CC BY
53
УДК 551 21(470 55/ 57)
Н.В. Правикова, Е.А. Матвеева, Ал.В. Тевелев, А.Б. Веймарн, A.B. Рудакова
ВУЛКАНИЗМ ПЕРЕХОДНОГО ЭТАПА ОТ ПОЗДНЕДЕВОНСКОЙ ОСТРОВНОЙ ДУГИ К РАННЕКАМЕННОУГОЛЬНЫМ РИФТАМ НА ЮЖНОМ УРАЛЕ
В статье рассмотрены позднедевонские и раннекаменноугольные вулканические комплексы Южного Урала, описаны их соотношения Выявлен тренд общей направленности вулканизма и предложена новая геодинамическая модель для рассматриваемого интервала времени
Введение. Позднедевонские и раннекаменноугольные вулканические комплексы широко распространены на Южном Урале В статье рассмотрены образования этого возраста в Восточномагнитогорской, Уйско-Новооренбургской и Кочкарско-Адамовской зонах [Легенда , 1998] Главная особенность рассматриваемого интервала времени состоит в том, что в позднем девоне завершилось развитие Магнитогорской островодужной системы [Пучков, 2000, Салихов, Яркова, 1992, Серав-кин, 1997, Язева, Бочкарев, 1998], а на описываемой территории начался рифтинг, приведший к формированию серии узких локальных вулканогенных и авулкано-генных прогибов В настоящее время нет общепринятой точки зрения на причины довольно резкой смены геодинамического режима, главным образом ввиду того что в большинстве работ островодужный и рифтогенный этапы рассматривались очень подробно, но отдельно Нам представляется, что ключ к решению проблемы может быть найден в выделении и изучении именно переходного этапа Основными задачами работы являются 1) определение пространственного соотношения позднедевонских и раннекаменноугольных комплексов, 2) выявление общей направленности развития вулканизма и 3) построение геодинамической модели развития Южного Урала для описанного интервала времени
Тектоническая зональность региона
Согласно легенде к Южно-Уральской серии листов Государственной геологической карты масштаба 1 200 000 [Легенда , 1998], на Восточном Урале с запада на восток выделяются следующие зоны (рис 1) Западномагнито-горская, Восточномагнитогорская, Уйско-Новооренбург-ская и Кочкарско-Адамовская, в пределах которых также выделен ряд подзон Зоны отличаются мощностью и типом земной коры, а также слагающими их комплексами
В строении Восточномагнитогорской зоны участвуют преимущественно образования девонско-среднекамен-ноугольного и в меньшей степени среднекаменноугольно-раннетриасового возраста Зона характеризуется в целом относительно высоким уровнем гравитационного и магнитного полей при большой их контрастности Магнитогорская, Учалино-Александринская, Гумбейская и Кипчакская подзоны разделены крупными разломами и выделяются по несколько различному типу строения разреза
Уйско-Новооренбургская шовная зона сдвиговой природы разделяет Восточномагнитогорскую и Кочкарско-Адамовскую зоны и представляет собой пакет круто стоящих тектонических пластин, которые сложены вулканогенными и осадочными комплексами обеих разделяемых зон
Кочкарско-Адамовская зона Восточного Урала является частью более крупной Восточно-Уральской мегазо-ны Зона имеет симметричное строение в центральной части расположен крупный выступ пород докембрий-ского и раннепалеозойского возраста, на который с запада и востока надвинуты пакеты тектонических пластин, подстилаемые чешуями серпентинитов [Тевелев и др , 2005] Далее эти области будут обозначены как западная, осевая и восточная подзоны
Фактический материал. Практически все исследователи сходятся во мнении, что в среднем девоне в пределах современной Магнитогорской мегазоны существовала мощная островодужная система, хотя ее положение и тип до сих пор являются предметом дискуссий [Веймарн и др , 2002, Пучков, 2000, Салихов, Яркова, 1992, Серав-кин, 1997, Язева, Бочкарев, 1998] Вместе с тем основные геохимические характеристики девонского вулканизма Магнитогорской островной дуги хорошо известны извест-ково-щелочной тип, чередование контрастных базальт-риолитовых и дифференцированных базальт-андези-базальт-андезитовых серий, низкое содержание титана в базальтоидах, четкий ниобиевый минимум в нормализованных спектрах
В Восточномагнитогорской зоне, без сомнения, островодужными признаются вулканиты гумбейской свиты (эйфель-живетские), слагающей большую часть Гумбейской подзоны, и согласно, а иногда с постепенным переходом перекрывающей ее новобуранной толщи (живет-раннефранские вулканиты) Эти отложения объединены в единую в генетическом отношении гумбейскую магматическую ассоциацию [Мосейчук и др, 2000] В Учалино-Александринской подзоне Восточномагнитогорской зоны среднедевонские вулканиты представлены эйфельской александринской толщей и согласно перекрывающей ее урлядинской толщей живета и начала франа На последней стратиграфически согласно, с переслаиванием залегает авулканогенная бабарыкинская толща франа
В Уйско-Новооренбургской зоне вулканогенные отложения, подстилающие авулканогенную арсинскую толщу среднего франа, выделены в копаловскую толщу, схожую
по особенностям состава вулканитов с гумбейской свитой Восточномагнитогорской зоны [Мосейчук и др, 2000]
Важнейший рубеж в девонской истории Магнитогорской островодужной системы — середина франского века, когда почти на всей описываемой территории начался авулканогенный этап, в течение которого происходило накопление кремнистых толщ (мукасовская, баба-рыкинская, арсинская), детально описанных во многих работах [Артюшкова, Маслов, 1998, Мизенс, 2002] Позд-нефранско-фаменскому времени отвечает новый этап вулканизма, проявленный практически во всех зонах Южного Урала
Ниже описаны комплексы Восточномагнитогорской, Уйско-Новооренбургской и Кочкарско-Адамовской зон начиная со второй половины франского яруса, т е сформированные после авулканогенного "мукасовско-го" этапа Наиболее детально будут рассмотрены вулканические образования позднего девона и раннего карбона, поскольку именно по изменению характера вулканической деятельности и состава ее продуктов в данном случае фиксируется смена геодинамических режимов Описание по зонам — с запада на восток (рис 2)
Восточномагнитогорская зона. В пределах всей Восточномагнитогорской зоны франские вулканиты выделены в аблязовскую, а раннефаменские — в новоивановскую толщу Вышележащие образования представлены вулка-ногенно-осадочной шумилинской свитой (Магнитогорская, Учалино-Александринская и Гумбейская подзоны), известняками свиты горы Магнитной (Магнитогорская и Учалино-Александринская подзоны), терригенными Михайловской и ильясской свитами (Кипчакская подзона), сара-тюбинской толщей пикритов и базальтов (Гумбейская подзона) [Мосейчук и др , 2000] Раннека-менноугольные вулканогенные комплексы развиты практически повсеместно и представлены магнитогорской серией, в которую входят березовская и греховская свиты
Аблязовская толща сложена базальтами, андезиба-зальтами, их туфами, туффитами, туфоконгломератами, туфопесчаниками Оба контакта свиты стратиграфически согласные В толще преобладают низкотитанистые (ТЮ2 < 1) высокоосновные натриевые и калиево-натрие-вые базальты, андезибазальты известково-щелочной пе-трогеохимической серии с повышенным содержанием N1 и Со, умеренно высоким содержанием Бг (350—400 г/т) и умеренно высоким отношением Бг/ЯЬ Возраст определен по фауне позднефранским [Мосейчук и др , 2000]
Новоивановская толща сложена преимущественно трахибазальтами и базальтами, их туфами, туффитами с прослоями известняков Она согласно залегает на абля-зовской толще, согласно перекрывается шумилинской свитой и отвечает низам фаменского яруса [Мосейчук и др , 2000]
Шумилинская свита представлена вулканитами от трахиандезитов до трахириолитов, их туфами, туфопесчаниками, туфоалевролитами и известняками Возраст шумилинской свиты определяется от шамейского времени фамена (по конодонтам от зоны сгеркЗа) до косьвинского времени раннего визе (зона Scalюgnathus апсЬогаЬэ)
54°00'
54°00'
52°00'
52°00'
59°
60° 2^5__0
61°
25 50 25 км
62°
чТЬ V--\я XXXVI 4
Рис 1 Схема расположения структурных зон и подзон в пределах листов Южно-Уральской серии государственных геологических карт масштаба 1 200 000, по [Легенда , 1998] 1 — государственная граница Российской Федерации, 2 — границы подзон, 3 — границы зон, 4 — номенклатуры листов Буквы в квадратиках и кружочках — названия зон и подзон ВМ — Восточномагнитогорская зона, подзоны М — Магнитогорская, УА — Учалино-Александринская, К — Кипчакская, Г — Гумбейская, УН — Уйско-Новооренбургская зона, подзоны У — Уйская, ПА — Полоцко-Аркаимская, А — Амурская, КА — Кочкарско-Адамовская зона, подзоны 3 — Западная, Ц — Центральная, В — Восточная
[Веймарн и др , 2002, Вулканизм , 1992, Мосейчук и др , 2000] По мнению В М Мосейчука и ТН Сурина [Мосейчук и др , 2000], вулканогенный тип отложений свиты сохраняется вплоть до ее верхнего контакта Однако в скважинах, пробуренных севернее Верхнеуральского водохранилища, В Н Пазухиным описан разрез [Веймарн и др , 2002], где в основании свиты залегают туфогенные песчаники и конгломераты, туффиты, туфы трахианде-зитового состава, возраст которых, вероятно, отвечает зоне сгер1с!а (нижняя часть шамейского горизонта фамена), так как они перекрыты известковистыми туффитами и известняками с конодонтами начиная с зоны гИотЬо^еа Если это так, то этап активного вулканизма заканчивается не позднее зоны сгерк1а, а верхняя часть шумилинской свиты оказывается авулканогенной, сложенной преимущественно известняками с редкими прослоями известковистых туффитов
Геохимически вулканиты новоивановской и шумилинской свит близки это умеренно-щелочные породы, в которых содержание оксида железа в трахибазальтах в среднем невысоко (8—10%), а магния не превышает 5% Широко развиты высокоглиноземистые разности (до 21% в трахибазальтах) [Вулканизм , 1992] Вместе с тем необ-
Ярус
m
>s s
tt и z 0) S
и ©
о >s о z a >.
S«
ô g
Горизонт
богдано-вичский
аверинскии
каменск-уральский
жуковскии
усть-
греховский
бурлинский
обручевский
косьвинскии
кизеловскии
першинскии
режевскии
гумеровский
хвощевскии
чепчуговс-кий
шамеискии
губинский
Коно-донтовая зона
326,4
345,3
Dolymae ч boukaerti
359,2
374,5
Lochriea nodosa
Gnathodus bilineatus bilineatus
Gnathodus texanus
Scalio-gnathus anchoralis
Gnathodus typicus
Siphonodella isnsticha
Siphonodella 3uadruplicata
Siphonodella belkai
aipnonoaeiia
Nduplicata
Siphonodella sulcata
praesulkata
expansa
postera
trachytera
marginifera
rhomboidea
crepida
triangularis linguiformis
rhenana
Магнитогорская, Учалино-Александринская подзоны
Восточномагнитогорская зона Кипчакская подзона
Гумбейская подзона
Уйско-Новооренбургская зона Южный Северный сегмент сегмент
Кочкарско-Адамовская зона
Западная Восточная подзона подзона
сг
Li U И
■uHJUII LJ'.-.'1-J
L L
_1_L.
uLub LuLwjS
L L _J_L.
-<7-<7
V ss V
■v-V
W V ' V V
' V V vvvl 14
vw y
✓ V
v V
л
/4 W 18
—■
a a
AUA j?-!
^-
К 4
TOV-I 24
T1—T
25
À 26
A^v 27
'' v 28
1 T T
la LI
|2JL£Ü7
LjuZkJ9 IuLUU
H5
.t^. [à
AlAl
S
V 4
29
30
31
32
33
34
35
36
37
38
39
40
^ J 41
■a wa^J 42
bod 43
И 44
22
К- V 123
45
Рис 2 Схема корреляции верхнедевонских и нижнекаменноугольных отложений Восточного склона Южного Урала 1—3 — пикриты и пикробазальты 1 — лавы, 2 — туфы, 3 — туффиты, 4—7 — базальты 4 - лавы, 5 - туфы, 6 - туффиты, 7 - брекчии и туфобрекчии, 8-10 - трахибазальты 8 - лавы, 9 — туфы, 10 - туффиты, 11 - андезиты, андезибазальты, 12 — туфы андезитов, андези-базальтов, 13,14 — красноцветные (континентальные) вулканиты 13 — андезиты, 14 — туфы андезитов, 15 — туффиты андезитов, 16, 17 — трахиандезиты 16 — лавы, 17 — туфы, 18,19 — дациты 18 - лавы, 19 - туфы, 20, 21 - трахидациты 20 - туфы, 21 - туффиты, 22-24 - риодациты 22 - лавы, 23 — туфы, 24 - туффиты, 25 - трахириодациты, 26-28 - риолиты и трахириолиты 26 -лавы, 27 — туфы, 28 — туффиты, 29 — трахиты, 30 — известняки, 31 — известняки брекчированные и известковистые конгломераты, 32 — аргиллиты, 33 — яшмы, 34 — алевролиты, 35 — туффиты и туфопесчаники с прослоями алевролитов, 36 — полевошпат-кварц-серицитовые сланцы по вулканитам, 37 — песчаники и алевролиты с прослоями известняков, 38 — песчаники и алевролиты, ™ песчаники, 40 — туффиты, 41 — туфопесчаники, 42 — туфоконгломераты, 43 — конгломераты, 44 — стратиграфический перерыв и стратиграфическое несогласие, 45 — характер первичных
контактов не ясен
39
ходимо подчеркнуть, что породы характеризуются аномально высокой концентрацией Ш>, К, Бг, Ва, ТЬ и легких РЗЭ, повышенной — N1), Та, Р, Щ 2л, Ей, Т1 и тяжелых РЗЭ
В это же время сформировались преимущественно детритовые известняки свиты горы Магнитной фамена— нижнего визе [Мосейчук и др , 2000], в которой по коно-донтам выделяются зоны от гЬотЬо1с1еа и выше [Веймарн и др , 2002, Уеутагп е! а1, 2004] По мнению В М Мо-сейчука с коллегами [Мосейчук и др , 2000], эти известняки согласно надстраивают, иногда с фациальными переходами, вулканиты шумилинской свиты, а сверху свита перекрывается, а местами, возможно, фациально замещается березовской свитой Однако они сформировались, видимо, в несколько другой части Восточномаг-нитогорской зоны [Веймарн, Корнеева, 2007, Уеутагп е1 а1,2004]
Вулканомиктовые, изредка полимиктовые конгломераты, гравелиты, песчаники и алевролиты Михайловской свиты Кипчакской подзоны залегают с размывом на вулканитах новоивановской толщи и согласно перекрыты ильясской свитой По остаткам флоры ее возраст определен от фаменского века позднего девона до тур-нейского века раннего карбона [Мосейчук и др , 2000], однако по более позднему заключению АЛ Юриной (устное сообщение), приведенная В М Мосейчуком флора имеет только турнейский возраст
Ильясская свита сложена мелко- и тонкозернистыми углесодержащими песчаниками и алевролитами, реже туф-фитами, туфопесчаниками и туфоалевролитами с пиро-кластикой базальтов По данным В М Мосейчука и др [Мосейчук и др , 2000], свита содержит комплекс флоры, характерный для позднего турне Она согласно перекрыта, а возможно, и частично фациально замещается вулканитами березовской свиты
В Гумбейской подзоне, вблизи ее границы с Магнитогорской подзоной, вероятно, выше вулканогенных абля-зовской и новоивановской толщ залегает сара-тюбинская толща ксенотуфов и туффитов смешанного состава (пи-криты, пикробазальты, базальты) Характер нижнего контакта толщи неясен, поскольку практически повсеместно он тектонический Вулканиты характеризуются высоким содержанием магния, сидерофильных элементов, положительным значением £N<3 (2,7—4,9), довольно высоким содержанием СаО (0,23—0,46 мае %) в оливинах Возраст толщи определен по фауне от фамена до кизеловского—косьвинского времени раннего карбона Однако те же авторы [Мосейчук и др , 2000] приводят данные о том, что сара-тюбинская толща перекрыта фа-унистически охарактеризованными породами кизеловского горизонта верхнего турне, относящимися к березовской свите Таким образом, сара-тюбинская толща, скорее всего, находится в стратиграфическом интервале от верхов хвощевского горизонта фамена по нижний турне включительно
Березовская свита, входящая в состав магнитогорской серии, сложена в основном умеренно-щелочными вулканитами Она, как правило, согласно залегает на
подстилающих образованиях [Мосейчук и др , 2000] в Магнитогорской и Кизильской подзонах — на шумилинской и ильясской свитах, а в Гумбейской — на са-ра-тюбинской толще В Кипчакской же подзоне иногда наблюдается местный размыв, и она залегает на новобуранной толще Преобладающие породы свиты — грахи-базальты, базальты, риодациты, риолиты Кроме лав указанного состава в разрезах широко распространены пирокластические породы, а также вулканогенно-осадоч-ные и осадочные Возраст березовской свиты хорошо обоснован находками органических остатков (в основном фораминиферами) из прослоев известняков Самые древние вулканиты появляются в першинском горизонте верхнего турне Наиболее устойчиво подошва березовской свиты прослеживается с кизеловского горизонта верхнего турне, а кровля фиксируется по перекрыванию ее греховской или кизильской свитами [Салихов, Яркова, 1992]
Греховская свита залегает согласно на березовской и представлена трахибазальтами, трахиандезитами, тра-хириодацитами, реже базальтами, трахиандезибазальта-ми, андезибазальтами, андезитами, риолитами, изредка дацитами и трахидацитами, а также их кластолавами, туфами, ксенотуфами, туффитами, туфогенно-осадоч-ными породами с прослоями известняков Она перекрыта известняками кизильской свиты Стратиграфическое положение ее подошвы крайне неустойчиво (от косьвинского до жуковского горизонтов), но, как правило, она расположена вблизи границы нижнего и верхнего визе Кровля свиты проходит внутри каменск-уральского горизонта [Салихов, Яркова, 1992]
Породам березовской и греховской свит свойственно бимодальное распределение пород по кремнекислотности, они представлены нормальными и субщелочными базальтами и риолитами при подчиненном распространении промежуточных разностей Базальты имеют повышенное содержание ТЮ2 и А1203, а в кременекислых разностях повышено содержание щелочей На АРМ-диаграммах фигуративные точки составов пород попадают в поле известково-щелочных образований В целом вулканиты обогащены всеми некогерентными элементами, но выделяется минимум по N1», для кремнекислых разностей обычен Ей минимум, содержание Бг варьирует в широких пределах [Тевелев и др , 2005]
Уйско-Новооренбургская зона. Разрез верхнего девона и нижнего карбона в этой зоне по набору стратиграфических подразделений различается в пределах условно выделяемых северного и южного сегментов Граница между сегментами проходит примерно на широте Джа-быкского гранитного плутона Вулканогенные раннека-менноугольные комплексы в обоих сегментах представлены визейской полоцкой толщей
В северном сегменте к франским вулканическим комплексам отнесена абсарокит-шошонитовая шелуди-вогорская толща, а выше со значительным перерывом залегают терригенно-карбонатные отложения турне-нижневизейской сосновской толщи В южном сегменте последовательность стратиграфических подразделений
близка описанной выше, но позднедевонские вулканиты представлены амурской толщей метавулканитов, а карбонатные отложения позднего девона—раннего карбона — болыдекараганской толщей мраморов и мраморизованных известняков, которая согласно легенде к Южно-Уральской серии карт [Легенда , 1998], занимает интервал от хвощевского горизонта фамена до турне
Шелудивогорская толща [Тевелев, Кошелева, 2002] в нижней части сложена крупнопорфировыми пироксе-новыми абсарокитами с прослоями кремнистых алевролитов, туффитов, в средней — базальтоидами, их лавовыми брекчиями с прослоями туфов, туфогенных и кремнистых алевролитов и песчаников Венчает разрез пачка ритмичного чередования туффитов, алевролитов, аргиллитов и базальтовых туфов Геохимически это уме-ренно-глиноземистые, умеренно-щелочные калиевые и калиево-натриевые низкотитанистые слабодифферен-цированные базальтоиды Содержание К20 в породах падает вверх по разрезу Вулканиты характеризуются повышенным содержанием легких крупноионных лито-фильных элементов и пониженным — высокозарядных, особенно ниобия Распределение микроэлементов и РЗЭ сходно с таковым в базальтах аблязовской и новоивановской толщ [Тевелев, Кошелева, 2002, Язева, Бочкарев, 1998] Позднефранский возраст толщи доказан находками конодонтов на самых разных ее уровнях [Артюшкова, Маслов, 1998, Тевелев, Кошелева, 2002]
Возраст амурской толщи метавулканитов, аповулкано-генных зеленых сланцев и углеродсодержащих карбонатных сланцев, вероятно, ограничивается поздним девоном [Мосейчук и др , 2000] Метавулканиты относятся к ка-лиево-натриевым нормального и умеренно-щелочного ряда, для них характерно повышенное содержание закиси железа, много ТЮ2 (от 1,24 до 2,66 мае %)
Сосновская толща сложена известняками, глинистыми, кремнисто-глинистыми сланцами турнейско-ранне-визейского возраста [Тевелев, Кошелева, 2002]
Вулканогенно-осадочная полоцкая толща представлена в различной степени метаморфизованными трахиба-зальтами, трахириолитами, трахириодацитами, их туфами, туффитами В известняках полоцкой толщи собраны многочисленные органические остатки визейского возраста — от верхов косьвинского до низов каменск-уральского горизонта [Салихов, Яркова, 1992, Тевелев, Кошелева, 2002] Петрохимически породы полоцкой толщи относятся к дифференцированной умеренно- и высокотитанистой известково-щелочной серии, к умеренно-щелочному ряду с калиево-натриевым типом щелочности Вулканиты характеризуются широким спектром состава, на гистограмме кремнекислотности распределение близко к полимодальному, а на классификационной диаграмме TAS фигуративные точки их составов попадают в поля развития самых разнообразных пород, преимущественно повышенной щелочности, от трахибазальтов до трахирио-литов Породам свойственны повышенная железистость, высокое отношение K/(K+Na), достаточно большой разброс содержания ТЮ2 с преобладанием умеренно- и высокотитанистых разностей Линия нормированного тренда
распределения редкоземельных элементов имеет пологий наклон, субпараллельна таковой для обогащенных базальтов срединно-океанических хребтов, но отличается более высоким содержанием всех РЗЭ В вулканитах полоцкой толщи повышено и имеет большой разброс также содержание крупноионных и высокозарядных элементов [Тевелев и др , 2005]
В южном сегменте Уйской зоны в районе пос Амурское [Мосейчук и др , 2000] выделяется караганская толща метавулканогенных и метавулканогенно-осадоч-ных пород условно раннекаменноугольного возраста Она сложена углеродсодержащими метатуфопесчаника-ми, метатуфоалевролитами, метатуффитами, метатуфами базальтов, реже андезитов, дацитов, риолитов, метаба-зальтами, аповулканогенными зелеными сланцами, присутствуют прослои мраморизованных известняков, углеродсодержащих существенно карбонатных сланцев по углисто-глинисто-кремнисто-известковистым рит-митам По составу вулканитов караганская толща очень близка к полоцкой толще и, вероятно, является ее мета-морфизованным аналогом
Болыиекараганская толща сложена мраморизован-ными известняками, мраморами и углеродсодержащими слюдисто-кварц-карбонатными сланцами по глинисто-кремнисто-известковистым ритмитам Она согласно перекрывается [Мосейчук и др , 2000] вулканитами полоцкой толщи
Кочкарско-Адамовская зона. В западной части зоны отложения франского возраста неизвестны, терригенно-карбонатные отложения позднего фамена—раннего визе относятся к домбаровской свите, а раннекаменноуголь-ные вулканиты, представленные здесь березиновской толщей, имеют визейский возраст
Домбаровская свита (рис 2) сложена сланцами глинистыми, углисто-глинистыми, песчаниками, алевролитами В низах ее прослеживаются пачки красноцветных конгломератов и других грубозернистых пород Возраст толщи по флористическим остаткам уверенно определяется как турнейский, но нельзя исключить, что она захватывает верхи фамена и низы визе [Тевелев, Кошелева, 2002]
Березиновская толща сложена пачками вулканогенных, вулканогенно-осадочнык, осадочных пород мощностью от нескольких метров до нескольких сотен метров при общей мощности более 1500 м В низах ее присутствуют туфогенно-осадочные и терригенные породы, разнообразные базальтоиды, их туфы и брекчии Верхи сложены средними, кислыми вулканитами, которые перекрываются литокластическими туфами базаль-тоидов с обломками риолитов, риодацитов В составе березиновской толщи наибольшим распространением пользуются порфировые трахибазальты и базальты с массивной и шаровой текстурой Среди кислых эффузивов типичны порфировые и флюидальные сферолитовые риолиты Возраст толщи по редким сборам органических остатков устанавливается как визейский
В восточной части зоны позднефранский возраст имеет березняковская толща Она сложена вулканогенными и вулканогенно-осадочными породами от основ-
ного до кислого состава с преобладающим развитием андезитоидов [Тевелев, Кошелева, 2002, Тевелев и др , 2006] Породы толщи относятся к абсарокит-шошонит-латитовой ассоциации с преимущественно калиево-нат-риевым типом щелочности, характеризуются умеренным и повышенным содержанием А12Оэ, пониженным — титана Для вулканитов березняковской толщи отмечается достаточно крутой тренд редкоземельных элементов с накоплением легких РЗЭ, для всех пород характерны небольшой ниобиевый минимум и максимум стронция Позднефранский возраст толщи однозначно не доказан и принимается таковым по корреляции с вулканитами шелудивогорской толщи, а также по скудным, плохо определимым находкам фауны [Тевелев, Кошелева, 2002]
На березняковской толще с несогласием залегает брединская свита, представленная песчаниками, алевролитами, глинистыми, углистыми, кварцево-хлоритовыми сланцами с прослоями известняков, вулканомиктовых песчаников, туфов, в верхах — с пластами каменного угля Возраст свиты — турне—ранний визе
В восточной части зоны раннекаменноугольные вулканиты представлены таяндинской толщей визе, которая налегает на брединскую свиту с несогласием [Тевелев, Кошелева, 2002] Таяндинская толща является аналогом березиновской, она сложена туфогенно-оса-дочными породами, выше которых залегают долериты, спилиты, миндалекаменные базальты, андезибазальты, андезиты, андезидациты, риолиты и их туфы
Петрохимически вулканиты березиновской и таяндинской толщ схожи Они относятся к нормальной и умеренно-щелочной, высокотитанистой, умеренно-глиноземистой, натриевой и калиево-натриевой серии Берези-новская толща отличается бимодальным распределением по кремнекислотности, в то время как единственный максимум таяндинской толщи отвечает андезибазаль-там—андезитам На классификационной диаграмме TAS фигуративные точки составов пород березиновской толщи попадают в области развития различных пород, но в целом концентрируются в полях базальтов и риолитов при подчиненном развитии промежуточных разностей Точки составов пород таяндинской толщи группируются в полях андезибазальтов и трахиандезибазальтов На большинстве диаграмм вулканиты березиновской свиты занимают весьма обширное поле, четко выраженные эволюционные тренды для них нетипичны
Нормализованные тренды распределения редкоземельных элементов в вулканитах березиновской и таяндинской толщ близки, они характеризуются небольшим наклоном линии, отношение La/Yb достигает 7 для пород березиновской толщи и 3—5 — для таяндинской Последним более свойственно накопление тяжелых РЗЭ Содержание Sr и Zr в вулканитах березиновской толщи варьирует в широких пределах, выделяется небольшой ниобиевый минимум [Тевелев и др , 2005]
Обсуждение результатов. Позднефранский и ранне-фаменский вулканизм в пределах Восточномагнитогор-ской зоны развивался без заметного перерыва Однако характер вулканизма на границе фран/фамен меняется кардинальным образом Низкотитанистые серии сменя-
ются высокотитанистыми, в породах появляется аномально высокое содержание Шэ, К, Яг, ТЬ и легких РЗЭ, повышенное — №>, Та, НТ, Хг, Ей и тяжелых РЗЭ [Мо-сейчук и др , 2000] Эти геохимические метки характерны скорее не для надсубдукционных, а для внутриплитных образований Необходимо отметить, что смена типа вулканизма происходит достаточно быстро и повсеместно в пределах современной Восточномагнитогорской зоны Наиболее близки внутриплитным образованиям пикриты и пикробазальты сара-тюбинской толщи
Отметим, что позднефранские вулканиты образуют три ареала кроме Восточномагнитогорской зоны они известны в Уйско-Новооренбургской зоне (абсарокит-шошонитовая серия) и на востоке Кочкарско-Аамовской зоны Описанная выше смена типа вулканической деятельности характерна только для Восточномагнитогорской зоны, так как позднефранский вулканизм Уйско-Новооренбургской и Кочкарско-Адамовской зон не имеет "фаменского продолжения" Иначе говоря, на границе франа и фамена происходило сокращение ареала вулканической деятельности за счет отмирания восточного ареала вулканизма Кроме того, в пределах самой Восточномагнитогорской зоны позднефранские вулканиты еще наследуют ареал распространения островодужной серии, но область распространения фаменско-ранне-турнейских вулканических комплексов уже значительно смещена на запад (рис 3) Характерно, что положение фаменско-раннетурнейского и визейского вулканизма Восточномагнитогорской зоны совпадает
Таким образом, на границе франа и фамена происходит миграция активного вулканизма в западном направлении, что противоречит нормальному смещению вулканизма при развитии островной дуги Это является еще одним подтверждением смены палеогеодинамического режима от островодужного ранее-среднедевонско-фран-ского к внутриплитному фаменско-раннекаменноуголь-ному Наряду с другими причинами, описанными выше, этим определяется необходимость выделения переходного позднефранско-фаменского этапа в развитии девонско-раннекаменноугольного вулканизма Южного Урала Интересно, что вулканизм переходного этапа отличается и от предшествующего, и от последующего прежде всего повышенной калиевостью базальтоидов Вместе с тем по содержанию ТЮ2 позднефранские вулканиты ближе к раннефранским (для обоих комплексов характерны низкотитанистые базальтоиды), а фаменские — к ранне-каменноугольным (в них преобладают высокотитанистые разности) Следует также отметить, что в течение переходного этапа меняются и палеогеографические обстановки начиная с фаменского века для вулканических комплексов в большей степени характерно сочетание не с кремнистыми, а с карбонатными породами
Между временем образования фаменских и ранне-каменноугольных вулканитов практически повсеместно на Южном Урале существовал некий авулканический этап, в течение которого либо накапливались терригенно-карбонатные толщи, либо происходил размыв Наиболее длительные перерывы, охватывающие практически весь
53°20
52°40
52"20'
Рис 3 Схема распространения девонско-раннекаменноугольных вулканических комплексов в пределах Восточномагнитогорской и Уйско-Новооренбургской зон (с использованием данных [Мосейчук и др, 2000]) 1 — Западномагнитогорская зона, 2—6 — Восточномагнитогор-ская зона, области распространения вулканогенных комплексов 2 — раннего и среднего девона, 3 — среднего девона (гумбейская свита и александрийская толща), 4 — аблязовская толша позднего франа, 5 — фамена—раннего турне (шумилинская свита и новоивановская толша), 6 — турне—ранневизейского возраста (березовская и грехов-ская свиты), 7—10 — Уйско-Новооренбургская шовная зона, области распространения вулканогенных комплексов 7— нижнего и среднего девона, 8 — среднего девона (копаловская толща), 9 — шелудивогор-ская толща позднего франа, 10 — позднедевонская амурская толща, 11 — визейская полоцкая толща, 12 — Кочкарско-Адамовская зона, 13 — границы между разновозрастными комплексами
фамен и часть раннего турне, отмечаются для Кочкарско-Адамовской зоны
Заключение. Позднефранско-фаменская геологическая история развития Южного Урала является результатом взаимодействия двух глобальных процессов — суперплюмового и коллизионного
Первым ключевым моментом в позднедевонской истории Восточного Урала является коллизия Восточно-Европейского палеоконтинента и Магнитогорской островной дуги, произошедшая, скорее всего, во второй половине франского века Признаком этой коллизии является формирование микститовых комплексов За-падномагнитогорской зоны [Артюшкова, Маслов, 2005] Кроме того, она находит отражение и в структурных перестройках на Восточно-Европейской платформе, где в это время региональное поле напряжений имело ось максимального сжатия северо-западного простирания [Фокин, Никишин, 1999], что согласуется и с палеомаг-нитными данными [Куренков и др , 2002], согласно которым сближение Восточно-Европейского и Сибирско-Казахстанского блоков происходило во многом за счет их дифференцированного вращения по часовой стрелке
Столкновение Восточно-Европейского палеоконтинента и Магнитогорской островной дуги было не лобовым, а косым, что совпадает с выводами Д Н Салихова, причем при преобладающих левосдвиговых движениях Левые сдвиги этого возраста фиксируются также и в пределах Уйско-Новооренбургской и Копейской шовных зон [Тевелев, Кошелева, 2002] Такая ситуация показывает, что в коллизию был втянут и Восточно-Уральский микроконтинент (Кочкарско-Адамовская зона), ограниченный шовными зонами Следствием коллизии дуга— микроконтинент стало формирование Сухтелинского аллохтона, выжатого из Уйско-Новооренбургской зоны [Матвеева и др , в печати] Е5следствие этой коллизии зона субдукции восточной попярности, предполагаемая в большинстве моделей последнего времени [Пучков, 2000, Серавкин, 1997], видимо, закончила свое развитие
Второй ключевой момент позднедевонской истории Южного Урала — четкая фиксация событий, связанных с формированием глобального суперплюма, которые проявились на Урале [Уештагп е1: а1 , 2004, Веймарн, Корнеева, 2007] не единовременно, а в два этапа Первый импульс суперплюма отвечает последней трети франского века, а второй, более интенсивный, выпадает на границу франа и фамена [Веймарн, Корнеева, 2007]
В последней трети франского века в Магнитогорской зоне начинались извержения преимущественно низкотитанистых базальтоидов (аблязовский вулканический комплекс), а на западной и восточной границах Восточно-Уральского микроконтинента — абсарокит-шошонитовых серий (шелудивогорский и березняков-ский комплексы) Вулканиты этого возраста уже принципиально отличаются от формировавшихся в пределах Магнитогорской зоны в раннем—среднем девоне типично островодужных комплексов и могут быть связаны уже не столько с зоной субдукции, сколько с развитием мантий-
ного плюма [Уештагп е! а1, 2004, Веймарн, Корнеева, 2007] Позднефранские вулканические комплексы развиты не повсеместно, а в отдельных прогибах — вполне возможно, это были зоны присдвигового растяжения при общих условиях косого сжатия Формирование аблязов-ского вулканического комплекса в областях распространения раннедевонско-раннефранских вулканитов, скорее всего, связано с большей прогретостью этих областей в течение островодужного этапа Недостаточная же "обо-гащенность" этих вулканитов может быть связана с тем, что они образовались из неравномерно гидратированной мантии
На границе франа и фамена резко изменился характер химизма вулканитов в Восточномагнитогорской зоне начались излияния высокотитанистых и высококалиевых базальтоидов, существенно обогащенных редкоземельными элементами (новоивановский и шуми-линский вулканические комплексы) Их формирование может быть связано со вторым, более мощным импульсом развития плюма [Веймарн, Корнеева, 2007] Такая связь хорошо согласуется и с данными о времени растяжения вблизи франско-фаменской границы в интервале 377—350 млн лет Небольшая продолжительность позд-нефранско-фаменского вулканизма в целом соответствует современным представлениям о продолжительности суперплюмовых событий — две трети их длятся менее 8 млн лет
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1 Артюшкова О В, Маслов В А Палеонтологическое обоснование стратиграфического расчленения дофаменских вулканогенных комплексов Верхнеуральского и Магнитогорского районов Уфа ИГ УфНЦ РАН, 1998
2 Артюшкова О В, Маслов В А Стратиграфия "надмука-совских" отложений (фаменский ярус, зилаирская свита) на Южном Урале по конодонтам // Стратиграфия Геол корреляция 2005 Т 13, № 2 С 57-73
3 Веймарн А Б , Абрамова А Н, Артюшкова О В и др Корреляция разрезов фаменского яруса Южного Урала // Бюл МОИП Отд геол 2002 Т 77, вып 1 С 32-42
4 Веймарн А Б, Корнеева С А Глобальные геологические события на рубеже франского и фаменского веков // Бюл МОИП Отд геол 2007 Т 82, вып 1 С 48-68
5 Вулканизм Южного Урала М Наука, 1992
6 Вулканогенная металлогения Южного Урала М Наука,
1994
7 Куренков С А , Диденко А Н, Симонов В А Геодинамика палеоспрединга (Тр ГИН РАН, Вып 490) М ГЕОС, 2002
8 Легенда Южно-Уральской серии листов государственной геологической карты Российской Федерации масштаба 1 200 000 (издание второе) СПб ВСЕГЕИ, 1998
9 Матвеева Е А , Артюшкова О В, Якупов Р Р и др Конденсированный разрез девона в пределах Уйской шовной зоны Южного Урала (новые данные) // Бюл МОИП Отд геол (в печати)
10 Мизенс ГА Седиментационные бассейны и геодинамические обстановки в позднем девоне—ранней перми юга Урала Екатеринбург ИГГ УрО РАН, 2002
11 Мосейчук В М, Яркова А В, Михайлов ИГ и др Государственная геологическая карта РФ масштаба 1 200 000 Серия
Формирование раннекаменноугольных магматических комплексов происходило в геодинамических об-становках, близких к обстановкам современной западной окраины Северной Америки [Тевелев и др , 2005], т е в условиях общего растяжения, наложенного на коллаж разнородных террейнов, среди которых преобладают континентальные и островодужные При этом образовалась серия локальных грабенов (рифтов) и горстов В первых изливались контрастные серии вулканитов, имеющие различные источники, на вторых отлагались мелководные карбонатные толщи
Можно предположить, что растяжение происходило по поверхности листрического срыва, наклоненного к востоку, близко к механизму "простого сдвига" Не исключено, что следы этого срыва зафиксированы профилем Уралсейс-95 в виде серии отражающих площадок восточного падения, погружающихся под Магнитогорскую зону. Такой тип формирования рифтов характерен для областей с повышенным тепловым потоком Для Южного Урала повышенный тепловой поток в раннем карбоне может быть объяснен существованием мантийного плюма в непосредственно предшествовавшее позд-недевонское время В таком случае поверхность срыва может пересекать и Магнитогорский, и Восточно-Уральский блоки и без существенных скачков и изменений, поскольку разница в их составе и как следствие в жесткости нивелируется общей прогретостью литосферы
Южно-Уральская Листы N-40-XXIV, N-40-XXX (Объясн зап ) Челябинск, 2000
12 Пучков ВН Папеогеодинамика Южного и Среднего Урала Уфа Даурия, 2000
13 Салихов ДН, Яркова А В Нижнекаменноугольный вулканизм Магнитогорского мегасинклинория Уфа, 1992
14 Серавкин И Б Тектоно-магматическая зональность Южного Урала и его положение в складчатых системах Урало-Монгольского пояса // Геотектоника 1997 № 1 С 32—47
15 Тевелев А В, Дегтярев К Е, Тихомиров П Л и др Гео-динамические обстановки формирования каменноугольных вулканических комплексов Южного Урала и Зауралья // Очерки по региональной тектонике Урала, Казахстана и Тянь-Шаня Т 1 Южный Урал М , 2005 С 213-247
16 Тевелев А В, Кошелева И А Геологическое строение и история развития Южного Урала (Восточно-Уральское поднятие и Зауралье) М , 2002
17 Тевелев А В, Кошелева И А , Попов ВС и др Палеозоиды зоны сочленения Восточного Урала и Зауралья // Тр лаборатории геологии складчатых поясов Вып 4 / Под ред А М Никишина М,2006
18 Фокин ПА , Никишин А М Тектоника Восточно-Евро-пейской платформы в девоне—начале карбона // Вестн Моек ун-та Сер 4 Геология 1999 № 6 С 9—20
19 Язева Р Г, Бочкарев В В Геология и геодинамика Южного Урала (опыт геодинамического картирования) Екатеринбург УрО РАН, 1998
20 Veimarn А В, Puchkov VN, Abramova AN et al Stratigraphy and geological events at the Frasnian-Famennian boundary in the Southern Urals // Geol Quarterly 2004 Vol 48, N 3 P 233-244
Поступила в редакцию 15 04 2008
