Геология России и ближнего зарубежья (Северной Евразии) - Милановский Е.Е.
ISBN 6—211—03387—6
Скачать (прямая ссылка):
Палеозойский мегакомплекс и герцинский геосинклинальный мегазтап развития Урала. Нижнекембрийские отложения, известные на Полярном Урале и в виде экзотических блоков на Южном Урале, как уже говорилось, принадлежат к верхам байкальского складчатого комплекса. Среднему кембрию на Урале, по-видимому, отвечают поднятия и перерыв в седиментации, а позднему кембрию— началу ордовика — возобновление процессов растяжения,деструкции и погружения <коры и заложение раннепалеозойских грабенообразных прогибов долготного, а на Полярном Урале — северо-востО'Ч-ного и северо-западного простирания. B Западной мегазоне Полярного Урала в них в эту эпоху отлагались толщи континентальных и прибрежных образований (конгломератов, песчаников и глинистых пород) резко изменчивой мощности (от долей километра до 6 км) с подчиненными им контрастными вулканитами.
B ордовике в самой западной, Елецкой, зоне Полярного и Северного Урала накапливались 'мелководно-морские терригенно-карбо-натные, а в более восточной Лемвинской зоне —более глубоководные глинистые толщи. В' Западной мегазоне Среднего и Южного Урала автохтонный разрез ордовика выражен мелководными терригенными отложениями (до 0,5 км), а в аллохтонном залегании (в Сакмарском и других покровах) присутствуют значительно более мощные (до 3— 4 км) толщи песчаников, глинистых и кремнистых сланцев, а также
185
основных я кислых лав 'и туфов, впоследствии тектонически перемещенные сюда из зоны Уралтау и, возможно, из западной части Восточной 'мегазоны Урала. По-видимому, в ордовике в пределах Зелено-каменного и Восточно-Уральского прогибов этой мегазоны континентальная кора была растянута и раздвинута и «раскрылось» их мела-нократовое основание, слагающее ныне габбро-перидотитовый пояс зоны Центральноуральского разлома и аналогичные пояса в более восточных зонах Урала. К ордовику относятся и некоторые налегающие на породы этого пояса толщи зеленых сланцев, диабазов, порфири-тоидов и кремнисто-глинистых пород на западных крыльях Магнитогорского и Тагильского синклинориев.
В Западной мегазоне Урала силур и девон (кроме некоторых шарьированных с востока ,комплексов) выражены осадочными толщами: в самой западной, Елецкой, зоне Полярного Урала -и ее аналогах в более южных сегментах Урала — мелководными известняками и доломитами с прослоями терригенного материала, принесенного с запада; а в более восточной, Лемвинской, зоне и ее аналогах— маломощными (1 км) глубоководными кремнисто-глинистьгми толща-ми, накапливавшимися на континентальном склоне и континентальном подножии. В Зилаирском прогибе Южного Урала разрез девона завершает мощная (3 км) зилаирская серия граувакковых песчаников и сланцев. Терригенный материал поступал с востока, что указывает на начавшийся в конце девона рост поднятий в Восточной мегазоне Урала. В сакмарском и кракинском аллохтонных комплексах автохтонный девон тектонически перекрывается надвинутыми с востока несколькими чешуями из силурийских и девонских образований, сложенных кремнисто-сланцевыми толщами, яшмами, туфами и лавами основного состава. Первоначально они накапливались, вероятно, в нынешней зоне Уралтау и непосредственно к востоку от нее.
В Восточной мегазоне силур, а в Мугоджарах, Южном и Полярном сегментах Урала и значительная часть девона в основном выражены толщами зеленокаменно-измененных вулканогенных пород. Они выполняют синклинории и участвуют в сложении антиклинориев, В западной части Магнитогорского прогиба Южного Урала силуру принадлежат спилиты и палеобазальты с прослоями кремнисто-глинистых сланцев (1 — 1,5 км), представляющие однородную толеит-базальтовую формацию, накапливавшуюся при подводных трещинных излияниях. После паузы в раннем девоне —начале эйфеля, когда накапливались терри-генно-кремнистые отложения, вулканическая деятельность возобновилась во второй половине эйфельского века, образовав толщу базальтов и андезитобазальтовых порфиритов, а также дацитовых порфири-тов и альбитофиров (1 — 1,5 км)—типичную контрастную формацию, возникшую при чередовании трещинных излияний основных лав и центральных извержений кислых лав и пирокластолитов. Кверху она сменяется толщей лав и пирокластолитов базальтового, андезитобазаль-тового, андезитового и дацитового состава (1—4 км) — непрерывной вулканической формацией, накопившейся при дифференциации базальтовой магмы в ходе центральных извержений. Новый цикл вулканизма начался в живетском »веке извержениями контрастной толщи диабазов, спилитов, альбитофиров и кварцевых альбитофиров, их туфов и туффитов (2—3 км), венчаемой характерным горизонтом яшм.
В конце живетского — начале франского века образовалась новая непрерывная формация пирокластолитов и лав базальт-аидезит-дацит-липаритового состава, а также яшм и туфогенно-обломочных пород с градационной слоистостью (0,5—1,5 км). Разрез девона завершают
186
верхнефранская толща тюлимиктовых песчаников, глинисто-кремнистых сланцев и туффитов и зилаирская толща граувакк и аргиллитов (1-1,5 км) фаменского яруса - низов турне. Таким образом, в Магнитогорском прогибе в ордовике и силуре образовались сравнительно маломощные толщи недифференцированных толеитовых базальтов, а в среднем и начале позднего девона — более мощные контрастные и непрерывные (дифференцированные) вулканогенные толщи, дважды чередующиеся в разрезе. С ними связаны многочисленные медноколче-данные месторождения.
