CC BY
87
В. М. Мосейчук, А. В. Яркова, Т. Н. Сурин, Л. В. Кашина
ОРДОВИКСКО-СИЛУРИЙСКИЙ ПАЛЕООСТРОВОДУЖНЫЙ ГЕОДИНАМИЧЕСКИЙ КОМПЛЕКС ЮЖНОГО УРАЛА
В настоящее время появляется все больше данных о значительном развитии в составе уралид Южного Урала палеоостроводужных образований ордовика и силура. В работе приведены данные о составе и строении некоторых структурно-вещественных комплексов, маркирующих ордовикско-силурийскую палеоостровную дугу. Дана характеристика астафьевской вулкано-плутонической ассоциации. Показана связь с нею образований рымникской свиты и выделяющихся в качестве самостоятельной маячной свиты ордовика пород. Приведены данные в пользу того, что в современной коллизионно-складчатой структуре Южного Урала наиболее древние островодужные образования датируются ранним ордовиком.
Ключевые слова: уралиды Южного Урала, ордовик, силур, структурно-вещественные комплексы, палеоостровная дуга, каллизионно-складчатая структура.
В современной коллизионно-складчатой структуре Восточного мегаблока Южного Урала (территории, расположенной восточнее зоны Главного уральского разлома (ГУР) относительно уверенно датированы и довольно полно охарактеризованы девонские и раннекаменноугольные образования. Установлено, что они принадлежат преимущественно комплексам активной (островодужной) палеоокеанической окраины.
Значительно слабее изучены более древние — додевонские комплексы, датирование которых зачастую до сего дня является дискуссионным, а об их составе в геологическом обиходе укоренились недостаточно адекватные представления. Такое положение дел негативно отражается на достоверности геологических моделей и вслед за этим на прогнозной оценке территории. Выделяющиеся в регионе допалеозойские образования фундамента микроконтинентальных блоков, а также их палеозойского осадочного чехла таковыми, как правило, не являются. Особенно часто искажены представления о метаморфизованных образованиях. Ранее нами [9-12] и другими исследователями [6, 17] неоднократно указывалось на недоказанность присутствия в Восточном секторе Южного Урала блоков древней сиалической коры (палеомикроконтинентов). Мы также указывали, что на сегодня накоплено достаточно данных для выделения закономерного ордовикско-раннедевонского (лохковского) латеральновертикального ряда геодинамических комплексов, характерного для активной (островодужной) палеоокеанической окраины [11], к которому относится большая часть до-девонских образований, включая наиболее метаморфизованные из них. В этом ряду выделяются палеоостроводужный и задугового палеобассейна геодинамические комплексы, каждый из которых включает значительное количество структурновещественных и магматических комплексов и их ассоциаций [11].
В настоящей работе мы приводим краткую характеристику некоторых наиболее слабо охарактеризованных структурно-вещественных и магматических комплексов, сформировавшихся как в условиях вулканической палеоостровной дуги, так и сопряженного с нею преддугового бассейна.
До наших исследований в коллизионно-складчатой структуре Восточного мегаблока Южного Урала в ограниченных объемах выделялись блоки палеостроводужных комплексов силура. К ним отнесены довольно полно охарактеризованные порфировые ба-зальтоиды томинского комплекса нижнего силура, андезитоиды колпаковского, мичуринского и кособродского комплексов верхнего силура, субщелочные базальтоиды чабанского комплекса верхов силура-низов нижнего девона, образования существенно
диоритового Нижнесанарского интрузивного массива [18], а также ограниченно развитые образования вулкано-плутонической ассоциации в районе с. Мансурово и оз. Ургун [5]. Указывается, что основной объем палеоостроводужных комплексов залегает в виде мелких блоков в коллаже шовной зоны между Восточноуральским и Зауральским сиа-лическими блоками, представлявшими в палеогеодинамическом отношении Челябин-ско-Мугоджарский и Зауральский микроконтиненты [18]. Причем зачастую подчеркивается их аллохтонное положение по отношению к допалеозойским образованиям микроконтинентов и их палеозойского осадочного чехла [13].
Астафьевская вулкано-плутоническая ассоциация
Нами выделена на юго-востоке Челябинской области ордовикско-силурийская(?) астафьевская вулкано-плутоническая ассоциация. В ее составе выделяется слюдинский базальт-андезибазальт-андезитовый вулканический комплекс и астафьевский габбро-диорит-гранитовый комплекс. Эти образования, вместе с преимущественно тефротур-бидитами рымникской свиты, слагают основной объем крупного Джабык-Суундукского блока, выделявшегося обычно в качестве составной части палеозойского Челябинско-Мугоджарского палеомикроконтинента. На его востоке обычно выделяют небольшие участки развития маячной свиты ордовика.
Вулканиты базальт-андезибазальт-андезитового слюдинского вулканического комплекса слагают основную часть разреза слюдинской толщи ордовика-силура(?).
Слюдинская толща ордовика-силура(?) развита северо-западнее крупной позднепалеозойской Джабыкской интрузии. Слагающие толщу породы метаморфизованы. В зоне развития метаморфических пород эпидот-амфиболитовой фации в обрамлении Джабыкской пермской интрузии она представлена аповулканогенными кварц-эпидот-плагиоклаз-роговообманковыми кристаллосланцами с переменным соотношением компонентов. Среди них отмечаются прослои графит- мусковитсодержащих микрокварцитов (метасилицитов). Последние составляют до 15 % объема толщи. На значительном удалении от Джабыкской интрузии, где метаморфизм слабее (зеленосланцевая фация), в составе слюдинской толщи развиты метатуфы андезибазальтов, андезитов и, вероятно, базальтов, а также кремнистые метатуффиты, метатуфосилициты и метаси-лициты часто углеродсодержащие. В слабо метаморфизованных метасилицитах установлены остатки радиолярий и обрывки граптолитов, позволяющие датировать их, согласно серии заключений Б. М. Садрисламова, широким диапазоном палеозоя, наиболее вероятно — ордовиком-силуром. Мощность толщи предположительно достигает нескольких тысяч метров.
Метавулканиты слюдинской толщи (от метаандезитов до метабазальтов) характеризуются относительно повышенными содержаниями Л], умеренными — №, очень низкими — К, низкими — Т1, Р, Бе (табл. 1). Эти особенности состава устойчиво выдержаны во всех породах независимо от характера метаморфизма. В породах низки значения отношения БеО'/М^О, резко выражен боуэновский тренд дифференциации первичной магмы: повышение значений коэффициента фракционирования по мере роста содержания кремнезема почти не проявлено (рис. 1). Это же подтверждается положением составов сланцев на диаграмме ЛБМ (рис. 2). На диаграмме БеО'-М§О-Л12Оз (рис. 3) составы пород отвечают полю островодужных пород. По соотношениям ТЮ2 и коэффициента фракционирования (рис. 4) и повышенным значениям Л12О3/ТЮ2 (рис. 5) породы отвечают островодужным образованиям.
Отмеченные и другие петрогеохимические особенности метавулканитов, их резкое преобладание в составе толщи позволяют предполагать, что на площади представлен сильнотектонизированный фрагмент вулканической гряды палеоостравной дуги [11].
Таблица 1
Характерные составы аповулканогенных сланцев слюдинской толщи
№ п/п 8Ю2 ТЮ2 А1гОз БегОз БеО МпО М§0 СаО Ыа20 к2о Р205 Ппп О О 14} Б 2
1 53,41 0,51 15,91 4,00 5,66 0,15 6,50 5,83 4,25 0,52 0,08 3,10 0,40 0,10 99,93
2 54,00 0,62 16,64 2,64 4,00 0,11 8,05 7,72 4,88 0,37 0,02 1,80 0,40 0,10 100,85
3 55,Ю 0,82 14,90 4,09 5,83 0,16 5,73 5,15 4,83 0,38 0,09 2,04 0,40 0,07 99,11
4 57,14 0,48 15,42 1,35 5,62 0,13 6,31 6,21 5,90 0,41 0,02 0,56 0,44 0,10 99,55
5 58,56 0,67 17,18 2,24 4,48 0,07 3,50 7,60 4,92 0,21 0,14 0,70 0,40 0,05 100,27
6 48,82 0,17 17,91 2,59 5,55 0,15 7,29 11,60 3,05 0,35 0,33 2,32 0,40 0,10 100,13
7 49,50 0,13 17,91 1,00 2,63 0,08 9,92 13,62 2,22 0,10 0,01 2,30 0,40 0,10 99,5
8 52,15 0,60 15,09 3,01 5,65 0,15 8,02 8,60 3,82 0,15 0,15 2,18 0,40 0,10 99,57
9 53,26 0,46 15,07 3,29 4,17 0,11 7,16 8,25 4,69 0,28 0,06 2,20 0,40 0,05 99,00
10 57,54 0,59 15,34 5,52 0,87 0,10 3,07 14,28 0,42 0,15 0,10 1,60 0,40 0,05 99,57
Примечание: 1-5 — породы, метаморфизованные существенно изохимически: 1 — 4173/23,4 (здесь и в последующих таблицах приведены авторские номера) — метаандезибазальт; 2 — 576/11,5 — метаандезибазальт; 3 — 571/22 — метаандезибазальт; 4 — 4132/21 — метаандезит; 5 — 6110 — метаандезит; 6-10 — породы, метаморфизованные с привносом кальция и магния: 6 — 6052-4 — метабазальт; 7 — 6050-8 — метабазальт; 8 — 6115-3 — метаандезибазальт; 9 — 4172/16 — метаандезибазальт; 10 — 6087 — метаандезит
Рис. 1. Диаграмма РеО'ЛУ^О — 810: вулканитов слюдинской толщи:
• — породы, метаморфизованные изохимически;
+ — породы, метаморфизованные с привносом Са и ]У^;
----- — линия, описывающаяся уравнением БеО'/ Mg = 0,1562 8Ю2 - 6,0685
(толеитовые породы расположены выше)
РЯ8 — поля пижонитовой и ИЯ8 — гирестеновой серий по Х. Куно
Рис. 2. Диаграмма АБМ вулканитов слюдинской толщи: ■ — породы, метаморфизованные изохимически;
+ — породы, метаморфизованные с привносом Са и ]У^;
Рис. 3. Диаграмма РеО'-Л^О-АЬОз вулканитов слюдинской толщи:
• — породы, метаморфизованные существенно изохимически;
+ — породы, метаморфизованные с привносом Са и ]У^
1 — океанические (абиссальные); 2 — океанические (островные); 3 — континентальные (платобазальты); 4 — орогенные (островодужные и окраинные континентальные);
5 — островные (из зон спрединга) [3]
Рис. 4. Диаграмма ТЮз — коэффициент фракционирования вулканитов слюдинской толщи: • — породы, метаморфизованные существенно изохимически;
— породы, метаморфизованные с привносом Са и ]У^
Рис. 5. Диаграмма Р2О5 — АЬОз/ТЮо вулканитов слюдинской толщи:
• — породы, метаморфизованные существенно изохимически;
+ — породы, метаморфизованные с привносом Са и ]У^
Магматиты астафьевского габбро-диорит-гранитового комплекса — плутонической составляющей астафьевской вулкано-плутонической ассоциации — слагают крупный Астафьевский массив, развитый непосредственно к северо-востоку от крупнейшей на Южном Урале позднепалеозойской Джабыкской гранитоидной интрузии. На большинстве изданных в прежние годы карт эти две резко различные по возрасту и происхождению интрузии обычно объединяли.
Точнее, ареал распространения позднепалеозойских пород, относимых к джабыкско-санарскому комплексу, искусственно наращивался за счет площади развития образований астафьевского комплекса. Хотя имели место и иные точки зрения. Так, Б. К. Львов выделял здесь как позднепалеозойский джабыкско-санарский комплекс, так и более древние образования степнинско-неплюевского магматического комплекса [8]. Большую часть метаморфизованных гранитоидов астафьевского комплекса эти авторы сочли за гранитизированные в разной степени относительно древние (допалеозойские) гнейсы. На широкое развитие здесь допалеозойских метаморфических пород указывалось также в ряде других работ.
Для решения вопроса о наличии здесь допалеозойских образований А. А. Красно-баевым обработан ряд крупнообъемных проб метаморфизованных пород астафьевского комплекса — гнейсов по представлениям некоторых исследователей. Целью этих работ было выделение и изучение древних (допалеозойских) цирконов с последующим определением их абсолютного возраста радиоизотопными методами. Однако, по устному сообщению этого исследователя, установить таковые в изученных породах не удалось. В то же время было получено множество цирконов характерного для магматических пород типа. Аналитическим исследованиям они не подвергались ввиду очевидной бесперспективности получить данные об их допалеозойском возрасте. Несмотря на это, как уже отмечено выше, ряд исследователей относит метаморфизованные образования астафьевского комплекса к т. н. кожубаевскому метаморфическому комплексу раннего протерозоя. Единственным основанием для выделения этого (кожубаевского) комплекса является факт обнаружения А. А. Краснобаевым в одной из проб метаморфических пород обрамления пермской Джабыкской интрузии цирконов с возрастом 1800±76 млн лет [7]. Наиболее вероятно, что древние цирконы обнаружены в локально развитых здесь описанных ниже мета-обломочных породах рымникской свиты ордовика. Нельзя не сказать, что данные по ве-
щественному составу материала пробы не опубликованы, петротип совершенно не охарактеризован, а комплекс при этом выделяется.
Астафьевский массив сложен преимущественно метаморфизованными в условиях эпидот-амфиболитовой фации низкощелочными гранитами, плагиогранитами, грано-диоритами, кварцевыми диоритами, диоритами и габбро астафьевского плутонического комплекса (табл. 2). Степень метаморфических преобразований зависит от степени тектонической и гидротермально-метасоматической переработанности этих пород и удаленности от контакта с позднепалеозойской Джабыкской интрузией. Участки массивных, слабо затронутых ретроградными изменениями пород в основном сохранили свой первичный состав, сильно измененные породы превращены в метаморфические сланцы. Нередко они переходят в бластокатаклазиты и бластомилониты, которые обычно в той или иной степени мусковитизированы и окварцованы с переходом в отдельных зонах в кварц-мусковитовые грейзены. В непосредственном обрамлении (до 5 км) Джабыкской интрузии породы астафьевского комплекса неравномерно разгнейсованы и местами мигматизированы и, соответственно, переходят в анатектит-гнейсы. Условия метаморфизма пород астафьевского массива, как и вмещающих их пород, изофациальны термодинамическим параметрам становления прорывающих их пермских гранитоидов.
Для серии незатронутых милонитизацией и аллохимическими изменениями проб гранитоидов астафьевского комплекса получена линейная эрохронная зависимость, параметры которой соответствуют возрасту 471 ±92 млн лет при первичном отношении изотопов стронция 0,70316±0,00043, а СКВО — 21,4 [4].
По петрогеохимическим и минералогическим особенностям, первичному изотопному отношению стронция (Isr), можно довольно уверенно предположить, что породы астафьевского комплекса составляют с метавулканитами слюдинской толщи комплементарную пару, образовавшуюся в результате глубокой дифференциации исходной магмы в окислительных условиях. Выразившаяся, в частности, в ранней отсадке титаномагнетита, она привела, с одной стороны, к крайнему обеднению вулканитов и некоторому обогащению габброидов Ti и Fe. В связи с тем, что слюдинская толща является ордовикской, возраст астафьевского комплекса, вероятно, также является ордовикским.
В то же время, учитывая недостаточность обоснования возраста, корректнее, на наш взгляд, до проведения дополнительных исследований картировать комплекс как ордовикско-силурийский (как, впрочем, и слюдинскую толщу).
Астафьевский массив, очевидно, маркирует крупный центр раннепалеозойской магматической (вулкано-плутонической) активности.
2. Рымникская свита
Слюдинская толща, прежде всего, теснейшим образом связана с образованиями раннепалеозойской флишоидной вулканогенно-осадочной рымникской свиты, которая слагает большую часть Джабык-Суундукского блока. В ее составе развиты преимущественно метаморфизованные турбидиты (главным образом, тефротурбидиты). В составе слагающих толщу пород преобладает андезитоидная тефра, подчиненную роль играет осадочный материал (табл. 3). Количество осадочного материала в породах, очевидно, крайне незначительно на западе ареала распространения свиты и достаточно заметно на востоке, где среди пород рымникской свиты принято выделять маячную свиту. В этом направлении (в целом с запада на восток) в составе пород свиты увеличивается содержание примеси обломков терригенного кварца и карбонатной составляющей в цементирующей массе — по существу, появляются породы, переходные по составу от андезито-идных тефроидов, слагающих основной объем рымникской свиты, к существенно кварцевым песчаникам и доломитизированным известнякам, локально развитым на востоке ареала развития этой свиты (или в маячной свите по практически общепринятой схеме стратиграфии). Мощность формации, очевидно, достигает примерно 4 км.
Характерные составы пород астафьевского комплекса
№ п/п № проб БЮ2 ТЮ2 А1203 Ре203 РеО МпО м§о СаО Иа20 К20 О сч Он С02 Б ппп 2
1 557/6,6 76,68 0,10 12,98 0,32 0,43 0,01 0,10 0,20 3,85 3,43 <0,09 <0,40 <0,05 0,88 98,98
2 6050-6 76,56 0,30 10,59 0,24 2,70 0,06 1,50 1,04 4,02 1,07 0,247 <0,40 <0,10 0,98 99,31
3 5400 75,58 0,21 13,19 0,33 0,50 0,01 0,58 1,50 2,73 2,41 0,07 <0,40 0,09 0,88 98,59
4 541/19 75,18 0,09 14,05 0,52 0,50 <0,01 0,40 0,20 3,70 3,43 0,622 <0,40 <0,05 0,64 99,33
5 3997/25 74,56 0,25 14,21 0,73 0,71 0,01 0,38 0,55 4,77 2,36 0,09 <0,40 <0,05 0,74 99,35
6 532/15 72,32 0,35 14,95 0,86 1,42 0,03 0,76 1,65 4,67 1,88 0,098 <0,40 0,12 0,78 99,77
7 549/22 71,60 0,40 14,12 1,06 1,14 0,03 0,12 2,04 3,35 3,75 0,075 <0,40 <0,05 0,94 98,62
8 214/48 70,97 0,43 14,78 1,39 1,38 0,04 1,25 1,39 3,68 3,54 0,11 <0,2 <0,10 1,38 100,34
9 3451-4в 69,34 0,50 15,33 0,07 1,60 0,04 1,00 4,63 3,43 2,50 0,146 0,44 <0,10 0,50 99,09
10 3451-7 65,74 0,78 17,07 1,23 2,72 0,05 1,60 4,34 3,78 2,04 0,210 <0,40 <0,10 0,48 100,04
11 529/11 62,40 0,72 17,71 1,68 3,27 0,07 1,52 3,84 4,78 2,16 0,238 <0,40 0,07 0,40 98,79
12 539/19,1 60,70 0,70 18,99 1,32 3,06 0,09 0,95 4,94 5,11 1,82 0,293 <0,40 <0,05 0,64 98,61
13 3451-5 59,62 1,30 17,03 2,81 1,92 0,06 5,03 4,92 3,22 2,20 0,549 0,66 <0,10 2,06 100,72
14 186/22 58,40 1,00 18,86 1,78 4,83 0,14 2,72 4,17 4,76 2,30 0,37 <0,2 0,16 0,80 100,13
15 5381-7 57,08 1,24 16,24 3,10 2,64 0,07 2,62 8,98 4,00 2,37 0,881 0,66 <0,10 1,40 100,62
16 6066-9 53,42 2,40 13,01 7,88 7,22 0,20 4,32 6,43 2,50 1,02 0,545 <0,40 0,07 0,94 99,88
17 6106 52,30 2,80 14,27 5,54 6,65 0,18 3,71 9,28 3,85 0,25 0,769 <0,40 <0,05 0,36 99,95
18 6092-1 52,22 1,60 16,27 3,96 6,35 0,18 6,45 3,80 2,98 0,86 0.218 0,44 <0,05 3,78 98,67
19 6058 51,60 1,90 15,00 2,60 8,90 0,16 6,20 6,21 3,45 0,15 0,394 <0,40 <0,40 2,94 99,50
20 570/28 50,02 1,86 15,27 4,81 5,40 0,17 6,34 9,72 3,18 0,23 0,303 0,44 0,16 2,96 100,26
21 6016-4 49,72 1,84 13,80 3,06 8,54 0,20 6,61 9,90 3,67 0,14 0,133 <0,40 <0,10 1,82 99,43
Окончание табл. 2
№ п/п № проб 8Ю2 ТЮ2 А1203 Ре203 РеО МпО 1У^О СаО №20 К20 Р2о5 со2 Б ппп 2
22 9341-12 49,64 1,68 14,47 4,53 8,12 0,21 7,32 8,84 3,14 0,25 0,25 <0,40 <0,05 0,66 99,11
23 6098-2 48,70 1,65 14,49 3,43 8,80 0,22 8,20 9,56 2,82 0,18 0,284 <0,40 <0,05 1,10 99,43
24 3451-3 69,32 0,45 15,36 0,76 1,96 0,06 1,41 3,19 4,42 2,70 0,13 0,28 <0,05 0,28 100,05
25 5412 56,66 0,70 22,32 2,59 1,50 0,04 3,34 <0,10 0,28 9,38 0,046 <0,40 <0,05 3,64 100,49
26 94/120,4 50,29 0,74 25,90 2,57 2,05 0,03 2,56 1,09 0,52 10,30 0,222 <0,40 <0,05 4,24 100,51
Примечание: 1-23 — непретерпевшие существенных аллохимических изменений породы: 1 — 557/6,6 — лейкогранит катаклазированный несколько мусковитизированный, 2 — 6050-6 — катаклазированный лейкоплагиогранит, 3 — 5400 — лейкоплагиогранит микроклинизированный, 4 — 541/19 — плагиогранит микроклинизированный, 5 — 3997/25 — плагиогранит, 6 — 532/15 — плагиогранит несколько мусковитизированный, 7 — 549/22 -гранит слабо мусковитизированный, 8 — 214/48 — гранит /по Бердюгину и др., 1985 ф/, 9 — 3451-4в — гнейсо-гранит (разгнейсованный гранит), 10 — гранодиорит — 3451-7, 11-12 — кварцевые диориты: 11 — 529/11, 12 — 539/19,1, 13 — 3451-5 — кварцевый диорит микроклинизированный, 14-15 — кварцевые диориты: 14— 186/22, 15 — 5381-7, 16 — диорит — 6066-9, 17-23 — метагаббро: 17 — 6106, 18 — 6092-1, 19 — 6058, 20 — 570/28, 21 — 6016-4, 22 — 9341-12, 23 — 6098-2; 24-26 — аллохимически измененные породы: 24 — анатектит-гнейс по гранодиориту — 3451-3, 25 — существенно кварц-мусковитовый бластомилонит (грейзен) — 5412, 26 — 94/120,4 — существенно мусковитовый бластомилонит (грейзен).
Таблица 3
Средний состав пород рымникской свиты
№ п/п БЮ2 ТЮ2 А1203 Ре203 РеО МпО ІУ^О СаО Ыа20 К20 р2о5 ППП С02 Б
1 61,42 0,87 15,47 2,91 3,73 0,11 3,53 3,98 3,30 2,02 0,18 2,20 0,73 0,09 99,94
2 59,58 0,87 14,13 1,27 5,38 0,13 4,32 4,45 3,08 1,74 0,19 4,10 1,71 0,69 99,23
3 64,80 1,04 15,23 2,49 3,95 0,08 3,34 1,35 2,14 2,27 0,08 2,67 0,29 0,09 99,44
Примечание: 1 — породы из 1 и 3 пачек (44 анализа), 2 — породы из 2 пачки (25 анализов), 3 — окварцованные мусковитизированные породы из останцов в кровле Астафьевского массива (3 анализа).
На западе своего ареала развития — в обрамлении гранитоидных интрузий — породы рымникской свиты практически нацело перекристаллизованы — превращены в био-тит-актинолит-плагиоклаз-хлорит-кварцевые и биотит-роговообманково-плагиоклаз-кварцевые сланцы переменного состава с бластопсаммитовой, бластоалевритовой, изредка бластопсефитовой структурами. В связи с этим в них трудно различить первичный кластический материал под микроскопом. Лишь макроскопически достаточно хорошо угадывается первичное обломочное строение, благодаря отчетливо проявленной ритмичнослоистой текстуре. На востоке обломочное строение пород свиты более ясно. Здесь помимо сланцев по тефроидам значительным развитием в составе толщи пользуются относительно слабо перекристаллизованные терригенно-тефроидные песчаники и алевролиты, состоящие как из обработанной андезитоидной тефры, так и терригенного материала, включая кварц. Поступление терригенного материала, очевидно, происходило с участков островной суши, вблизи которой накаливались фации, отнесенные к маячной свите. Преимущественно глубоководные тефротурбидиты рымникской свиты содержат обычно незначительную примесь карбонатного детрита, в котором лишь изредка удается диагностировать обломочки члеников криноидей. Лишь локально образования этого уровня сменяются мелководными отложениями, в разрезе которых развиты также органогенные известняки, обнаруженные пока только в районе горы Маячная, где они тесно ассоциируют с также локально развитыми кварцевыми песчаниками и алевролитами, а также вулканогенными породами, среди которых преобладают туфы.
Палезойский возраст рымникской свиты надежно определен находками остатков криноидей. Наиболее надежное обоснование ее возраста получено на расположенной к северо-востоку от пос. Рымникский г. Маячная. Здесь, на очень ограниченной площади, выделяются песчаники маячной свиты верхов нижнего — самых низов среднего ордовика. Эти образования тесно связаны с рымникской свитой. Точнее, сегодня доказано, что среди характерных для рымникской свиты андезитоидных тефроидных пород и редко туфов андезитоидов, на востоке ареала ее распространения на небольших участках (в т. ч. на горе Маячная) развиты существенно кварцевые песчаники и алевролиты. В едином с ними разрезе, как показали данные бурения, здесь развиты также доломитизи-рованные известняки с остатками фауны рубежа нижнего и среднего ордовика, а также туфы пикробазальтов и базальтов толеитовой петрогеохимической серии (рис. 6).
Рис. 6. Диаграмма ЛБЫ для вулканитов горы Маячная:
1 — пикробазальт-базальтовая толеитовая серия; 2 — кумулятивные пикриты, пикробазальты
3. К проблеме маячной свиты
Г
А
М
Развитые здесь песчаники и алевролиты, среди которых уже давно обнаружены [14] слои с многочисленными остатками фауны, характерной, по уточненным в последнее время схемам, для самых верхов аренигского и самых низов лланвирнского ярусов [1] в настоящее время и рассматривают как самостоятельное геологическое тело — маячную свиту — маркирующую, по мнению ряда геологов, эпоху платформенного развития Урала, предшествовашую или геосинклинальной эпохе, или времени заложения Уральского палеоокеана [13] (в зависимости от принимаемой парадигмы).
В целом, с учетом многочисленных последующих исследований выявлено, что реально песчаники и алевролиты слагают лишь относительно маломощную (не более чем две-три сотни метров) пачку, тяготеющую к верхам развитого в районе горы Маячная сложнопо-строенного разреза. Эти породы переслаиваются с андезитоидными вулканогенноосадочными образованиями, характерными для рымникской свиты (что, собственно, и является, на наш взгляд, обоснованием возраста пород последней), доломитизированными известняками с обильными остатками фауны, а также туфами пикробазальтов и базальтов, содержащими прослои силицитов, туфосилицитов, кремнистых туффитов.
В разрезе, вскрытом, в частности, скважиной № 24 глубиной 247,7 м, пройденной в конце 80-х годов при геологическом доизучении Э.В. Шалагиновым на западном склоне горы Маячная, развита пачка туфов и туффитов пикробазальтов и базальтов с прослоями кремнистых туффитов, туфоизвестняков и кварцевых песчаников с карбонатным цементом, иногда переходящих в песчанистые известняки или туфопесчаники. Базальтоиды в разрезе близки по своим петрогеохимическим параметрам образованиям толеитовой серии надсубдукционных рифтогенных структур (рис. 6). Пачка содержит прослои доло-митизированных известняков мощностью до 10 см, часто переполненных створками раковин брахиопод. По нашим сборам в известняках на глубине 234,0 м определены Ortis caligramma Dalman, а на глубине 238,0 м — Estlandia sp. По заключению О. М. Богоявленской обе формы характерны для брединских слоев ордовика, т. е. возраст этой пачки тот же, что и пачки песчаников на г. Маячная. Не противоречит отнесению к указанному стратиграфическому уровню находка в силицитах на юго-западном склоне горы Маячная конодонтов «Acodus sp.» и Drepanodus sp. [1]. Силициты, в которых сделана находка этих конодонтов, трактовались некоторыми исследователями как перекрывающие маячную свиту образования океанического чехла микроконтинента [12]. Реально на горе Маячная силициты вскрыты в виде прослоев среди вулканитов, получивших теперь четкую датировку. Таким образом, на горе Маячная фаунистическая характеристика имеется не только для ордовикских терригенных образований, но и ордовикских вулканитов и вулканогенно-осадочных пород. После находок этой фауны несомненным является факт геологически одинакового возраста осадочных, вулканогенных и вулканогенноосадочных образований, развитых на горе Маячная, что дополняет наблюдающуюся картину тесной связи между ними в разрезе.
Таким образом, в целом в районе горы Маячная развит достаточно сложный разрез, в котором установлены следующие основные элементы:
1) вулканогенно-осадочные флишоидные образования удаленных фаций существенно пирокластических вулканических извержений, преимущественно андезитоидов известково-щелочной петрогеохимической серии (характерны для рымникской свиты);
2) вулканиты толеитовой петрогеохимической серии и комплементарные им существенно кумулятивные высокомагнезиальные образования (преимущественно туфы пик-ритов и пикробазальтов) с прослоями доломитизированных известняков с фауной ордовика, а также с прослоями кремнистых пород, в которых, вероятно, и сделаны находки конодонтов «Acodus sp.» и Drepanodus sp. (Ордовикские вулканиты горы Маячная «выпали» изо всех схем и легенд);
3) существенно кварцевые песчаники, алевролиты, реже гравелиты.
Терригенные существенно кварцевые породы, развитые на горе Маячная, представляют, на наш взгляд, своеобразную геологическую аномалию в существенно вулканогенно-осадочном разрезе региона, в пределах которого в ордовике, очевидно, шла разнообразная интенсивная вулканическая деятельность. Они, вероятно, сформировались в связи с относительно кратковременным существованием островной суши, по-видимому, во фронтальной части островной палеодуги (преимущественно амагматичной). Здесь, по-видимому, имели место также непродолжительные вулканические извержения.
В целом приведенные данные, наряду с другими, ранее рассмотренными фактами, показывают, что в современной структуре Южного Урала широко представлены образования, первичное становление которых было возможно лишь в связи с существованием уже в раннем ордовике островодужной геодинамической обстановки. Если в настоящей работе мы показали, что таков наиболее вероятный возраст низов разреза раннепалеозойской островной дуги, то ранее нами была показана принадлежность к офиолитовой ассоциации задугового палеобассейна поляковской свиты [14], датируемой в настоящее время нижним-средним ордовиком.
Список литературы
1. Анцыгин, Н. Я. К стратиграфии ордовика на восточном склоне Урала / Н. Я. Ан-цигин // Проблемы геологии докембрия и нижнего палеозоя Урала. М., 1985. С. 68-86.
2. Анцыгин, Н. Я. Основные проблемы стратиграфии ордовикской системы на Урале / Н. Я. Анцигин // Проблемы стратиграфии Урала. Ордовикская и силурийская системы. Свердловск, 1990. С. 1-19.
3. Бородин, Л. С. Геохимия главных серий изверженных пород / Л. С. Бородин. М. : Недра, 1981. С. 194.
4. Горожанин, В. М. Новые данные о составе и возрасте гранитоидов Джабыкского и Астафьевского массивов / В. М. Горожанин, В. М. Мосейчук, Т. Н. Сурин // Ежегодник-1997. Уфа : ИГ УНЦ РАН, 1999. С. 191-196.
5. Знаменский, С. Е. Позднеордовикско-раннесилурийский вулкано-интрузивный комплекс северной части Магнитогорского мегасинклинория и связанное с ним оруденение (Ю. Урал) / С. Е. Знаменский. Уфа, 1994. 23 с. (Препринт).
6. Иванов, К. С. Основные черты геологической истории (1,6-0,2 млрд лет) и строения Урала / К. С. Иванов : дис. ... д-ра геол.-мин. наук в форме науч. докл. Екатеринбург, 1998. 253 с.
7. Краснобаев, А. А. Цирконовая геохронология и проблемы террейнов Уральской аккреционно-складчатой системы / А. А. Краснобаев и др. // Урал. минерал. сб. 1998. № 8. С. 196-206.
8. Львов, Б. К. Геологическое положение и петографические особенности гранитои-дов Джабыкско-Суундукского района (Южный Урал) / Б К. Львов, В. Р. Ветрин, М. П. Кетрис // Вопросы магматизма и метаморфизма. Т. II. Л. : Изд-во ЛГУ, 1964.
9. Мосейчук, В. М. О составе и условиях формирования осадочных толщ палеозоя Джабык-Суундукской подзоны Восточно-Уральской зоны (Южный Урал) / В. М. Мо-сейчук, Л. В. Кашина, Т. Ф. Коллегова // Седиментогенез и литогенез осадочных образований: Урал. литологич. совещание : тез. докл. Екатеринбург, 1996. С. 102-103.
10. Мосейчук, В. М. Ранний палеозой восточного склона Южного Урала / В. М. Мо-сейчук, Т. Н. Сурин // Геология и полезные ископаемые Республики Башкортостан, проблемы и перспективы освоения минерально-сырьевой базы: Материалы III Респ. геол. конф. Уфа, 1999. С. 48-52.
11. Мосейчук, В. М. Геодинамика развития восточного склона Южного Урала / В. М. Мосейчук, Ю. П. Меньшиков, Т. Н. Сурин // Глубинное строение и геодинамика Южного Урала (проект Уралсейс) : монография. Тверь : Изд-во ГЕРС. 2001. С.120-127.
12. Мосейчук, В. М. Комплексная модель строения восточного склона Южного Урала / В. М. Мосейчук, Ю. П. Меньшиков, Т. Н. Сурин // Глубинное строение и геодинамика Южного Урала (проект Уралсейс) : монография. Тверь : ГЕРС. 2001. С. 222-227.
13. Павлов, Н. М. Отчет о геологической съемке Могутовского, Гогинского и Намаз-кинского ультраосновного массивов и их окрестностей / Н. М. Павлов. 1936.
14. Пучков, В. Н. Новые данные по тектонике Урала / В. Н. Пучков, К. С. Иванов // Геотектоника. 1987. № 2. С. 24-35.
15. Пучков, В. Н. Палеогеодинамика Южного и Среднего Урала / В. Н. Пучков. Уфа : Даурия, 2000. 146 с.
16. Сурин, Т. Н. Геодинамика развития Магнитогорского палеовулканического пояса / Т. Н. Сурин, В. М. Мосейчук // Вестн. СПбГУ. Сер. 7. 1995. Вып. 4 (№ 28). С. 11-18.
17. Ферштатер, Г. Б. Неоднородность состава земной коры и верхней мантии Уральского палеозойского орогена / Г. Б. Ферштатер, Ф. Беа, П. Монтеро // Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород : тез. докл. Междунар. конф. к 100-летию со дня рождения Н. А. Елисеева. СПб., 1998. С. 50-52.
18. Язева, Р. Г. Силурийская островная дуга Урала: структура, развитие, геодинамика / Р. Г. Язева, В. В. Бочкарев // Геотектоника. 1995. № 6. С. 32-44.
Д. Ю. Нохрин, И. В. Грачева, Ю. Г. Грибовский ИССЛЕДОВАНИЕ ХИМИЧЕСКОГО СОСТАВА ПРОБ ВОДЫ ОЗЕРА БАЙКАЛ И РЕКИ ИРКУТ В 2007 ГОДУ
Современными аналитическими методами исследован химический состав проб воды
оз. Байкал и р. Иркут, отобранных в ходе летней студенческой экспедиции 2007 г. Обнаружено хорошее соответствие данных по гидрохимии Байкала результатам исследований 1961 и 1991 гг. Дана характеристика состава и качества вод р. Иркут.
Ключевые слова: химический состав воды, качество воды, озеро Байкал.
Для подготовки специалистов в области экологии важным представляется более глубокое знакомство с контрастными по геохимическим условиям и степени техногенного загрязнения водными объектами. Для водоемов Уральского региона с его разнообразными естественными биогеохимическими провинциями и высокой степенью антропогенной трансформации природных систем в качестве такого контраста можно рассматривать более химически однородные и менее загрязненные озеро Байкал и его речную систему.
Озеро Байкал, расположенное в южной части Восточной Сибири, является одним из крупнейших озер планеты и самым глубоким континентальным водоемом. Его площадь составляет 31,5 тыс. км2, длина — 636 км, средняя и наибольшая ширина — соответственно: 48 км и 79,4 км, средняя и наибольшая глубина — 730 м и 1642 м.
По разным данным в Байкал впадает от 336 до 400 и более рек и речек, формирующих 82-87 % приходной части водного баланса озера. Наиболее крупные из них: Селенга, Баргузин, Верхняя Ангара, Турка, Снежная. Водосборный бассейн занимает около 557 тыс. км2. Объем водной массы — 23,6 тыс. км3, что составляет около 20 % мировых запасов поверхностной пресной воды [3].
В питании самого Байкала и большинства его притоков значительную долю (1318 %) составляют атмосферные осадки, что определяет крайне низкую минерализацию
