стиль, с общей западной вергентностью и с крупноамплитудными тектоническими покровами, которые частично сохранились в виде аллохтонов.
В пределах Полярного Урала крупнейшим является, вероятно, Лемвинский покров (рис. 8), образованный средним палеозоем батиального типа и флишем карбона — нижней перми. Эти отложения сорваны с фундамента по силурийским сланцам и надвинуты на передовой прогиб. Южнее, на Северном и Среднем Урале, Лемвинский покров пережат в тыльной части и почти исчезает из обнажений. Можно допустить, что он был разрушен еще пермской денудацией, так как в Предуральском прогибе очень много обломков кремнистых пород лемвинского происхождения На Среднем Урале выделяется Бардымский покров (см. рис. 6, 7), амплитудой в десятки километров. Останец его образует ядро синформы, заполненное также батиальными толщами и нижнедевонским флишем. Еще большая горизонтальная амплиту-
Рис.8. Покровная структура Полярного Урала [В.В.Юдин, 1994]
Надвиги, с востока на запад: Главный Уральский (ГУН), Фронтальный по границе Лемвинского покрова (ФН), Главный Западноуральский (ГЗУН) по границе Западноуральской мегазоны с передовым прогибом, Интинско-Хановейский (ИХН) между внутренней и внешней частями передового прогиба
да свойственна аллохтонам в ядре Зилаирского синклинория — Кракинскому и более южному Сакмарскому. Оба имеют сложное строение, в котором можно различать нижние пластины с формациями того же батиального типа и верхние, сложенные офиолитами и вулканитами, происходящими из Тагило-Магнитогорской мегазоны (см. ниже). Покровные пластины залегают на зилаирском флише, мощность которого (точнее, вертикальная толщина) достигает 6 км. Мощность самих покровов, особенно Кракинского, много меньше. Полностью аллохтонное положение обоих покровов, сейчас показанное геофизическими работами и бурением, не вызывает сомнений, хотя на обзорных геологических картах тектонические контакты в основании покровов не изображались вплоть до 1970-х гг., и многие авторы считали офиолитовые массивы скорее грибообразными вывернутыми складками.
Антиклинорные поднятия Западно-Уральской мегазоны также проявляют надвиговую структуру. В пределах Башкирского антиклинория крупные надвиги, по сейсмическим данным наклонные к востоку, на глубине выполаживаются (т. е. имеют листрическую форму) и переходят в единую поверхность срыва. В отличие от Башкирского, антиклинорий Урал-тау имеет действительно антиформное строение (рис. 9), по крайней мере, в южной его части. Однако строение метаморфического комплекса Урал-тау (напомним, что он считается теперь в
Рис. 9. Геологический разрез через Южный Урал [В.Н. Пучков, 2000]
Пересечение включает Предуральский прогиб (П), Западно-Уральскую мегазону (ЗУ), антиформу Уралтау (УТ) и Тагило-
Магнитогорскую мегазону (ТМ).
1 — тектонические границы: а — уверенные, б — предполагаемые; 2 — сутурные зоны, сопровождаемые серпентинитовым
меланжем; 3 — метаморфические толщи докембрия и палеозоя; 4 — гранитоиды.
основном палеозойским) в глубоких горизонтах иное: здесь он превращается в моноклинальную пластину, погруженную к востоку в согласии со всей структурой мегазоны. С запада от Урал-тау также встречаются тектонизированные
серпентиниты, которые можно считать фрагментами океанической коры пассивной окраины Европы.
Полезные ископаемые. Западно-Уральская мегазона содержит минеральные ресурсы, обычные для внешних частей складчатых поясов, но все же более богатые и разнообразные, чем в среднем для зон этого типа.
В нижнем, доуральском, структурном этаже выделяются крупные месторождения сидеритов (Бакальское) и магнезитов (Саткинское) в нижнерифейских отложениях, а также железа, барита и полиметаллов в среднем рифее, где известны и золото-платиноидные проявления в связи с черными сланцами. Залежи носят стратиформный характер, рудные концентрации часто образованы позже осадочного вещества. С интрузивными базитами среднего рифея связаны титаномагнетиты. Гранитоиды конца венда — начала кембрия сопровождаются кварцевыми жилами, содержащими богатые выделения горного хрусталя, в том числе со свойствами пьезокварца.
Ко времени раннепалеозойского рифтинга (кембрий?) относятся, вероятно, недавно разведанные месторождения золота в пределах Кожимского массива на севере Урала. Дальнейшая палеозойская история уральской окраины Европы оставила нам угольные месторождения нижнего карбона (Кизил) и главным образом строительные материалы, из которых в условиях промышленных районов важным является цементное сырье (верхний девон Пашийского района и др.). Представляют интерес также стратиформные железо-марганцевые, полиметаллические, баритовые залежи в палеозое Лемвинской зоны Полярного Урала.