CC BY
100
УДК 551.24.01
ПРОБЛЕМЫ/ПОИСКИ/РЕШЕНИЯ
ГИПЕРБАЗИТЫ УРАЛА И ПЕРИОДИЗАЦИЯ ИХ ФОРМИРОВАНИЯ
© Т.Т. Казанцева,
академик АН РБ,
главный научный сотрудник,
Институт геологии Уфимского научного
центра Российской академии наук,
ул. Карла Маркса, 16/2,
450000, Уфа, Российская Федерация
эл. почта: ktt@ufaras.ru
Механизм формирования и развития земной коры складчатой области во многом определяется масштабностью проявления офио-литовой ассоциации, ее структурным положением и геохронологической определенностью. В статье последовательно рассматриваются эти положения. Офиолитовые комплексы Урала представлены линейно вытянутыми гипербазитовыми поясами, приуроченными к крупным региональным разломам. Они состоят из множества различных размеров массивов и тел ультраосновного состава, сопровождающихся зонами меланжа. Уральская складчатая область занимает первое место в мире по их развитию. Простирание гипербазитовых поясов согласуется с общей дислоцированностью региона. Доказано, что изученные гипербазитовые массивы Урала являются аллохтонными структурами, а гипербазитовые пояса — надвигами океанической коры на сопредельный континент. Они сопровождаются зонами особых вещественно-структурных образований (формаций), которые сейчас называют меланжем, микститом, олистостромом. Это одна из важнейших закономерностей структурной геологии регионов их развития.
Периодизация выведения на поверхность гипербазитовых поясов и образование офиолитовой формации обосновываются новыми геохронологическими данными, основанными на современных методиках, в частности цирконологии. Приводится достаточно большой разброс значений абсолютного летоисчисления, свидетельствующий о многократности периодов их становления. Поскольку сейчас тектоническое положение гипербазитовых поясов не вызывает сомнений, их временная периодизация подтверждается также общерегиональными перестройками структурных планов и возрастом формаций-индикаторов интенсивности геодинамического режима надвигания и шарьирования. Обосновывается принцип определения возраста таких формаций. Периодизация их увязывается с геохронологическими данными формирования гипербазитовых тел, их надвигания. Сказанное согласуется с обдукционным типом развития Уральской складчатой области.
Ключевые слова: гипербазиты, флиш, олистостром, микстит, меланж, геодинамика, дислокации, обдукция, офиолиты,формация, структура, аллохтон, ассоциация, геохронология
© T.T. Kazantseva
HYPERBASITES IN THE URALS AND PERIODIZATION OF THEIR DEVELOPMENT
The mechanism of formation and development of the Earth's crust folded region is largely determined by the manifestation range of the ophio-lite association, its structural position and geochronological specificity. The present paper subsequently describes these statements. Ophiolite complexes of the Urals represent linearly extended ultrabasite belts confined to the major regional fractures. They consist of multiple massifs differing in size and ultrabasite bodies accompanied by me lange zones. The Ural folded region ranks first in the world according to their development. The extension of the ultrabasite belts is consistent with the general dislocation of the region. The Ural ultrabasite massifs under consideration have been proved to be the al-lochthonous structures, while ultrabasite belts are the thrusts of the oceanic crust on the adjacent continent. They are accompanied by the zones of specific structural and compositional units (formations) called melange, mixtite, and olistostrome. This is one of the most important principles of structural geology in the regions of their development.
Periodization of ultrabasite belt exposures and generation of ophiolite units are justified by new geochronological data based on
Institute of Geology, Ufa Scientific Centre, Russian Academy of Sciences, ulitsa Karla Marksa, 16/2, 450000, Ufa, Russian Federation e-mail: ktt@ufaras.ru
contemporary techniques such as zirconology in particular. A sufficiently wide range of absolute chronologies is given bearing witness to recurrent periods of their development. Since the tectonic location of ultrabasite belts leaves no doubt nowadays, their temporal periodization is also confirmed by the region-wide rearrangements of structural plans and the age of formations known to be the geodynamic intensity indicators of thrust and overthrust folding. The principle of age determination of these formations is validated. Their periodization agrees with geochronological data on the formation and thrust of ultrabasite bodies. The reported data are in conformity with the obduction-type development of the Ural folded region.
Key words: ultrabasites, flysch, olistostrome, mixtite, melange, geodynamics, dislocation, obduction, ophiolites, formation, structural, allochthon, association, geochronology
Гипербазиты — магматические породы ультраосновного состава — чрезвычайно широко распространены в складчатых областях. Урал, например, занимает первое место в мире по площади их развития, второе — Корякско-Камчатская складчатая область. В значительном количестве они присутствуют в Аппалачах, Альпийско-Гималайском складчатом поясе, в Севано-Аккеринской зоне Малого Кавказа и во многих других регионах, поэтому этим образованиям всегда уделялось большое внимание и придавалось особое значение в механизме образования и истории развития земной коры складчатых областей.
Гипербазиты составляют основную часть особых формаций, известных как офи-олиты. В состав последних входят также габ-броиды и пелагические осадки, развитые на дне океанических пространств.
Длительная история изучения офиоли-тов привела к выявлению закономерностей их состава, строения, структурного положения, происхождения как отдельных типов пород, так и их парагенетических ассоциаций. Уже хрестоматийными истинами стали сведения: о сопоставимости офиолитов складчатых областей континентов с мафической корой океанов; преимущественно дунит-гарцбургит-лерцолитовом составе массивов, при участии верлитов, горнблендитов и других пород; тектоническом характере контактов; отсутствии активных интрузивных взаимоотношений с вмещающими породами. В нашей стране после установления аллохтонности гипербази-товых массивов Крака на Южном Урале [1;2]
надвиговая природа офиолитовых комплексов доказана во многих складчатых областях, где они присутствуют.
Минералы, слагающие гипербазиты, подвержены вторичным изменениям, среди которых наиболее распространена серпенти-низация. Серпентиниты развиваются по ду-нитам и пироксенитам, преимущественно в краевых частях гипербазитовых тел и массивов, а также в зонах разрывных нарушений. Они служат и цементирующей массой кла-стических образований, возникающих в процессе тектонического перемещения гипер-базитов. Запасы их весьма велики, что важно для Башкортостана, где в настоящее время внедрена технология полной утилизации промышленных, кислотных и щелочных отходов, разработанная Б.А. Шкуропатом, В.А. Борисовой и Л.В. Губеевой [3]. В ней в качестве нейтрализаторов используются серпентиниты и малоизмененные ультраосновные породы. Конечными продуктами являются сернокислый магний, гидрокремнезем и гидроокислы железа. Первый служит быстродействующим магнезиальным удобрением, а также исходным сырьем для получения солей магния в отдельных сферах промышленности. Второй используется как эффективный сорбент. Третий применяется при производстве керамики, декоративного стекла, опалового фарфора и др., а также содержит примеси хрома, никеля, марганца, кобальта, которые являются высококачественным легированным железорудным концентратом.
Одной из важнейших закономерностей
структурной геологии регионов развития ги-пербазитовых массивов является сосредоточение этих образований в виде нескольких субпараллельных линейно вытянутых поясов, приуроченных к крупным региональным разломам. Простирание их согласуется с общей дислоцированностью региона. Форма отдельных тел и массивов также вытянута согласно простиранию поясов. Большинство гипер-базитовых массивов сопровождается зонами особых вещественно-структурных образований (формаций), которые сейчас называют меланжем, микститом, олистостромом. Они характеризуют деформационные периоды эволюции тектонических циклов складчатых областей [4]. На Урале сначала выделяли четыре гипербазитовых пояса, затем количество их возросло до тринадцати. Размещены они здесь вдоль границ крупных структурно-формационных зон. На рисунке 1 приведены наиболее представительные из них.
Самый западный гипербазитовый пояс, Салатимско-Кемпирсайский (I), включает три отрезка: Хадатинско-Войкаро-Салатимский на Полярном и Приполярном Урале, Плати-ноносный — на Северном и Среднем Урале и Кемпирсайский — на Южном Урале. Пояс располагается вдоль восточной границы метаморфических комплексов хребта Уралтау. К наиболее известным массивам Салатимско-Кемпирсайского пояса принадлежат: на Полярном Урале — Войкаро-Сыньинский, Пай-Ер, Рай-Из, Хадатинский и др., на Северном и Среднем Урале — Салатимский, Кытлымский, Нуралинский и др., на Южном Урале — Кемпирсайский, Хабарнинский, Ишкининский, Байгускаровский, Присак-марский и др. Серовско-Невьяновский пояс (II) располагается восточнее рассмотренного, на границе Тагильского синклинория с Восточно-Уральским поднятием. Наиболее известные массивы — Устейский, Серовский, Невьяновский, Верхне-Тагильский, Красноу-раловский и др. Миасско-Кацбахский гипербазитовый пояс (III) разграничивает Магнитогорский синклинорий и Восточно-Уральский
IV
1оБерчогур
Рис. 1. Схема расположения гипербазитовых поясов Урала
антиклинорий (Куликовский, Сахаровский, Черниговский, Кацбахский и ряд мелких массивов). Далее к востоку известен Алапаевско-Татищевский гипербазитовый пояс (IV), располагающийся вдоль Восточно-Уральского поднятия и Алапаевско-Брединского погружения. Он объединяет массивы Алапаев-ский, Останинский, Режевский, Баженов-ский, Ключевской, Теченский, Успенский, Татищевский, Варшавский, Каряжский, Айдырлинский и др. Еще восточнее развит Полтавско-Киембайский пояс (V), который отделяет Алапаевско-Брединское погружение от Восточно-Мугоджарского антиклинория
и включает массивы: Муслюмовский, Полтавский, Гогинский, Каменнодольский, На-следницкий, Подольский, Кайрактинский, Киембайский и др. В состав самых восточных Джетыгаринско-Аккаргинского (VI) и Тобольского (VII) гипербазитовых поясов Зауральского поднятия входят такие крупные массивы, как Георгиевский, Джетыгаринский, Ми-лютинский, Аккаргинский, Буруктальский, Гришинский, Максимовский и целый ряд более мелких.
Имеются многочисленные данные геологических съемок, бурения и тематических разработок, в которых доказано, что все перечисленные выше гипербазитовые пояса представляют собой фронтальные зоны надвигания океанической коры на континентальное основание. Изолированные массивы ультраосновных пород, расположенные на западном склоне Южного Урала, представляют собой останцы тектонических пластин, оторванных от своих корневых зон. Одним из них является Кракин-ский гипербазитовый аллохтон (рис. 2.)
Аллохтонное положение гипербазитов, расположенных вдоль фронта Главного Уральского надвига (Салатимско-Кемпирсайский
щ 1 ЭИзБа^ЭШб ЕЗ [23»
Рис. 2. Аллохтонное положение гипербазитов Крака [1]: 1 — сланцы; 2 — песчаники; 3 — глинистые сланцы, доломиты, кремни; 4 — известняки; 5 — переслаивание песчаников и известняков; 6 — песчаники, алевролиты, аргиллиты (флиш); 7 — гипербазиты; 8 — стратиграфические границы; 9 — тектонические контакты
пояс), установлено бурением и сейсморазведкой на Байгускаровском массиве (рис. 3).
Судя по этим материалам, угол падения подошвы его колеблется от 10 до 30°, а у д. Абубакирово, по данным горных выработок, под углами 30—40° погружается к востоку. Серпентиниты у контакта превращены в глиноподобную массу, на ширину более 500 м вдоль контакта породы раздроблены, перемяты и рассланцованы. Аналогичные сведения имеются для Халиловского, Хабарнинского и
Рис. 3. Взаимоотношение серпентинитов Байгускаровского массива с метаморфическими толщами хребта Уралтау в районе рудного поля Ивановского месторождения. С использованием материалов А.А. Захарова: 1 — хлорит-полевошпат-кварцевые сланцы; 2 — слюдисто-кварцевые сланцы; 3 — кремнистые, кремнисто-глинистые сланцы; 4 — серпентиниты; 5 — тектонические контакты; 6 — зоны рассланцева-ния и брекчирования
Кемпирсайского массивов.
Аллохтонное залегание Сыростанского массива изображено на рисунке 4.
Рис. 4. Структурное положение Сыростанского гипербазитового массива. По данным А.И. Левита: 1 — современные отложения; 2 — известняки; 3 — метаморфические сланцы; 4 — диориты; 5 — гипербазиты; 6 — стратиграфические границы; 7 — тектонические контакты; 8 — скважины
Пологие плоскости надвигания Главного Уральского надвига в пределах территории Башкирии подтверждены также сейсмическими исследованиями методом отраженных волн, проведенными управлением «Башкиргеология». При этом направления и углы падения гипер-базитовых тел устанавливаются при анализе гравитационных и магнитных полей. Первые дают представления о мощности пород в висячем боку разрыва, а вторые — о направлениях залегания. Во всех изученных опорных профилях (Сафаровский — в северной части Учалинского района, Озерный — в южной части; на широте Верхнеуральска, оз. Банное и др.) установлива-ется погружение верхнепротерозойских пород под офиолитовые комплексы либо с пологими углами плоскости, либо более крутыми (50—60°), но неизменно выполаживающимися на глубине до субгоризонтальной поверхности.
Останинский массив Алапаевско-Тати-щевского пояса перебурен многочисленными скважинами. Мощность его около 400 м (рис. 5).
1 — вулканогенно-осадочные породы, Э (?); 2 — блоки серпентинизированных перидотитов; 3 — серпентиниты асбестоносные; 4 — участки развития тальк-карбонатных пород; 5 — скважины
Геологическое строение района ги-пербазитовых поясов Кустанайской части Зауральского поднятия — Джетыгаринско — Аккаргинского и Тобольского отображено на рисунке 6.
Рис. 5. Геологический разрез Останинского ультраосновного массива [5]:
Рис. 6. Гипербазитовые пояса Кустанайской части Зауральского поднятия. По Б.А. Шкуропату и материалам Джетыгаринской ГРЭ: 1 — верхний и средний палеозой, осадочные и вулканогенные породы; 2 — верхний и нижний силур, вулканогенные породы основного состава; 3 — нижний силур, глинистые сланцы, алевролиты, песчаники; 4 — верхний протерозой, углисто-глинистые, углисто-кремнистые, филлитовидные сланцы, песчаники, порфиритоиды; 5 — кварциты, кристаллические сланцы; 6 - амфиболиты; 7 — плагиогнейсы; 8 — граниты; 9 — плагио-граниты, диориты; 10 — габбро; 11 — гипербазиты; 12 — границы тектонических пластин. Гипербазитовые массивы Джетыгаринско-Аккаргинского пояса (цифры в круге: 3 — Георгиевский, 4 — Джетыгарин-ский, 5 — Милютинский, 6 — Аккаргинский; западнее: 1 — Кундыбайский, 2 — Шевченковский; Тобольского пояса: 7 — Гришинский; 8 — Максимовский)
Контактовые зоны Джетыгаринского гипербазитового массива показано на рисунке 7.
1^1 Е32 [ЩЗ Г~Н Ш5
Рис. 7. Геологические разрезы южной оконечности Джетыгаринского гипербазитового массива: через западный (А) и восточный (Б) контакты. По Б.А. Шкуропату, А.А. Скрипию, Л.Я. Шишковой: 1 — нижний палеозой, сланцы глинистые, филлито-видные, углисто-кремнистые; 2 — верхний протерозой; 3 — серпентиниты; 4 — тектонические контакты; 5 — скважины и их номера
Также выглядит структурное положение Кундыбайского гипербазитового массива (рис. 8), расположенного западнее Джетыгаринско-Аккаргинского пояса.
Состав гипербазитовых массивов отражен несколькими типами формаций. Наиболее распространены дунитовая, дунит-гарцбургитовая, дунит-гарцбургит-лерцолитовая и др. Неоднозначность в вариационных соотношениях типов ультраосновных пород в перечисленных формациях и кардинально разнящиеся представления о последовательности их формирования во времени наводят на мысль об особом характере
геодинамического режима, обусловливающего их кристаллизацию. Логичность приведенной выше последовательности вытекает из структурных возможностей породообразующих минеральных составляющих, которыми являются оливин, ромбический пироксен, моноклинный пироксен и амфибол в порядке кристаллизации ряда темноцветных минералов по Боуэну-Заварицкому. В этом случае островной тип структуры оливина сменяется цепочечным ортопироксена с малыми затратами энергии. Кристаллизация клинопирок-сена происходит с некоторым повышением роли тектонического давления. Это вытекает из экспериментальных данных, когда ортопи-роксен превращается в клинопироксен в условиях деформирования [6]. При этом структура клинопироксена отличается от ортопироксена тем, что у него тетраэдрические цепи смещены относительно друг друга в направлении оси ъ [7]. Если же последовательность появления минералов не соответствует прямому порядку кристаллизации (например, когда лерцолитовая формация предшествует гарц-бургитовой), то требуется принос энергии. Это вытекает из реконструктивного характера структурного превращения ортопироксена из клинопироксена, т.к. размеры ионного радиуса Бе и М^ (катионов ромбических пироксе-нов) значительно меньше, чем у Са (одного из катионов моноклинных пироксенов). Это положение можно использовать в структурной геологии при определении нормального либо опрокинутого залегания формаций ультраосновных пород в каждом конкретном случае.
В 50—70-е годы прошлого столетия время формирования гипербазитов
Рис. 8. Геологический разрез северной части Кундыбайского гипербазитового массива. По Б.А. Шкуропату и В.А. Борисовой: 1 — протерозой нерасчлененный, сланцы, гнейсы, амфиболиты; 2 — габбро; 3 — дунит-клинопироксеновый комплекс; 4 — гипербазиты серпентинизированные; 5 — тектонический контакт; 6 — скважины
ВЕСТНИК АКАДЕМИИ НАУК РБ/
/2
определялось, в основном, по общегеологическим данным при использовании следующих положений: 1) возраст вмещающих образований, прорванных гипербазитами; 2) наличие зерен офиолитов в составе кластического материала обломочных пород известного возраста; 3) прорывания гипербазитов молодыми интрузиями, для которых установлен абсолютный возраст. Из трех перечисленных два первых относятся к неоднозначным критериям, а третий — к однозначному.
По общегеологическим данным, ультра-базиты Салатимско-Кемпирсайского пояса, согласно И.А. Малахову, Ю.Д. Смирнову и
A.Л. Кухаренко, считались верхнеордовикскими в северном отрезке пояса, венлокски-ми и доверхнелудловскими — в средней его части. Большинство дат гипербазитовых тел южного отрезка пояса также укладывалось в силурийскую эпоху. Присакмарский массив
B.М. Сергиевский считал ландоверийским, Е.А. Шумихин время формирования южной группы массивов также относил к силуру. Таким образом, периодом становления Салатимско - Кемпирсайского гипербазито -вого пояса с наибольшей вероятностью признавалась эпоха с конца ордовика до конца силура. Имевшиеся указания на сравнительно молодые даты ультраосновных пород (нижне-среднедевонский, нижневизейский и по-ствизейский) рассматривались как следствие различных этапов метаморфических преобразований. Возрастные интервалы Серовско-Невьяновского пояса А.А. Спасский укладывал в предел от среднего до верхнего девона. По Н.Н. Дингельштедту, Куликовский массив Миасско-Кацбахского гипербазитового пояса сформировался в верхнем девоне. На послесреднедевонский возраст мелких массивов пояса указывал И.А. Малахов. Известны многочисленные ссылки на нижнекаменноугольный возраст подавляющего большинства массивов Алапаевско-Татищевского гипербазитового пояса. По данным Л.Д. Булыкина, возраст Полтавского, Елизаветпольского и Гогинского массивов Полтавско-Кием-
байского пояса посленижневизейский. В результате наметилась тенденция омоложения гипербазитов Урала с запада на восток. Этот вывод согласован со значениями абсолютного возраста гипербазитов, которые получены в тот период. Предпринимались попытки обосновать возраст гипербазитов на основе определения абсолютного возраста минералов: моноклинного пироксена (методом сравнительной дисперсии Е.А. Кузнецова) либо флогопита — вторичного минерала, возникшего после метаморфических преобразований ультраосновных пород. В первом случае цифра абсолютного возраста для перидотитов из массивов Крака соответствует 440 млн лет [1]. Во втором — для Кемпирсайского массива — 404±18 млн лет [8]. Возраст пироксени-тов и амфиболитов Хабарнинского массива укладывается в интервал от 495 до 380 млн лет [9]. Более древние цифры были известны лишь для горнблендитов Качканарского массива — 600±70 млн лет, габбро-амфиболитов Кемпирсайского массива — 570 млн лет, пи-роксенитов Суроямского массива — 594 млн лет [9;10].
В конце двадцатого столетия отличный специалист по гипербазитам Урала Б.А. Шку-ропат привел очень интересную информацию о возрасте гипербазитов, которую получил на основе изотопного датирования различных этапов эволюции офиолитов. Согласно ему, такие этапы отражены в особенностях дайко-вых комплексов, ассоциирующих с ультраба-зитами. Он считал, что этап раскрытия мантии и начало формирования океанической коры отражают будины даек основного и среднего состава с аномально низкими содержаниями калия (менее 1%), рубидия (менее 30 г/т), циркония (менее 150 г/т) и других «сиалических» элементов. Эти дайки в той или иной степени родингитизированы. Они встречались в пределах Баженовского и Джетыгаринского массивов. Датирование рубидий-стронциевым методом позволило определить возраст этих пород в 949 млн лет для Баженовского массива и в 905 млн лет для Джетыгаринского
при точности определений ±180 млн лет. Первичные отношения стронция-87 к строн-цию-86 составили, соответственно, 0,7041 и 0,7023. В указанный интервал, с учетом точности определений, попадает и определенный тем же методом возраст хромдиопсидов Кем-пирсайского массива (1100 млн лет). Завершением эндогенного минералообразования в офиолитах, по мнению большинства исследователей, является образование жил хризотил-асбеста, связанное с поступлением из подстилающего сиалического основания водных растворов и расплавов. Этот этап фиксируется дайками кислого и умеренно кислого состава, но в отличие от древних даек они лишены каких-либо структурных и минералогических изменений и характеризуются повышенным содержанием калия (более 1,5%), рубидия (более 50 г/т), циркония (более 200 г/т). Наиболее детально такие дайки изучены в пределах Джетыгаринского массива, где их возраст составил 245+8 млн лет при первичном отношении стронция-87 к стронцию-86, равном 0,7051. Таким образом, общая длительность эндогенных процессов в офиолитах Южного и Среднего Урала, от раскрытия мантии до завершения гидротермального минералообра-зования, оценивалась им в 700 млн лет [11].
В XXI в. укоренились весьма надежные методы определения абсолютного возраста гипербазитов, среди которых наиболее используемой в настоящее время является цир-конометрия. Циркон считается ценнейшим источником геохронологической информации, т. к. содержит уран в небольшом, но достаточном количестве для измерения его в масс-спектрометре. Для радиометрического определения возраста горных пород допа-леозойской и палеозойской эпох — это идеальный минерал, что связывают с продолжительностью периода полураспада урана. При этом возраст цирконов непосредственно из магматических пород соответствует возрасту кристаллизации этих пород, а из метаморфических пород может нести информацию как эпохи кристаллизации, так и метаморфиче-
ских преобразований, иногда многократных. В первом случае это, скорее всего, ядра циркона, а во втором — обрамляющие их зоны. Зональный циркон вообще характерен для метаморфических пород, при этом каждая зона может отражать эпоху отдельного метаморфического проявления. Следовательно, даже одно зерно циркона содержит информацию о последовательности и длительности геологических событий определенного региона [12]. Как утверждают петрографы, циркон относится к акцессорным минералам изверженных пород преимущественно кислого состава (граниты и их излившиеся аналоги), реже присутствует в породах щелочного и среднего состава. Нередко отмечается в пегматитах. Чаще он идиоморфен по отношению к другим минералам глубинных изверженных пород. Принято считать, что наибольшей идиоморф-ностью обладают те минералы, которые кристаллизуются в первую очередь. Это положение относится к главным породообразующим минералам. В том случае, когда зерна циркона в породе идиоморфны, следует думать, что их идиоморфизм связан с временным отрывом его появления по отношению к кристаллизации основных минералов изверженных горных пород. Это может указывать на особые условия его образования. Вероятно, обнаружение зерен циркона в гипербазитах объяснимо значительными метаморфическими преобразованиями, возникающими при надвигании океанической коры на сиалическое основание.
Приведем сведения по абсолютному возрасту пород офиолитовой формации, полученные в первом десятилетии XXI в. Так, по [13], метабазальты и плагиогнейсы с океаническими характеристиками, слагающие отдельные чешуи в составе ильменогорского и сысертского метаморфических комплексов вблизи Главного Уральского разлома, датированы и-РЬ методом как 643±46 и 576±65 млн лет, а возраст перидотитов Мин-
дякского массива равен 882±83 млн лет, Яе-Об возраст ассоциирующих с ними габбро
соответствует 804±37 млн лет.
В монографии [14] (с приведенными в ней ссылками) также указываются докем-брийские изохронные датировки. Для массива Нурали Яе-ОБ даты: верлитов и хромитов — 1243±80 млн лет, перидотитов — 536±51 млн лет. Для габбро и клинопироксенитов массива Миндяк им то же называются цифры 804±37 млн лет, а для гипербазитов — 536±51 млн лет;
датировки перидотита по валу соответствуют 882±83 млн лет, габбро и диорита — 540±18 млн лет.
Интересные сведения о периодизации становления гипербазитов, отраженной в возрастных интервалах метаморфизма этих пород, содержатся в работах [15;16;17]. В первой из них проявления высокоградиентного ди-намометаморфизма в подошве офиолитовых аллохтонов Сакмарской зоны Южного Урала связываются с возрастом шарьяжей, т.е. определяется время их образования по метаморфическим породам подошвенной части аллохтона. Изотопное 8ш-№-датирование показало раннедевонский возраст гранатовых амфиболитов в подошве Хабарнинско-го массива (415±8 млн лет). Учитывая эти и другие имеющиеся данные об аналогичном возрасте, авторы заключают: «можно уверенно говорить о раннедевонском возрасте ди-намометаморфизма, связанного с обдукцией офиолитовых аллохтонов в Сакмарской зоне Южного Урала», — и далее: «такие же геохронологические исследования показывают, что эндогенная активность в офиолитовых комплексах продолжалась вплоть до среднего девона (380—370 млн лет)» [16, с. 227]. В статье [16] приводятся результаты изучения геохронологической эволюции лерцолитов массива Узянский Крака с использованием датировок единичных кристаллов цирконов. При поли-генности цирконов длительность основного этапа их образования определяется датировками 587±4 млн лет, (основной этап). Последующие преобразования этих цирконов и появления новых генераций приурочены к этапам с границами 537±5 млн лет, 515±2 млн
лет, 430+5 млн лет, 403±8 млн лет, т.е. от докембрия до нижнего девона включительно. При этом реликтовые мезопротерозойские цирконы оцениваются возрастом 1132±6 млн лет МРЯ3. В последние годы по данным рассматриваемой статьи появились подобные датировки (540—610 млн лет) для лерцолитовых массивов Нурали и Миндяк.
Как видим, разброс значений в определениях настолько велик, что нет возможности отдать предпочтение одному из них. Это связано с тем, что все приведенные выше возрастные датировки как по определениям абсолютного летоисчисления, так и по геологическим данным свидетельствуют не только о возрасте гипербазитовых пород, но и о времени тектонического становления их в виде поясов, т.е. о связи с последующими метаморфическими преобразованиями, поэтому требуют разграничения. Самые древние, докембрийские цифры, их количество и качество уже не могут быть проигнорированы. Скорее всего, они говорят о докембрийском возрасте ультраосновных пород, являющихся главной составляющей океанической коры геологического прошлого. К такому заключению мы пришли ранее [18;19] на основании уже известных к тому времени данных о докембрийском возрасте грабеновых формаций континентального рифтогенеза (Башкирский антиклинорий) и близкимх им по возрасту изверженных пород, являющихся производными океанического рифтогенеза (зона Уралтау).
Поскольку сейчас тектоническое становление гипербазитовых поясов не вызывает сомнений, их временная периодизация может базироваться на тектонических факторах. Это знания о: а) общерегиональных перестройках структурных планов и маркирующих горизонтов, запечатывающих их; б) возрасте формаций-индикаторов высокой интенсивности тектонического режима надвигания и шарьирования — флиша, олистостром-микстита и меланжа; в) периодах глауко-фанизации, связанных с перемещением гипербазитовых поясов.
ТТ Казанцева /Ш/////Ш////////Ш/ШШШШШ//Ш////Ш
При производстве геологических съемок и структурном картировании всегда большое внимание уделялось перестройкам структурных планов. Например, в Зилаирском син-клинории хорошо известны факты о резком угловом и азимутальном несогласии в основании образований, датируемых средним-верхним ордовиком. Нигде в Магнитогорском синклинории не обнаружено согласных взаимоотношений кремнистых образований бугулыгырского горизонта верхнеэйфельско-го яруса среднего девона, как и мукасовского горизонта франского яруса верхнего девона с более ранними образованиями [19; 20; 21; 22]. С размывом либо несогласно залегают вулканиты верхнетурнейского подъяруса нижнего карбона на флише зилаирской свиты. Это мы наблюдали в разрезах «Хайбулинский», «Гу-севский» и др. Такие факты решили вопрос о неоднократном проявлении дислокационных фаз. На Урале, по нашим данным, они соответствуют предордовикскому, позднеэйфель-скому, верхнефранскому и верхнетурнейскому времени. Такие же сведения запечатлены в индикаторных для особо активного тектонического режима формациях.
Накопление флишевой формации в Магнитогорском синклинории на Южном Урале возобновлялось неоднократно [23]. Наиболее известными являются: эйфель-ский флиш ирендыкской свиты, живетско-верхнефранский — улутауской, верхнедевон-ско-нижнекаменноугольный — зилаирской и средне-верхнекаменноугольный — кардаилов-ской. Заметим, что исследователи этого региона долго не соглашались с флишевым характером первых двух из названных выше свит. В последнее время наметилось такое признание. Правда, они называют их флишоидами, а не флишем, однако, в принципе, это одно и то же. И те, и другие по происхождению являются типичными ритмитами, производными импульсного характера высокой интенсивности геодинамического режима.
Олистостромообразование на Урале соответствует примерно тем же периодам,
что и флишенакопление, и парагенетически с ним связано. Наиболее известными являются олистостромы-микститы Сакмарско-го аллохтона. По данным [24], здесь развиты такие образования: нижнего ордовика в Эбе-тинской структуре; нижнего-среднего девона — шандинские (сакмарский и сугралинский комплексы Сакмарской зоны); чебаклинский олистостром среднего девона, рысаевский олистостром верхнего девона — нижнетурней-ского подъяруса нижнего карбона (сугралин-ский, чебаклинский, губерлинский комплексы Сакмарской зоны). В составе олистолитов известны рифогенные известняки с руководящей фауной от кембрийского до каменноугольного времени.
В Магнитогорском синклинории также присутствуют олистостромы. Это образования верхнего эйфеля, франского и каменноугольного возрастов. В составе их обнаруживаются биогермные массивы известняков, надежно фаунистически охарактеризованные. Эти массивы имеют небольшие размеры, достаточно легко разрушаются, неспособны переноситься на сколько-нибудь значительные расстояния, поэтому естественно думать, что они являются определяющими возраст включающей их матрицы — олистострома. Известный горизонт под названием «гадилевский» представляет собой эйфельский олистостром. Он сложен линзовидными телами различной мощности и протяженности, состоящими из обломочных пород сложного строения, гематитизированных, окремнелых и карбо-натизированных. В обломках присутствуют известняки с фауной эйфельского возраста. Олистостромовая природа этого горизонта установлена [25]. Среди флиша зилаирской свиты верхнего девона — нижнего карбона находится биягодинский олистостром. Он впервые обнаружен и изучен [26] в районе горы Биягоды, затем [27] обосновывали его как вещественно-структурную единицу, возникшую в условиях высокой тектонической активности. Биягодинский олистостром протягивается меридионально вытянутой
полосой от с. Аскарова на севере до д. Туркме-нево на юге. В строении его принимают участие глыбы различного состава, формы и размера. Чаще всего, это — кремни, эффузивы и известняки, представленные рифогенными фациями. Они содержат многочисленную фауну верхов живетского яруса среднего девона и франского яруса верхнего девона. Глыбовый горизонт, скорее всего, среднекамен-ноугольного возраста, обнажен в 1,5 км ниже д. Юлбарсово по реке Зирень-Агач. Он состоит из глыб с элементами повышенной дисло-цированности, представленных различными известняками и песчаниками, сцементированными карбонатно-песчаным материалом. Среди глыб отмечаются известняки с бра-хиоподами турнейского и визейского ярусов нижнего карбона [23].
Меланж сопровождает все гипербазито-вые массивы и пояса Урала. Мы рассматриваем его как особую геологическую формацию, возникающую при тектонических перемещениях офиолитов. Преимущественный состав этой формации определяется составом океанической коры. Это — гипербазиты, габ-броиды, спилиты, пелагические осадки при участии различного цвета, состава и формы тектонокластов поднадвиговых образований. Особое место в составе меланжа занимают рифогенные известняки, определяющие время его формирования. Это довольно результативный способ определения времени формирования гипербазитовых поясов. Рифовые постройки среди отторженцев в зонах серпинтинитового меланжа и олистолитов в олистростроме обычно имеют небольшие размеры, редко превышающие первые сотни метров в поперечнике. На Южном Урале многочисленные выходы рифовых известняков нижнего кембрия и среднего девона известны среди серпентинитового меланжа Сакмар-ской зоны. Включения раннекембрийских биогермных известняков здесь прослежены на значительные расстояния. Они представлены небольшими изолированными телами, размеры которых колеблются от первых
метров до 200 м по длинной оси. Выход кембрийских рифов на горе Бикташ, к юго-востоку от деревни Бикташево, в плане имеет вытянутую в северо-западном направлении форму размером 70^180 м. Он сложен из серых и светло-серых брекчированных археоци-атовых и водорослевых известняков, в основании которых наблюдаются мелкообломочные брекчии и конгломераты с обломками известняков и эффузивов. Другой крупный выход кембрийских известняков известен на горе Известковой, в 3,5 км от деревни Кидрясово («Шапка Мономаха»). Размеры его 100 х150 м. Установлено, что известняки находятся здесь в виде перебуренной глыбы. В бассейне р. Сак-мары, севернее широты г. Кувандык, во многих местах встречаются выходы массивных ри-фогенных известняков с фауной эйфельского яруса, залегающие то среди кремней силура, то на серпентинитах, то внутри эффузивов, почти всегда отделяясь от вмещающих пород тектонической зоной различной мощности. Например, в верховьях ручья Кисыелга в виде экзотических утесов обнажаются массивные кораллово-мшанковые известняки нижнего эйфеля. В бассейне р. Катралы среди серпентинитов южной и западной частей Катралин-ского массива обнаружены многочисленные глыбы габбро-амфиболитов и аргиллитов ку-раганской свиты ордовика, кремней и основных вулканитов нижнего и верхнего силура, а также рифогенных известняков эйфельского яруса. Не менее распространены рифоген-ные известняки эйфельского возраста в зонах развития меланжа Кракинского аллохтона. Столь тесная ассоциация серпентинитового меланжа с ископаемыми рифами не случайна. Характер соотношения биогермов с вмещающими породами позволяет прийти к выводу, что они парагенетически связаны между собой.
Мы неоднократно отмечали, что формирование земной коры континентов осуществляется мегациклично (под мегаци-клом понимается цикл Вильсона). Каждый мегацикл представлен двумя стадиями:
ТТ■ Козанцева /Ш/////Ш////////Ш/ШШШШШ//Ш////Ш
стадией растяжения (мы назвали ее рифтогенно-спрединговой) и стадией сжатия, к которой мы отнесли периоды (и, соответственно, зоны) геологического взаимодействия континентальной и океанической кор. Рифтогенно-спрединговая стадия порождает океаническую кору, состоящую преимущественно из гипербазитов, габброидов и пелагических осадков. Ее развитие обладает цикличностью и эволюционной направленностью. Стадия сжатия также состоит из одного или нескольких тектонических циклов. Тектонический цикл двухэтапен. Первый этап эволюционный. Вещественное выполнение его представлено серией формаций осадочно-вулканического происхождения с эволюционной направленностью состава и строения. Второй этап деформационный, сопровождающийся надвиганием и шарьированием, накоплением особых вещественно-кластических формаций, к которым следует относить меланж, микстит, олистостром, флиш. Геодинамический режим максимальных тектонических напряжений тангенциального сжатия этого этапа обусловливает шарьирование, тектоническое совмещение пластин океанической коры, их скучивание. Сами офиолитовые комплексы формируются в глубоководных условиях и лишь после дислоцированности и тектонического нагромождения образуют подводные хребты. Здесь возникает надобдукционный вулканизм, с эволюционной направленностью его состава и строения от глубоководного к островодужному, от недифференцированных формаций к контрастно-, затем последовательно дифференцированным и порфирито-вым. Вулканические цепи эволюционируют в островные дуги. Это мы неоднократно и подробно излагали раньше [18; 23]. На возвышенностях морского дна, образованных лобовыми частями надвигов и вулканическими дугами, периодически, после разрядки тектонических напряжений тангенциального сжатия, временно устанавливаются довольно спокойные геодинамические условия. Это благоприятная обстановка для поселения и роста рифостроящих
организмов, являющихся весьма чуткими индикаторами морских глубин и условий среды. Биогермные сооружения дают и ценный материал для суждения об особенностях и темпах их роста. В частности, относительно малые размеры свидетельствуют о повышенной подвижности морского дна и, следовательно, об активности тектонической обстановки. Возраст биогермов должен быть моложе гипербазитов. Последние образуются значительно раньше и находятся здесь уже во «вторичном», аллохтон-ном залегании. Вдоль берегов островных дуг селятся рифообразующие организмы, слагая относительно небольшие биогермные массивы. Известно широкое распространение рифов на островных дугах экваториальной зоны современных океанов. Например, многочисленные коралловые рифы располагаются по берегам островов Зондских, Филиппинских, Соломоновых и Фиджи. Вдоль складчатых сооружений и офиолитовых зон восточного берега Австралии развит Большой барьерный риф, имеющий протяженность до 2000 км.
Очередное возрастание тангенциальных тектонических напряжений сжатия способствует возобновлению надвигания и шарьи-рования, сопровождающихся разрушением фронтальных частей аллохтонов океанической коры. Образуется меланж, микстит, затем олистостром и флиш. Во все перечисленные образования попадают и тела рифогенных известняков в разных количествах. Чаще всего они встречаются в составе ближних к фронту надвига формаций, к которым относятся меланж и микстит. В силу малой плотности и большой подверженности разрушению ри-фогенные образования неспособны далеко и длительно переноситься. Следовательно, возраст таких одиночных рифовых построек в меланже соответствует короткому интервалу времени между разрядкой тектонических напряжений надвиганием и переотложением разрушающихся толщ, поэтому меланж, являясь ближней к фронту офиолитового аллохтона формацией, обусловлен тектоническим становлением гипербазитовых поясов, а
присутствие рифовых построек в нем и их возраст датируют время проявления крупных дислокаций океанической коры. В этом плане нелишне отметить мнение Г.Н. Савельевой: «Главное различие гипербазитов состоит в условиях формирования метаморфитов, ассоциирующих с офиолитами. Метаморфизм Уральских офиолитов происходил, преимущественно, в условиях коллизии островная дуга-континент, что приводило к формированию метаморфитов высоких давлений и низких температур» [17, с. 24]. По ее мнению, время «... формирования офиолитов максю-товского комплекса относится к раннему докембрию либо палеозою. Высокобарический же метаморфизм гипербазитов происходил в раннем-среднем девоне. Пик метаморфизма пород офиолитовой ассоциации приходится на средний девон. Как альтернативные механизмы появления высокобарических ассоциаций автор рассматривает как субдукцию, так и обдукцию» [17, с. 30].
Учитывая изложенное, а также допа-леозойский возраст гипербазитовых пород Урала, можно утверждать, что происходило последовательное выведение на поверхность офиолитовых аллохтонов (гипербази-товых поясов) надвиганием, омолаживающимся в восточном направлении. При этом
зафиксировано несколько этапов становления гипербазитовых поясов. Наиболее ранний из них соответствует кембрию — концу силура, следующие этапы — концу эйфель-ского — началу живетского периода среднего девона и франскому и фаменскому ярусам позднего девона. И, наконец, послераннека-менноугольный этап. Эти соображения увязываются и с многочисленными известными данными по этапам проявлений глаукофано-вого метаморфизма, выраженного в цифрах абсолютного летоисчисления [18].
Итак, главной особенностью гиперба-зитовых комплексов складчатых областей, в которых они имеют широкое развитие, является их залегание в виде надвиговых поясов, согласующихся с общим структурным планом региона. Все крупные гипербазитовые массивы и мелкие тела являются аллохтон-ными образованиями, выведенными на поверхность в результате шарьирования и, как правило, сопровождаются зонами меланжа и микстит-олистостромов. Устанавливается последовательное во времени латеральное смещение гипербазитовых поясов от континента к океану. Данные выводы хорошо согласуются с обдукционным типом развития складчатых областей [28], показанным на примере Урала.
ЛИТЕРАТУРА
1. Казанцева Т.Т. Строение и особенности залегания офиолитовой формации на западном склоне Южного Урала // Полезные ископаемые Башкирии, их размещение и условия формирования. Уфа: БФАН СССР, 1970. С. 91—92.
2. Казанцева ТТ., Камалетдинов М.А. Об аллохтон-ном залегании гипербазитовых массивов западного склона Южного Урала // Доклады АН СССР. Т. 188. №3. С. 641—644.
3. Шкуропат Б.А., Борисова В.А., Губеева Л.В. Эколого-геологические исследования в Республике Башкортостан // Познание, освоение и сбережение недр Республики Башкортостан. Уфа, 1994. С. 42—43.
4. Казанцева Т.Т. О возрасте гипербазитов и периодизация формирования гипербазитовых поясов Урала // Геология. Изв. Отд. наук о Земле и природных ресурсов АН РБ. 2011. №17. С. 92—103.
5. Кузовков Г.Н., Федоров Ю.А., Старцев Н.Н. и др. Основные особенности строения Останинского уль-трабазитового массива // Ежегодник-1982. Информационные материалы. Свердловск: УНЦ РАН СССР, 1983. С. 72—75.
6. Моррисон-Смит Д. Пластические деформации в минералах. // Минералогическая энциклопедия. Л.: Недра, 1985. С. 25.
7. Декарли П. Минералогическая энциклопедия. Л.: Недра, 1985. С. 110.
8. Павлов Н.В., Кравченко Г.Г., Чупрынина И.И.
