Тагило-магнитогорская мегазона
Выходы геологических комплексов, составляющих Тагило-Магнитогорскую мегазону, протягиваются почти непрерывно от водораздельной части Полярного Урала на юг вдоль восточных склонов хребта, вплоть до самого южного окончания Мугоджарских гор. Общая их черта — преобладание вулканических, реже интрузивных пород известково-щелочной формации, а также офиолитовой ассоциации.
С запада мегазона отделяется уже упоминавшимся Главным Уральским надвигом с восточными падениями сместителя: фактически к ней относятся и сохранившиеся в его западном крыле вулканогенные и офиолитовые аллохтоны (Кракинский, Сакмарский и пр.). На востоке граница мегазоны менее определенна и может проводиться по краю выступов восточно-уральского докембрия, в пределах Северного и Полярного Урала она перекрыта платформенным чехлом. В целом это типичная внутренняя, «эвгеосинклинальная», зона коллизионного пояса, в которой сохранились фрагменты более древних островных дуг и собственно океанской коры. Уникальность Тагило-Магнитогорской мегазоны заключается, однако, в большой ширине (до 170 км, не считая аллохтонов Западной мегазоны) и хорошей сохранности этих доколлизионных объектов, что более свойственно, например, кайнозойским аккреционным окраинам Тихоокеанского типа.
Поскольку офиолитовые комплексы мы рассматриваем как остатки коры океанов, исчезнувших («закрытых») в результате коллизии, именно возраст офиолитов должен отвечать времени раскрытия океана. Однако результаты изучения и датировки многих офиолитовых комплексов показывают, что они обычно не отвечают по своему строению и геохимическим особенностям типичной коре современных открытых океанов (т. н. офиолитов СОХ — срединно-океанических хребтов). Офиолиты коллизионных поясов в большинстве случаев должны были образоваться либо в бассейнах красноморского типа, возникших на ранних стадиях спрединга, либо в окраинных морях с недолгой историей существования. Ко второму из названных типов на Урале относятся, вероятно, офиолиты с датировками в 400–420 млн л. (конец силура — начало девона); к первому - с возрастом 450–500 млн. л. (нижний — средний ордовик), но таких цифр пока еще мало.
Крупнейшие офиолитовые массивы Урала приурочены к главному Уральскому надвигу или залегают аллохтонно к западу от него. Последнюю группу составляют упоминавшиеся выше Хабарнинский, Кемпирсайский и Кракинский массивы. Тектонические пластины габбро и гипербазитов в зоне Главного надвига на Среднем Урале не столь велики по масштабу, здесь чаще наблюдается серпентинитовый меланж (тектоническая смесь) с мелкими пластинами гипербазитов и габбро. На Полярном Урале, однако, снова видны крупные и относительно цельные пластины древней океанской коры — Войкарская, Рай-Изская и Сыум-Кеуская. Состав и строение их различны. Ближе к ти-
Рис. 10. Разрезы некоторых офиолитовых массивов Урала [В.Н.Пучков, 2000, по Савельевой и др.].
1 — гарцбургиты, 2 —высокоглиноземистые лерцолиты, 3 —низкоглиноземистые лерцолиты, 4 — плагиоклазовые лерцолиты, 5 — подошва офиолитового комплекса, 6 — дуниты, 7 — полосчатые габбро, 8 — изотропные габбро, 9 —дунитовый штокверк, 10 — пиллоу-лавы, 11 — дайки в дайках, 12 — тоналиты, 13 — островодужные вулканиты, 14 — кремни, 15 — антигорит-оливиновые породы, 16 — полосчатый комплекс дунитов, верлитов и пироксенитов, 17 — рассланцеванные амфиболизированные дайки, 18 — направления твердо-пластичного течения.
типично океанскому офиолитовый комплекс Войкара (рис. 10). В его основании находятся гарцбургиты, с подчиненными по объему телами
дунитов и высокоглиноземистых лерцолитов: если гарцбургиты типичны для деплетированной (обедненной элементами-примесями) верхней мантии океанов, то лерцолиты могут оказаться захваченными из континентальной мантии либо иметь нижнемантийное происхождение. Характерна полосчатость в гарцбургитах, указывающая на твердо-пластическое движение верхней мантии при ее подъеме к поверхности и образовании океанской коры. Кверху эта полосчатость выполаживается, а сама океанская палеокора начинается горизонтально-полосчатыми габбро и гипербазитами, образованными, как можно полагать, из расплава в магматическом очаге спрединговой зоны. Над ними находятся габбро и долериты, образующие комплекс параллельных даек и выше — подушечные излившиеся базальты. Первый слой древней коры Палео-Уральского океана представляют здесь кремнистые сланцы, по микрофоссилиям отнесенные к верхнему ордовику - нижнему силуру. Это определение находится в соответствии с изотопными датировками габбро, которые отвечают среднему — верхнему ордовику.
Означает ли это, что в середине или конце ордовика произошло образование океана, т.е. отделение Восточной Европы от континента, ранее сочлененного с нею вдоль нынешней уральской окраины (Сибирь, Ханты—Мансийский блок)? Имеются данные о бонинитовом (высокоглиноземистом ) составе войкарских базальтов и даек, что может быть истолковано как признак образования их уже в составе энсиматической островной дуги. Если это так, то сам спрединговый бассейн был еще более древним, но прямых его следов не сохранилось. Мощность всего офиолитового комплекса 10–12 км. Уже в ордовике, а затем в девоне, т. е. еще до главной фазы коллизии, он подвергся зеленосланцевому до амфиболитового метаморфизму.
Другие крупные офиолитовые массивы Урала имеют сходное строение и мощность, хотя в большей степени тектонически нарушены. Отметим для Кракинских офиолитов лерцолитовый состав гипербазитовой части (континентальная мантия под малым раздвиговым бассейном?) и андезито-базальтовый состав вулканитов.
Особое место в истории окраинных бассейнов Уральского палеоокеана принадлежит офиолитам Полярного Урала, которые, продолжая к северу Тагильскую зону, вскрываются в самых северных массивах — Рай-Из и Сыум-Кеу. В отличие от южных, включая Войкарские, они и перекрыты батиальными кремнистыми осадками верхнего девона — нижнего карбона. Отложения того же типа и возраста распространены далее к северу в Пай–Хое и на востоке Новой Земли: таким образом, офиолиты Полярного Урала отвечают более позднему, чем на юге области, океанскому бассейну. Его кора была вовлечена в коллизионные надвиги на Полярном Урале, но осталась частично не деформированной и продолжала загружаться осадками в глубокой впадине Карского бассейна.
Палеозойские образования. В пределах Тагило-Магнитогорской мегазоны палеозой представлен вулканическими, интрузивными и осадочными породами ордовика — нижнего карбона, основную часть которых можно связывать с островными дугами и прилегающими к ним краевыми глубоководными морями.
Наиболее древними являются здесь базальты и кремни с конодонтами нижнего (аренигский ярус) и среднего ордовика, обнаруженные на западе Магнитогорского синклинория. Для них можно предполагать, соответственно, океанское происхождение, однако преобладающий щелочной состав вулканитов заставляет думать, что это скорее ранняя, щелевая стадия раскрытия океана.
Хорошо сохранился и полно изучен, отчасти благодаря бурению Уральской сверхглубокой скважины (СГ-4), разрез Тагильской зоны (синклинория). В его составе можно различать:
1) базальты, в том числе повышенной щелочности, включая подушечные лавы — 300 м;
2) те же базальты с пачками риолитов и кремней, датированных по конодонтам как верхний ордовик — нижний лландовери — 1500 м;
3) андезиты, туфы, реже дациты, кремнистые и глинистые осадки с граптолитами, конодонтами и хитинозоа нижнего силура, в верхней части также базальты — 4500 м;
4) калиевые базальты, трахиандезиты и рифовые известняки с бентосом (кораллы, брахиоподы и др.) верхнего силура.
Выше залегают сплошные мелководные известняки кровли силура и затем девона, включающие на уровне эмса — эйфеля богатые залежи бокситов. В верхнем девоне они местами замещаются глубоководными глинисто-кремнистыми или обломочными отложениями.
Как следует из этого описания, в конце ордовика — начале силура Тагильская зона испытывала растяжение, однако с сохранением континентальных фрагментов коры (контрастные вулканиты). При этом полное отсутствие зрелого материала континентального происхождения указывает на открыто-океанское пространство. В дальнейшем здесь развивалась островная дуга энсиматического типа, причем повышенная щелочность вулканитов скорее указывает на ее тыловую часть (будем помнить, что в современной структуре палеодуга сохранилась лишь частично). В конце силура вулканизм прекращается, дуга отмирает и, погружаясь, покрывается рифогенными известняками, в которых колебания уровня океана вызвали выщелачивание и отложение в карстовых полостях глиноземистых продуктов выветривания вулканитов.
Вулканизм Тагильской островной дуги сопровождался интрузиями Платиноносного пояса. Образованные ими массивы имеют кольцевую, воронкообразную форму, сложены дифференцированной серией с преобладанием ультрабазитов и габбро (рис. 11). Среди первых распространены дуниты, верлиты, пироксениты, характерно отсутствие гарцбургитов, типичных для СОХ и появление диоритов и плагиогранитов, которые образовались скорее всего при застывании очагов магмы в нижней части островодужной коры. Интрузивные залежи в процессе пластического внедрения во вмещающие породы были расслоены. Кристаллизация их, согласно цирконовым U-Pb датировкам, началась 420–430 млн лет назад (ранний силур). В дальнейшем они подверглись амфиболитовому, до гранулитового, метаморфизму. Более поздними, до 360–330 млн л. (начало карбона), здесь оказались некоторые дуниты и клинопироксениты, внедрившиеся затем при растяжении островодужной постройки.
Рис. 11. Разрез через Платиноносный пояс Тагильской зоны (по А.А.Савельеву, 2001).
1 — зеленые сланцы, средний — верхний ордовик; 2 — габбро-нориты и габбро, раннесилурийские (?); 3 — амфиболиты, часто мигматитоподобные, тонкополосчатые; 4 — оливиновые клинопироксениты, верлиты (штриховыми линиями показаны деформационные структуры); 5 — дуниты (линиями показаны структуры твердопластического течения), 6 — надвиги
Островные дуги раннего, ордовик-силурийского, этапа реконструируются и в других частях Тагило-Магнитогорской мегазоны. На юге Урала к ним относятся вулканиты западного края Магнитогорской синформы и Сакмарского аллохтона, на севере — массивы габбро-норитов, диоритов, тоналитов собского комплекса с возрастом 430–450 млн л., метаморфизованные местами до амфиболитовой фации, выведенные на поверхность, частично разрушенные и переотложенные уже к концу девона.
Более поздние островодужные постройки Уральского палеоокеана сохранились в пределах Магнитогорской зоны. На западе этой зоны реконструируется Ирендыкская островная дуга, активная с конца раннего (эмс) и в среднем девоне. Сформированный здесь стратиграфический разрез включает толщи с медноколчеданным оруденением и еще с 30-х гг. ХХ в. считается опорным для Магнитогорской зоны. В нем выделяются:
1) баймак-бурибайская свита базальтов, с подчиненным количеством кремней и яшм, андезитов, риодацитов — до 2000 м;
2) ирендыкская свита — базальты, андезиты, туфы, иногда кремни: от 200–300 до 2000–3000 м;
3) карамалыташская свита контрастных базальт-риолитовых, а в других случаях непрерывно дифференцированных вулканитов, мощностью до 1500 м, перекрывается или гораздо чаще замещается мощными (около 100 м) красными яшмами бугулыгырского горизонта;
4) улутаусская свита вулканомиктовых песчаников, алевролитов, нередко близких по облику к флишу, кремней, конгломератов с обломками рифовых известняков — до 1500-2000 м;
5) мукасовская толща, или горизонт, черных кремней (всего 10– 15 м), которые могут переслаиваться с ритмичными (флишевыми) песчано-сланцевыми пачками, доводя мощность толщи до 700–800 м.
Эту последовательность можно считать типичной для островных дуг, имея в виду такие признаки, как базальт—андезит-риолитовый состав вулканитов, высокую эксплозивность (туфы, очевидно, продукт извержений в этно-везувианском режиме), а также признаки одновременного разрушения островодужной постройки в виде олистостромов, вулканомиктовых турбидитов, замещаемых на некотором удалении от вулканов глубоководными кремнями. При этом ранняя Ирендыкская дуга после своего отмирания и погружения, о чем свидетельствуют бугулыгырские яшмы, была перекрыта продуктами извержения вулканов более поздней (живет - франской) Улутауской дуги. Наконец, в кровле разреза находится чисто флишевая зилаирская свита фамена, почти та же, что и в описанной выше Зилаирской зоне.
Восточная часть Магнитогорской зоны отличается более поздним развитием островной дуги (или дуг), с максимумом вулканизма в конце среднего и начале верхнего девона. Все эти постройки носят энсиматический характер, т. е. размещались на океанской коре в открытых морях, где не было привноса материала с суши. Лишь на крайнем востоке, при переходе к Восточно-Уральской мегазоне, отмечено налегание девонских островодужных вулканитов на континентальную кору.
Продолжением Магнитогорской зоны к югу на территории Казахстана являются Западные Мугоджары. Недавно удалось показать, что вулканические толщи этой зоны также имеют эмс-среднедевонский возраст (на обзорных картах они отнесены главным образом к силуру — нижнему девону). Особый интерес представляет комплекс образований, вероятно, второго слоя коры окраинного (задугового) моря, обнаруженный на р. Шулдак. Он включает длинную серию (более 500 м вкрест простирания) параллельных даек; над ними залегают базальты, в том числе подушечные гиалокластиты и яшмы, среди которых отмечены горизонты железистых осадков, встречаются и кислые лавы. Геохимическая характеристика базальтов близка к типичной для СОХ, однако, содержания Cr, Ni, легких редких земель и др. здесь ближе к обычным в островных дугах или окраинных морях. В процессе раскрытия морского бассейна и образования в этой связи параллельных даек произошло по крайней мере одно изменение (инверсия) магнитного поля Земли и кроме того «перескок» оси спрединга, что установлено по смене направления последовательного внедрения даек. Более молодые девонские вулканиты имеют здесь андезито-базальтовый состав, богаты туфами и в целом уже типичны для островных дуг.
Таким образом, девонская история Магнитогорской зоны включает последовательное образование двух островных дуг (Ирендыкской в конце раннего — начале среднего девона и Улутауской в живете — начале франа) и междуговых или задуговых морей. Первоначально предполагалось, что они возникали над сейсмофокальными зонами, наклоненными к западу под Восточную Европу, по аналогии с островодужной системой современного Филиппинского моря: дуги при этом должны быть выпуклыми к востоку. Однако данные о поперечной зональности островодужного магматизма рисуют скорее обратный, восточный наклон зон субдукции. К тому же поддвигание коры окраинных морей на восток легче объясняет последовавшее в ходе коллизии островных дуг с континентом Восточной Европы надвигание к западу по Главному Уральскому надвигу и образование аллохтонов. Этот процесс, происходивший в конце девона, еще не привел к закрытию Уральского океана, а поэтому описывается под названием «мягкой коллизии». Действительно, на востоке Магнитогорской зоны, восточнее истоков р. Урал, в этот период еще происходил островодужный вулканизм субщелочного состава и внедрялись габбро-монцонит-сиенитовые интрузии с возрастом (U — Pb) около 360 млн л., а в районе г. Магнитной с фаменского до визейского века отлагались известняки шельфового типа. Понятно, что они образованы после прекращения вулканизма, но несомненно до главной коллизии.
Нижний карбон Магнитогорской зоны, иногда вместе с башкирским ярусом, залегает с перерывом и корами выветривания на девоне. Однако угловых несогласий не отмечено, и, следовательно «мягкая коллизия» в центральной и восточной частях зоны не сопровождалась еще сильными деформациями островодужных построек. Отложения представлены либо известняками (район г. Магнитной), либо имеют песчано-глинистый состав и включают прослои углей, есть и глубоководные осадки. Однако наиболее характерная черта этой эпохи — ее магматизм, в котором типична (хотя и не повсеместна) смена известково-щелочной формации на контрастную, повышенной щелочности. В ней широко представлены базальты и в меньшей степени риолиты или трахириолиты. Те же магмы образуют интрузивные массивы, в частности магнитогорской группы, которые сложены габбро, монцонитами, граносиенитами и гранитами с возрастом около 330 млн л. (конец визе). Внедрение их в известняки сопровождалось образованием магнетитовых руд.
Как видно, вулканизм раннего карбона носил уже рифтовый характер, хотя и проявился главным образом в морской обстановке. Некоторые авторы предполагают, что в это время, после закрытия глубоководного зилаирского бассейна на западе, образовалась новая сейсмофокальная зона, наклонная к западу.
Начиная с московского века, отложения в пределах Тагило-Магнитогорской мегазоны отсутствуют, что должно быть следствием коллизии (жесткой), сопровождавшейся поднятием и окончательным формированием ее складчато-надвиговой структуры.
Структура Тагило-Магнитогорской мегазоны. Внутренняя структура Тагильской и особенно Магнитогорской зон большинством геологов рисуется в виде пологой синформы. Однако из-за плохой обнаженности она недостаточно расшифрована, в ряде случаев наблюдаются скорее тектонические пластины вулканических пород, разделенные серпентинитовыми прокладками. Поэтому часть уральских геологов считает эту структуру покровно-чешуйчатой и даже целиком аллохтонной, рассматривая известняки С1 как тектонические окна Восточно-Европейского шельфа под шарьированными офиолитами.
Восточное крыло синформы наблюдается лишь на юге Урала, западное является одновременно висячим крылом уже упомянутого Главного Уральского надвига. Этот надвиг непосредственно выражен серпентинитовым меланжем. Поверхность его имеет обычно средние углы наклона, а местами, особенно на Полярном Урале, выполаживается до 10 – 20. Отсюда следует, что Главный надвиг представляет собой корневую зону офиолитовых покровов (Сакмарского, Кракинского и др.), которые продвигались почти горизонтально. Согласно некоторым интерпретациям сейсмических и гравимагнитных данных, на глубине надвиг выполаживается и теряется в средней части коры. Судя по присутствию в меланже глыб известняков нижнего карбона и по датировкам гранитоидов, прорывающих эти образования, формирование надвига закончилось в конце раннего карбона.
На востоке Тагило-Магнитогорская мегазона также ограничена полосой серпентинитовых меланжей, но с преобладающим западным падением: на глубине они пересекают Главный Уральский надвиг, что должно указывать на более позднее их образование.
Полезные ископаемые. В пределах Тагило-Магнитогорской мегазоны сосредоточен ряд крупнейших месторождений. Наиболее древними являются концентрации хрома, никеля, кобальта, железа, возникшие в офиолитовых массивах. Соответствующие залежи ныне оказались в аллохтонах западнее линии Главного Уральского надвига. Частично они были образованы уже путем обогащения в мезозойских корах выветривания. К островодужному этапу относятся силурийские по возрасту месторождения Платиноносного пояса, массивы которого, кроме металлов группы платиноидов, содержат также титан, железо и ванадий, местами золото. Сами дуниты используются как огнеупорные материалы.
Силурийские и главным образом девонские островные дуги вмещают крупные и многочисленные медные или медно-цинковые колчеданные залежи с примесью Au, Ag, Pb, связанные в основном с метаморфической переработкой вулканитов. Выветривание и переотложение материала после завершения вулканизма привело к образованию бокситовых месторождений. Глубоководные яшмо-кремнистые отложения периферии девонских островных дуг издавна известны как источники поделочного камня. Кроме того они содержат повышенные концентрации марганца, которые обычно становятся промышленными лишь в позднейших корах выветривания. В дальнейшем образовались и некоторые уникальные месторождения минералов зон окисления (малахит и др.).
Наконец, в раннем карбоне в обстановке рифтинга островодужных построек возникли крупнейшие магнетитовые залежи, обязанные своим происхождением внедрению гранитоидов субщелочного габбро-гранитного ряда в известняки. Здесь же встречаются в экономически значимых количествах медь, титан, ванадий, платина, иногда золото.
ВОСТОЧНО-УРАЛЬСКАЯ МЕГАЗОНА
Основной признак этой территории — разобщенные выходы метаморфических пород с докембрийскими датировками. В более старых сводках они рассматривались как выступы фундамента Урало-Тобольского антиклинория. Докембрийский фундамент несогласно перекрыт осадочным чехлом ордовика — среднего девона и вулканическими островодужными формациями верхнего девона — нижнего карбона. Строение мегазоны очень сложное, характеризуется возникновением сначала тектонических покровов (в том числе аллохтонных офиолитов), а затем наложенных на них купольных поднятий с гранитами в ядрах и вторично проявленным метаморфизмом. Из-за плоского рельефа этой области, отвечающей восточному подножию Уральских гор, и низкой обнаженности многие вопросы ее геологического строения решены неоднозначно. Тем не менее, ясно, что ее история типична для срединных массивов в коллизионных поясах. В данном случае кристаллические массивы рассматривают как остатки фундамента одного или нескольких небольших по размерам континентальных фрагментов, обособленных от Восточной Европы и в позднем палеозое вовлеченных в коллизию, т. е. бывших микроконтинентов в пространстве Уральского палеоокеана. В данном случае они прошли до коллизии развитие в составе островных дуг.
Восточная граница мегазоны проводится на юге Урала по офиолитовому шву, который выражен зоной надвигов с серпентинитовым меланжем, направленных на восток. Существование этого офиолитового шва позволяет реконструировать палеозойскую океаническую кору уже к востоку от упомянутых докембрийских массивов и считать восточно-уральские микроконтиненты независимыми от Палеоказахстана. Положение шовной линии достаточно условно и в различных руководствах трактуется противоречиво. К северу вся мегазона уходит под чехол Западной Сибири.
Стратиграфия Восточно-Уральской мегазоны. Недостаточно ясными остаются датировки метаморфических образований. Традиционно эти толщи считались докембрийскими, хотя в последние десятилетия в некоторых из них находили палеозойскую ископаемую органику. Однако теперь имеются и прямые доказательства присутствия допалеозойских толщ.
Крупнейший выход докембрия на юге Восточного Урала — Восточно-Мугоджарский массив, для метаморфического ядра которого (гнейсы и кристаллические сланцы) надежно определен возраст 1100 – 1200 млн. л., т. е. среднерифейский: здесь есть и более древние (обломочные?) цирконы. Верхний рифей и венд также могут быть представдены в составе мощных доордовикских песчано-сланцевых толщ.
Вскрытые севернее массивы — Сысертско-Ильменогорский (рис. 12), затем Салдинский и Мурзинско-Адуйский (севернее Екатеринбурга) также включают докембрийские образования. Так, плагиограниты и амфиболиты в ядре Сысертско-Ильменогорского массива (купола) метаморфизованы в конце раннего протерозоя (1700–1800 млн л), а возраст первичной породы (протолита) еще более древний, судя по находкам цирконов с датировками 2100–2300 млн л.
Здесь же, в аллохтонной оболочке купола, известны цирконы с возрастом около 600 млн л., что должно подтвердить вторую фазу метаморфических преобразований в конце рифея или в венде, т. е.
байкальскую по возрасту. При этом верхнерифейские и вендские слабо метаморфизованные отложения включают большое количество вулканического или вулканогенного (переотложенного) материала, а также проявления довендских офиолитов. Таким образом, кора микроконтинентов Восточного Урала имеет в основном рифейский возраст и в этом отношении стоит ближе к докембрийским образованиям фундамента Тимано-Печорской плиты и уральского севера, чем к дорифейскому фундаменту Русской платформы.
Палеозойский чехол восточных микроконтинентов начинается контрастной щелочной базальт-риолитовой формацией нижнего ордовика, а в Мугоджарах иногда и кембрия. Она должна соответствовать этапу рифтового раскола и отделения будущих микроконтинентов. В конце этого этапа произошло внедрение в их фундамент карбонатитов и щелочных интрузий (миаскиты) ильмено-вишневогорского комплекса: их U-Pb и Rb-Sr возраст составляет 440–-446 млн л. Выше залегают песчано-сланцевые и карбонатные толщи, в составе которых иногда удается обнаружить фауну от среднего ордовика до среднего девона включительно. Верхний девон представлен вулканитами островодуж-
Рис. 12. Принципиальная схема строения Сысертско-Ильменогорского антиформного массива [по материалам
Н.Б. Кузнецова, К.Е. Дегтярева, В.Н. Пучкова]
Антиформная брахискладка (купол) наложена на ранее образованную покровную структуру.
ного происхождения. В некоторых, как считается, аллохтонных чешуях те же известково-щелочные лавы и туфы охватывают интервал в пределах ордовик — средний девон. Это может означать, что Восточно-Уральская мегазона включает фрагменты не только древних микроконтинентов, вовлеченных частично в островодужное развитие, но и палеозойской островодужной коры. Повторим, что решение этих вопросов в условиях фрагментарной обнаженности остается нелегким. Островодужные разрезы принадлежат чешуям, надвинутым скорее с запада, и в таком случае могут происходить из Тагило-Магнитогорской мегазоны.
Нижний карбон и частично башкирский ярус среднего карбона представлены внизу терригенными, частично угленосными, вверху — в основном карбонатными отложениями, реже вулканитами. В начале среднего карбона восточно-уральские микроконтиненты были захвачены коллизией и более поздние палеозойские образования следуют здесь после перерыва.
Коллизионный интрузивный магматизм. На Урале интрузии коллизионного этапа проявлены главным образом в пределах Восточно-Уральской мегазоны, вдоль которой протягивается цепочка крупных гранитных массивов, или так называемая «главная гранитная ось».
Еще до закрытия Уральского палеоокеана, с верхнего, а по некоторым данным со среднего девона, началось внедрение габбро-гранитных (известково-щелочных) интрузий Среднего Урала (Салдинский и другие массивы), что может быть связано с коллизией между Тагильской островной дугой и микроконтинентом Восточного Урала. Интрузивные события главного коллизионного этапа начались позже, в среднем карбоне. В это время внедрились сходные по составу, главным образом тоналит-гранодиоритовые массивы I—типа, известные на Среднем Урале (Верхотурский, Верхисетский и др.), с Rb-Sr возрастом 320–310 млн л. и моложе. Их считают продуктами плавления базальтовой коры, поддвигавшейся к востоку со стороны Тагило-Магнитогорской мегазоны, что подтверждается и увеличением содержания K2O и редких земель в том же направлении. Гранитоидные массивы I-типа (биотитовые граниты, гранодиориты) продолжали формироваться по крайней мере до конца среднего карбона, в частности на севере Магнитогорской зоны, где их возраст составляет около 305 млн л.
Завершение образования «гранитной оси» можно связывать с наибольшим коллизионным утолщением земной коры области и с мобилизацией (после плавления) материала докембрийских сиалических блоков — бывших микроконтинентов. Эти процессы отражены максимумом гранитоидного магматизма и связанного с ним регионального метаморфизма, который приходится на раннюю пермь. Массивы южного Урала (Челябинский, Джабыкский и др.) датированы U-Pb и Rb-Sr методами от 282–296 млн л., что близко к началу перми, до 255 млн л. (Мурзинский массив на Среднем Урале). Пермские гранитоиды в сравнении с раннеколлизионными более разнообразны по сериальной принадлежности, а преобладают здесь уже собственно граниты. Вероятно, основная их часть имеет палингенное коровое происхождение (S-тип), хотя низкие значения параметра ISr = 87Sr/ 86Sr в некоторых случаях указывают на примесь мантийного источника.
Как видно, характерным для Урала является длительный период (конец девона — карбон) формирования гранитоидов над зонами субдукции за счет плавления поддвигавшейся океанской плиты. Лишь в завершающую раннепермскую стадию коллизионный процесс привел к массовой мобилизации осадочного и другого вещества древнего континента и образованию S-гранитов.
Тектоника Восточно-Уральской мегазоны. Структура мегазоны образована в два этапа. Ранние коллизионные движения (средний карбон) вызвали надвигание и местами шарьирование тектонических пластин, верхние из которых чаще представлены вулканическим (островодужным) палеозоем и включают офиолиты, превращенные в серпентинитовый меланж. Нижние пластины сложены шельфовыми карбонатно-терригенными породами. Нередко шарьированными по серпентинитам оказываются и залегавшие под шельфовым и вулканическим палеозоем метаморфические толщи докембрийского фундамента древних блоков (см. рис.12). Направление раннеколлизионного надвигания оценить трудно; по крайней мере, поздние надвиговые поверхности, в том числе на глубоких сейсмических профилях, наклонены к западу, т. е. продвижение было восточным. К позднему этапу коллизии относятся купольные поднятия с гранитно-метаморфическими ядрами. Они превратили покровную структуру в систему анти- и синформных складок (рис. 13).
Одновременно и в дальнейшем произошли смещения по прямолинейным в плане, продольным или слабо секущим разрывам с большой амплитудой смещения, включая сдвиговые. Крупнейшим из них является Челябинско-Карталинский сдвиг, вероятно, правосторонний; установлены и левые сдвиги.
Рис 13. Схема строения Джабыкского гранитного плутона на Южном Урале [К.С.Иванов, 1998].
1–3 — Джабыкский плутон: 1 — граниты, 2 — монцодиориты, 3 — адамеллиты; 4 — меланжированные серпентиниты; 5 — среднедевонские островодужные комплексы Магнитогорской зоны; 6 — палеозойские вулканогенно-осадочные формации Восточно-Уральской мегазоны; 7 — бластомилониты, милониты зеленосланцевой фации; 8 — гнейсы, частично милонитизированные, в обрамлении плутона; 9 — сланцеватость и метаморфическая полосчатость в гранитах и гранито-гнейсах; 10 — направления и углы падения в гнейсах и полосчатых гранитах
Полезные ископаемые. Минеральные ресурсы Восточно-Уральской мегазоны обязаны своим происхождением прежде всего коллизионным гранитоидам. Для ранних гранитоидов I-типа характерны медно-молибденовые и вольфрамовые залежи. Наиболее известны и с давних пор разрабатываются месторождения золота — коренные золото-кварцевые (Березовское и др.), связанные преимущественно с пермскими гранитами, а также россыпные концентрации золота в четвертичном аллювии. Характерны месторождения драгоценных и поделочных минералов, образованные в контактовых зонах как гранитов, так и щелочных интрузий (ильменско-вишневогорский комплекс).