CC BY
48
УДК 550.55(234.852)
МЕЗОСТРУКТУРНЫЕ ПАРАГЕНЕЗЫ В МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОДАХ ЮЖНОЙ ЧАСТИ ПОДНЯТИЯ УРАЛТАУ (ЮЖНЫЙ УРАЛ)
Н.Б. Кузнецов1, 2, М.Л. Езекиа1
Инженерный факультет Российский университет дружбы народов ул. Орджоникидзе, 3, Москва, Россия, 115923
^Геологический институт РАН Пыжевский пер., 7, Москва, Россия, 119017
Метаморфические породы южной части Каялинско-Максютовской зоны Уралтау («юмагу-зинские кварциты» максютовского UHP-метаморфического комплекса) на Южном Урале несут отчетливые признаки полистадийных деформаций. Всего в этих образованиях распознается три деформационных этапа.
Ключевые слова: Южный Урал, максютовский комплекс, мезоструктурный парагенез, деформационные этапы.
На Южном Урале широко распространены образования, возраст которых охватывает временной диапазон от позднего докембрия до конца палеозоя. В исто-рико-геологическом смысле эти образования подразделяются на две большие группы. Верхнее стратиграфическое и, как правило, структурное положение занимают позднекембрийско-позднепалеозойские образования, за которыми закрепилось название «уралиды». На основании резких различий в составе и строении комплексы уралид большинством исследователей подразделяются на два типа — западные и восточные [9; 15; 25; 22]. Первые из них представлены палеозойскими толщами почти исключительно осадочных пород, формирование которых происходило в обстановках, характерных для пассивных континентальных окраин [10; 16; 17]. В строении восточных уралид весьма заметная роль принадлежит вулканогенно-осадочным и вулканогенным породам, офиолитам и гранитоидам. Возраст этих образований равен совокупному возрасту западных уралид. Граница между ареалами распространения западных и восточных уралид — полоса развития серпентинитовых меланжей и массивов пород ультрамафит-мафитового состава, характеризующаяся общеуральской протяженностью и традиционно называемая Главным Уральским глубинным разломом (ГУГР) [25].
В пределах области распространения западных уралид (т.е. в пределах Западно-Уральской мегазоны) нижнее стратиграфическое и, как правило, структурное положение занимают позднедокембрийские образования. Эти образования традиционно (начиная с работ Н.П. Хераскова [23]) называются доуралидами или протоуралидами. Они выступают на дневную поверхность в ядрах положительных структурных форм (антиклиналей, антиклинориев, поднятий и т.п.), образующих почти непрерывную цепочку структур Центрально-Уральского поднятия, протягивающуюся вдоль всего Урала.
На основании проведенных мезоструктурных исследований мы считаем, что позднедокембрийские комплексы зоны Уралтау представляют собой образования, чужеродные по отношению сопредельному краю Восточно-Европейской платформы, на котором в позднем докембрии формировались комплексы, обнажающиеся в пределах Башкирского поднятия.
Позднедокембрийские образования (протоуралиды) российской части Южного Урала. В российской части Южного Урала позднедокембрийские образования (протоуралиды) участвуют в строении Башкирского поднятия и поднятия Уралтау (рис. 1). Башкирское поднятие достигает в ширину ~100 км при длине ~330 км. На севере, западе и юге Башкирское поднятие граничит со структурами уралид собственно Западно-Уральской мегазоны. На востоке Башкирское поднятие по Зюраткульскому разлому граничит со структурами поднятия Уралтау. Прото-уралиды Башкирского поднятия характеризуются отчетливым двучленным строением. Нижние горизонты представлены раннедокембрийским гнейсово-амфибо-литовым комплексом, породы которого содержат реликты гранулитовых минеральных парагенезов. Этот комплекс обнажен на севере поднятия, в Тараташском районе — в ядре крупной одноименной антиклинорной структуры. Это единственный выступ на дневную поверхность комплексов восточной части древнего остова ВЕП (Балтики), которую сейчас принято называть Волго-Уралией [26]. Верхний элемент строения протоуралид Башкирского поднятия представлен комплексом терригенных, терригенно-карбонатных, карбонатных и очень редко вулканогенных и вулканогенно-осадочных пород, суммарной мощностью до 12—15 км. Этот комплекс представляет собой типовой (стратотипический) разрез рифей-ской системы [20]. Примечательно, что залегает он на тараташском комплексе стратиграфически, с отчетливо выраженным структурным несогласием. Это означает, что рифей Башкирского поднятия автохтонно перекрывает древний остов ВЕП (Балтику), что не оставляет возможности сомневаться в его первичном «балтийском» происхождении.
Ранее в литературе уже много раз было отмечено, что между позднедокемб-рийской частью протоуралид Башкирского поднятия и палеозойскими комплексами (уралидами) его обрамления отсутствует структурное несогласие [17]. Это указывает на то, что протоуралиды и уралиды, хотя и разделены достаточно протяженным (по времени и стратиграфическому объему) стратиграфическим перерывом и параллельным несогласием, дислоцированы совместно с образованием системы одновозрастных (близко одновозрастных) складчатых и разрывных дислокаций лишь в конце палеозоя.
В противоположность протоуралидам Башкирского поднятия в пределах поднятия Уралтау протоуралиды представлены неравномерно метаморфизованными вулканогенными, вулканогенно-осадочными и осадочными толщами позднедо-кембрийского возраста (рис. 1). Поднятие Уралтау протягивается по меридиану почти на 500 км при ширине, достигающей 40 км. На востоке оно повсеместно граничит с комплексами и структурами Восточного Урала. Западная граница поднятия Уралтау имеет сложное очертание. Это обусловлено тем, что она «описывает» северное центриклинальное замыкание Сакмарско-Кракинской синформной
Рис. 1. Схема тектонического районирования западного склона Южного Урала: 1 — мезозойско-кайнозойский чехол Прикаспийской впадины; 2—4 — Западно-Уральская мегазона; 2 — ордовикско-позднепалеозойские комплексы; 3—4 — до-ордовикские комплексы (протоуралиды); 3 — Башкирского поднятия; 4 — поднятие Урал-тау; 5 — Восточно-Уральская мегазона и тектонические единицы, сложенные комплексами, характерными для Восточно-Уральской мегазоны: Сакмарская зона (С) и Кра-кинский аллохтон (К); 6 — граница между Башкирским поднятием и поднятием Урал-тау (Зюраткульский разлом — ЗР); 7 — границы между тектоническими единицами поднятия Уралтау. 8 — Барангуловский (1) и Мазаринский (2) магматические ареалы. ® — Эбетинская антиформа;
> — поднятие Уралтау (УТ1 — Максютовско-Каялин-ская тектоническая единица; УТ2 — Киря-бинско-Суванякская тектоническая единица; УТ3 — Златоустовско-Белорецкая тектоническая единица; УТ4 — Уфалейская тектоническая единица); © — Сакмарская зона; ® — Кракинский аллохтон; С?УР) — Западно-Уралтауский разлом.
На врезке — Тектоническая схема Урала:
1 — Mz-Kz комплексы чехла Восточно-Европейской платформы и Западно-Сибирской плиты; 2—3 — палеозойские и докембрийские комплексы Западного Урала: 2 — преимущественно осадочные комплексы палеозойского возраста; 3 — неравномерно метаморфизо-ванные осадочные, вулканогенно-осадочные и гранитоидные комплексы преимущественно позднедокембрийского возраста; 4 — ранне-среднепалеозойские и неравномерно мета-морфизованные докембрийские (?) вулкано-генно-осадочные офиолитовые и гранитоид-ные комплексы Восточного Урала; 5 — главный Уральский разлом; 6 — контур тектонической схемы Уральского складчатого пояса и схемы тектонического районирования западного склона Южного Урала.
Четырехконечными звездами с номерами 1, 2 и 3 показано положение полигонов структурно-геологических исследований — Кара-гай, Восточный Карагай и Пионер, соответственно
зоны. В северной части поднятия Уралтау его западным ограничением служит Зюраткульский разлом восточного падения, отделяющий поднятие Уралтау от Башкирского поднятия. Западное ограничение в южной части поднятия Уралтау неотчетливо и проводится условно по подошве палеозойского комплекса восточного крыла Сакмарско-Кракинской синформной зоны. Комплексы, представляющие собой возрастные аналоги протоуралид-тиманид и принимающие участие в строении зоны Уралтау, представлены неравномерно метаморфизованными вулканогенными, вулканогенно-осадочными и осадочными толщами позднедокем-
брийского возраста. По составу и строению этих образований поднятие Уралтау разделено на четыре продольные кулисообразно расположенные тектонические единицы регионального масштаба (с юга на север) — Каялинско-Максютовская, Кирябинско-Суванякская, Златоустовско-Белорецкая и Уфалейская единицы (см. рис. 1) [12].
Наши исследования касаются изучения мезоструктурных парагенезов метаморфических пород Каялинско-Максютовской тектонической единицы поднятия Уралтау.
Общие сведения о строении Каялинско-Максютовской тектонической единицы поднятия Уралтау. Каялинско-Максютовская единица в современной структуре поднятия Уралтау слагает ядро крупной отчетливо асимметричной антиформы. Западное крыло этой антиформы сложено образованиями Суванякско-Кирябинской единицы Уралтау, а восточное крыло — палеозойскими комплексами Восточно-Уральской мегазоны, что отчетливо видно на многочисленных профилях МОВ, ОГТ и ГСЗ [3; 17; 28]. В строении Каялинско-Максютовской единицы участвуют разнородные и в различной степени метаморфизованные образования (в том числе эклогитовой и глаукофансланцевой фаций метаморфизма), за которыми закрепилось название «максютовский комплекс». Первоначально признавался исключительно позднедокембрийский возраст комплекса [1; 2; 5; 13; 14; 19]. Эти представления были подтверждены данными изотопного датирования [6; 11].
Начиная с начала 1990-х гг. стали появляться данные о палеозойском возрасте отдельных фрагментов максютовского комплекса, основанные на находках в поле его развития граптолитов и конодонтов силура и девона [7; 8; 10]. Кроме того, палеозойский возраст пород комплекса был подтвержден и изотопно-геохронологическими данными [10; 24; 27; 29; 39; 33; 35], указывающими на то, что высокобарические минеральные ассоциации пород максютовского комплекса имеют возраст в интервале 388—332 млн лет.
В настоящее время многие исследователи придерживаются точки зрения, в соответствии с которой в строении максютовского комплекса участвуют находящиеся в сложных структурных соотношениях фрагменты как позднедокемб-рийских, так и палеозойских образований [17; 18].
Мезоструктурные парагенезы в метаморфических породах максютовско-го комплекса южной части Каялинско-Максютовской тектонической единицы поднятия Уралтау. На юге Каялинско-Максютовской тектонической единицы поднятия Уралтау, в полосе между широтой с. Карагай-Покровка (Карагай) и с. Новопроктовка в строении максютовского комплекса доминируют светлые и темные (высокоуглеродистые) фенгитовые кристаллосланцы, кварцито-сланцы и кварциты. Эти породы обнажены здесь во многих местах в бортах глубоких оврагов, рек и их притоков, где они подчас образуют крупные (иногда высотой более 10 м) скальные обнажения (рис. 2 А, Б). Кроме того, на водораздельных плато этими породами образованы порой весьма обширные плоские хорошо отмытые обнажения (рис. 2 В, Г).
Рис. 2. Характер обнаженности поля развития «юмагузинских кварцитов» на правом борту долины р. Губерля в районе с. Карагай-Покровка (Карагай)
Летом 2010 г., во время проведения Южно-Уральской учебной геологической практики студентов 2-го курса кафедры месторождений полезных ископаемых и их разведки им. В.М. Крейтера инженерного факультета Российского университета дружбы народов нами были проведены детальные структурно-геологические исследования на трех небольших полигонах (с запада на восток: Карагай, Восточный Карагай и Пионер), расположенных в пределах полей развития этих метафорических пород. Проведенные нами структурно-геологические исследования не предполагали составления сколь-нибудь полных разрезов толщи этих метаморфических пород. Однако общий облик пород толщи и характер их чередования позволил нам сделать вывод о том, что эти образования могут быть отождествлены с фенгитовыми кристаллосланцами, кварцито-сланцами и кварцитами юмагузин-ской толщи, участвующей в строении более северных частей Каялинско-Максю-товской тектонической единицы.
Все три структурно-геологических полигона располагаются на правом борту долины верхнего течения р. Губерля и в совокупности образуют профиль близ-широтного простирания, т.е. ориентированный вкрест общего простирания Кая-линско-Максютовской тектонической единицы, всей зоны Уралтау, а также всех главных структурных элементов Южного Урала (см. рис. 1). Ниже последовательно (с запада на восток) приведены результаты структурно-геологических исследований на всех трех полигонах.
На всех полигонах преимущественно развиты слюдистые (мусковит-фенги-товые) кристаллосланцы и кварцито-сланцы, которые характеризуются преобладающим пологим залеганием и образуют обильные и обширные, как правило, плоские хорошо отпрепарированные обнажения. Сланцы смяты в довольно крупные преимущественно асимметричные складки (и их каскады) с пологими длинными крыльями. При этом короткие крылья этих складок имеют крутое падение к западу или подвернуты с падением в восточных румбах. Эти складки характеризуются пологими залеганиями близмеридианально-ориентированных шарниров. Если смотреть на эти складки по падению шарниров, то они имеют S-образное очертание, т.е. асимметричные складки и их каскады могут быть охарактеризованы как западно-вергентные. В замках этих складок сланцеватость изгибается конформно полосчатости сланцев, обусловленной чередованием породных разностей — чередованием сланцев разных структурно-текстурных и вещественных типов, т.е. сланцеватость более древняя по отношению к западно-верген-тым асимметричным складкам с близмеридиональными шарнирами. Далее мы будем именовать эту сланцеватость ранней сланцеватостью а изминающие ее складки с близмеридиональными шарнирами — поздние складки (Б ). При этом чередование породных разностей будем считать отражением «первичной слоистости» пород
При детальном специальном изучении торцевых частей обнажений в отдельных (иногда достаточно частых) случаях удается зафиксировать ранние асимметричные и(или) изоклинальные складки, в которые смята вещественная неоднородность пород, интерпретируемая как «первичная слоистость» Сланцеватость параллельна крыльям этих сладок (т.е. на крыльях этих складок S1 У S°, а в их замковых частях — S1 ± S°, т.е. сланцеватость параллельна осевым поверхностям этих сладок, а это означает, что она генетически связана с их образованием. Далее мы будем именовать эти складки ранними складками (Б1).
На поверхностях сланцеватости проявлены две генерации деформационной и минеральной линейности. Простирание ранних из них параллельно простиранию шарниров ранних складок (Б1). При этом относительно более поздняя линейность параллельна простиранию шарниров поздних складок (Б2). Мы полагаем, что ранняя линейность (параллельная шарнирам складок Б1) и поздняя линейность (параллельная шарнирам складок Б2) парагенетически связаны, соответственно, с об-12
разованием ранних (Б ) и поздних (Б ) складок соответственно. Далее мы будем называть эти линейные элементы мезоструктуры «ранняя» (Ь1) и «поздняя» (Ь2) линейности соответственно.
В некоторых крупных обнажениях иногда отчетливо видно, что ранняя сланцеватость а фактически пологие длинные крылья складок (Б2) испытывает очень пологие изгибы, в некоторых случаях выглядящие как пологие брахиморфные складки. Мы полагаем, что эти изгибы и складки могут отражать наиболее поздние деформации пород. Далее мы будем называть их самыми поздними складками (Б3).
Полигон Карагай расположен ~5°° м к западу от с. Карагай-Покровка (Ка-рагай) в пределах исключительно хорошо обнаженного участка (с центром с координатами 51,641°° с. ш. и °57,88789 в. д.), находящегося на борту и склоне правого борта долины р. Губерля. На этом полигоне сделан 51 замер пространственных ориентировок плоскостных и линейных мезоструктурных элементов
12
(рис. 3). Из анализа приведенных диаграмм видно, что шарниры складок Б и Б характеризуются в целом пологими залеганиями, а также близширотным и близ-меридиональными простираниями соответственно. При этом полюса к плоскостям сланцеватости S1 характеризуются на диаграммах некоторым «разбросом», очевидно, связанным с изгибанием ее относительно шарниров складок Б2.
Полигон Восточный Карагай расположен ~4 км к юго-востоку от с. Кара-гай-Покровка (Карагай) (участок с центром с координатами 51,61752 с. ш. и °57,9594° в. д.). Здесь породы характеризуются очень пологим залеганием и вскрыты обширными зачистками и неглубокими карьерами, в которых породы «разбираются» на разноразмерные плиты и плитки, используемые в строительстве и отделочных работах. Кроме того, породы обнажены здесь в бортах небольшого оврага (левый приток р. Губерля). На этом полигоне сделано 76 замеров пространственных ориентировок плоскостных и линейных мезоструктурных элементов (рис. 4). Анализ приведенных диаграмм указывает на очень кучное расположение полюсов нормалей к плоскостям сланцеватости S1, при общем пологом их наклоне к северо-востоку. Шарниры складок Б1 характеризуются очень пологими залеганиями при довольно заметном «разбросе» (от западного к северо-западному) их простираний. Шарниры складок Б здесь характеризуются очень пологим юго-западным падением. Кроме того, при структурно-геологическом изучении этого полигона установлено наличие нескольких «кинк-бенд» зон юго-восточного простирания, пересекающих все элементы мезоструктурного парагенеза. Для этих зон мы пока не можем дать удовлетворительной интерпретации.
Полигон Пионер расположен рядом с бывшим пионерским лагерем, находящимся на правом берегу р. Губерля приблизительно в 6 км к юго-востоку от с. Ка-рагай-Покровка (Карагай) (участок с центром с координатами 51,6° 158 с. ш. и °57,96813 в. д.). На этом полигоне сделано 1°6 замеров пространственных ориентировок плоскостных и линейных мезоструктурных элементов (рис. 5). Из приведенных на этом рисунке диаграмм видно, что сланцеватость S1 характеризуется пологим залеганием с некоторым наклоном в северных румбах и испытывает
«развороты» вокруг шарниров, полого погружающихся в том же направлении
2 1 1 складок Б . Шарниры складок Б и параллельная им ранняя линейность Ь характеризуются близширотными простираниями при их пологом залегании. В целом
11
простирания шарниров складок Б и линейности Ь почти перпендикулярны простираниям шарниров складок Б2 и линейности Ь2 и ориентированы в близширот-ном и близмеридиональном направлениях соответственно.
Рис. 3. Диаграммы, иллюстрирующие характер мезоструктуры юмагузинских кварцитов на полигоне Карагай:
S , F и L — ранняя сланцеватость, шарниры ранних складок и ранняя линеиность, соответственно.
_2 2 2
S , F и L поздняя сланцеватость, шарниры поздних складок и поздняя линейность, соответственно;
F
- поздние (наложенные) «кинк-бенд» зоны
Рис. 4. Диаграммы, иллюстрирующие характер мезоструктуры юмагузинских кварцитов на полигоне Восточный Карагай. Усл. обозначения — см. рис. 3.
Рис. 5. Диаграммы, иллюстрирующие характер мезоструктуры юмагузинских кварцитов на полигоне Пионер. Усл. обозначения — см. рис. 3.
Общие замечания о внутренней структуре максютовского комплекса.
Особенности внутренней структуры максютовского комплекса более северных частей Каялинско-Максютовской тектонической единицы были рассмотрены во многих работах [4; 5; 18; 25; 31; 32; 34]. Опираясь на результаты этих исследо-
ваний и приведенные выше собственные наблюдения авторов, можно заключить, что внутренняя структура максютовского комплекса характеризуется сочетанием разномасштабных ранних изоклинальных складок и наложенных на них более поздних складчатых дислокаций разного типа. Ранний структурный парагенез характеризуется близширотным простиранием линейных элементов структуры (шарниры L1 изоклинальных складок F1 и минеральная линейность L1 и линейность пересечения L1) (см. рис. 3, 4, 5). Более поздний структурный парагенез характеризуется близмеридинальным простиранием шарниров L2 асимметричных складок F2 и их каскадов. Асимметрия мелких складок F2 указывает на то, что этот структурный парагенез сформировался при западном смещении «нависающих» масс, т.е. свидетельствует о том, что формирование парагенеза связано с надвиганием в западном направлении или с пододвиганием в восточном направлении. Складки ранних генераций (F1 и F2) дислоцированы в серию крупных просто устроенных брахиморфных складок (F ), образующих цепочку С-СВ простирания, протягивающуюся вдоль осевой части антиформы Уралтау на протяжении всей Каялинско-Максютовской единицы.
Можно предположить, что формирование раннего структурного парагенеза (D1) сопровождалось эклогит-голубосланцевым метаморфизмом. Судя по имеющимся в литературе изотопно-геохронологическим данным, возраст этого высокобарического метаморфизма оценивается в 650 ± 15 млн лет [6] и 547 ± 40 млн лет [11] и ограничивается «сверху» наличием в метапелитах максютовского комплекса кластогенных цирконов магматического генезиса с возрастом в диапазоне 550—510 млн лет [33] — продуктов размыва магматических пород, интрудиро-вавших ранние эклогиты, т.е. этот структурный парагенез протоуральский. При этом более поздние структурные парагенезы и определяющие их деформационные этапы — уральские (палеозойские).
Ранний из уральских деформационных этапов (D ) сформировал близмериди-ональный структурный парагенез, резко дискордантный по отношению к структурному парагенезу, сформировавшемуся на протоуральском этапе, и тоже сопровождался высокобарическим метаморфизмом пород максютовского комплекса. Он начался с UHP-метаморфизма (от ~ 398 млн лет до ~ 388 млн лет) [33], продолжился HP-метам орфизмом (от ~ 388 млн лет до ~ 375 млн лет —
40Ar/39Ar
по фенгиту) [32], и завершился эксгумацией пород максютовского комплекса, датированной в интервале 339 ± 3 — 332 ± 3 млн лет (40Ar/39Ar) и остыванием к временному рубежу ~ 315 млн лет («AFT») [32]. В позднем палеозое проявились завершающие чешуйчато-надвиговые дислокации западной вергентности и образование простых крупных открытых складок (D3).
На раннем уральском деформационном этапе имели место разноамплитуд-ные (очевидно, в том числе и крупноамплитудные) покровно-надвиговые дислокации. Это обусловило вовлечение среднепалеозойских образований в структуру Каялинско-Максютовской единицы. На позднем уральском деформационном этапе произошло тектоническое или тектоно-гравитационное перекрытие (погре-
бение) протоуральских и среднепалеозойских образований Каялинско-Максютов-ской единицы. В результате этого локально проявился ареальный метаморфизм, затушевавший раздел между более древней структурой и позднепалеозойскими покровами. Этот композитный комплекс пород был дислоцирован в пологие брахиморфные складки, что завершило формирование современного облика максю-товского комплекса.
Таким образом, метафорические породы южной части Каялинско-Максютов-ской тектонической единицы зоны Уралтау, представленные светлыми и темными (высокоуглеродистыми) фенгитовыми кристаллосланцами, кварцито-сланцами и кварцитами, сопоставимыми с юмагузинскими кварцитами северных частей Каялинско-Максютовской тектонической единицы несут следы полистадийных дислокаций. Для этих образований характерны близширотно ориентированные шарниры ранних ассиметричных и изоклинальных складок (F1), а также связанной с ними минеральной и деформационной линейности (L1). Параллельно осевым поверхностям этих ранних ассиметричных и изоклинальных складок широтного простирания развита сланцеватость S1. Эта сланцеватость смята в асимметричные складки F2 с близмеридиональными шарнирами. Для этих складок характерна западная вергентность. Вдоль осевых поверхностей сладок (F2) иногда развивается сланцеватость S2. Поздние складчатые деформации в метаморфических породах южной части Каялинско-Максютовской единицы могут быть охарактеризованы как пологие брахиморфные изгибы (складки F ).
Анализ опубликованых изотопно-геохронологических материалов по максю-товскому комплексу позволяет предположить, что формирование раннего структурного парагенеза (D1) произошло в конце позднего докембрия или самом начале кембрия. Второй деформационный этап (D2) связан с метаморфическими преобразованиями высоких и сверхвысоких давлений, проявившимися в интервале времени от ~ 398 млн лет до ~ 375 млн лет. Образование простых крупных открытых
3
складок D произошло в позднем палеозое.
ЛИТЕРАТУРА
[1] Алексеев А.А. Магматические комплексы зоны хребта Уралтау. — М.: Наука, 1976.
[2] Геология СССР. Т. XIII. Башкирская АССР и Оренбургская область. — М.: Недра. 1964.
[3] Глубинное строение и геодинамика Южного Урала. — Тверь: ГЕРС, 2002.
[4] Голионко Б.Г. Строение и структурная эволюция северной части максютовского метаморфического комплекса (хр. Уралтау, Южный Урал) // Бюлл. МОИП. Отд. геологич. — 2002. — Т. 77. — Вып. 4. — С. 26—29.
[5] Горохов С.С. Рифей хребта Урал-Тау // Труды ГИН АН СССР. — М.: Наука, 1964.
[6] Дук Г.Г. Глаукофансланцевые, глаукофан-зеленосланцевые и офиолитовые комплексы Урало-Монгольского складчатого пояса. — СПб.: ИГГД РАН, 1995.
[7] Захаров О.А., Мавринская Т.М. Находки конодонтов в максютовском комплексе хр. Уралтау. Ежегодник-1993. — Уфа: ИГ УЦ РАН, 1994.
[8] Захаров О.А., Пучков В.Н. О тектонической природе максютовского метаморфического комплекса на Южном Урале: Доклад Президиуму УНЦ РАН. — Уфа, 1994.
[9] Иванов С.Н., Пучков В.Н., Иванов К.С. и др. Формирование земной коры Урала. — М.: Наука, 1968.
[10] Иванов К.С. Основные черты геологической истории (1,6—0,2 млрд лет) и строения Урала: Дисс. ... д-ра г-м наук (в форме научного доклада). — Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 1998.
[11] Краснобаев А.А., Давыдов В.А., Ленных В.И. и др. Возраст цирконов и рутилов максютовского комплекса (предварительные данные). Ежегодник-95. — Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 1996. — С. 13—16.
[12] Кузнецов Н.Б. Комплексы протоуралид-тиманид и позднедокембрийско-раннепалеозой-ская эволюция восточного и северо-восточного обрамления Восточно-Европейской платформы: Дисс. ... д-ра г-м наук. — М.: ГИН РАН, 2009.
[13] Ленных В.И. Эклогит-глаукофансланцевый пояс Ю. Урала. — М.: Наука, 1977.
[14] Ожиганов Д.Г. Геологическое строение метаморфического пояса хр. Уралтау и Южного Урала. Уфа // Ученые записки Башкирского педагогического института. — 1955. — Вып. 4. — С. 3—54.
[15] Перфильев А.С. Формирование земной коры Уральской эвгеосинклинали. — М.: Наука, 1979.
[16] Пучков В.Н. Батиальные комплексы пассивных окраин геосинклинальных областей. — М.: Наука, 1979.
[17] Пучков В.Н. Палеогеодинамика Южного и Среднего Урала. — Уфа: Даурия, 2000.
[18] Самыгин С.Г., Милеев, В.С., Гилионко Б.Г. Зона Уралтау: геодинамическая природа и структурная эволюция // Очерки по региональной тектонике. Т. 1: Ю. Урал. — М.: Наука, 2005. — С. 9—35.
[19] Стратиграфические схемы Урала (Докембрий, палеозой). Межведомственный Стратиграфический Комитет России. — Екатеринбург, 1993.
[20] Стратотип рифея. Стратиграфия. Геохронология. — М.: Наука, 1983.
[21] Тектоника Урала: Объяснительная записка к тектонической карте Урала масштаба 1:1 000 000 / А.В. Пейве, С.Н. Иванов, В.М. Нечеухин и др. — М.: Наука, 1979.
[22] Херасков Н.П., Перфильев А.С. Основные особенности геосинклинальных структур Урала. Проблемы региональной тектоники Евразии. Тр. ГИН АН СССР. Вып. 92. — М.: Изд-во АН СССР, 1963. — С. 35—63.
[23] Херасков Н.П. Принципы составления тектонических карт складчатых областей Южного Урала // Известия АН СССР, серия геологическая. — 1948. — № 5. — С. 121—134.
[24] Шацкий В.С., Ягоутц Э., Козьменко О.А. Sm—Nd датирование высокобарического метаморфизма Максютовского комплекса (Южный Урал) // Док. РАН. — 1997. — Т. 352. — № 6.
[25] Alvarez-Marron J., Brown D., Perez-Estaun A. et al. Accretionary complex structure and kinematics during Paleozoic arc-continent collision in the southern Urals // Tectonophysics. — 2000. — V. 325. — P. 175—191.
[26] Bogdanova S. V., Bingen B., Gorbatschev R. et al. The East European Craton (Baltica) before and during the assembly of Rodinia // Precambrian Res. — 2008. — Vol. 160. — P. 23—45.
[27] Brown D., Hetzel R., Scarrow J.H. Tracking arc-continent collision subduction zone processes from high pressure rocks in the Southern Urals // Journal of the Geological Society. — 2000. — V. 157. — P. 901—904.
[28] Döring J., Götze H.J. The isostatic state of the southern Urals crust // Geol Rundsch. — 1999. — V. 87. — P. 500—510.
[29] Glodny J., Bingen B., Austrheim H. et al. Precise eclogitization ages deduced from Rb/Sr mineral systematics: The Maksyutov complex, Southern Urals, Russia // Geochimica et Cos-mochimica Acta. — 2002. — V. 66. — P. 1221—1235.
[30] Hetzel R., Echtler H., Seifert W. et al. Subduction- and exhumation-related fabrics in the Paleozoic high pressure / low temperature Maksyutov complex, Antingan area, Southern Urals, Russia // GSA Bull. — 1998. — V. 110. — P .916—930.
[31] Hetzel R. Geology and geodynamic evolution of the high-P / low-T Maksyutov Complex, southern Urals, Russia // Geol Rundsch. — 1999. — V. 87. — P. 577—588.
[32] Leech M.L., Willingshof er E.G. Petrotectonic evolution of the high- to ultrahigh-pressure Maksyutov Complex, Karayanova area, south Ural Mountains: structural and oxygen isotope constraints // Lithos. — 2000. — V. 52. — P. 235—252.
[33] Leech M.L., Willingshofer E.G. Thermal modeling of the UHP Maksyutov Complex in the south Urals Earth and Planetary Science Letters. — 2004. — V. 226. — P. 85— 99.
[34] Lennykh V.I., Valizer P.M., Beane R. et al. Petrotectonic evolution of the Maksiutovo complex, Southern Urals, Russia: implications for Ultrahigh-Pressure metamorphism // Intern. Geol. Rev. — 1995. — V. 37. — P. 584—600.
[35] Matte P., Maluski H., Caby R. et al. Geodynamic model and 39Ar/40Ar dating for the generation and emplacement of the high pressure (HP) metamorphic rocks in SW Urals // Paris, Academic de Sciences Comptes Rendus. — 1993. — ser. II, 317. — P. 1667—1674.
УДК 550. 55(234.852)
MEZOSTRUCTURAL PARAGENESES INTO METAMORPHIC ROCKS OF SOUTHERN PART OF THE URALTAU UPLIFT (THE SOUTHERN URALS)
N.B. Kuznetsov1, 2, M.L. Ezekia1
Engineering faculty Peoples Friendship University of Russia Ordzhonikidze str., 3, Moscow, Russia, 115419
Geologiacal Institute of RAS
Pyzevskyper., 7, Moscow, Russia, 117197
Metamorphic rocks of the southern part of Kayalin-Maxute zone of Uraltau uplift («yumaguzino» quartzites of UHP-Maxute metamorphic complex) of the Southern Ural show the distinct features of many-stage deformations. Totally, three deformation stages are distinguished in those rocks.
Key words: South Ural, maksiutowsky complex, mezostructural paragenesis, deformation stages.
