Складчатая область байкалид, смежных с ВЕП и Сибирской платформой

Байкальские складчатые области образовались в результате байкальской складчатости в конце рифея-начале кембрия. Аналогом байкальской складчатости, байкалид в Европе является кадомская (ассинтская), в Австралии и Сев. Америке – гренвильский комплекс, в Южной Америке – минасский комплекс, в Индии это мусгравиды.

Рифейские геосинклинальные системы располагались вокруг древних архей-раннепротерозойских платформ (ВЕП, Сибирскую), поэтому байкальские складчатые области окружают их и причленены к ним. С севера и северо-востока к Восточно-Европейской платформе примыкают Баренцевоморская и Тимано-Печерская плиты, с востока рифейские образования Урала. Сибирскую платформу с юга и запада окаймляет пояс байкалид. На западе это Норильское и Туруханское поднятия, байкалиды Енисейского кряжа, байкалиды Восточно-Саянской складчатой области (Восточного Саяна), Байкальская (Забайкальская) складчатая область. В эпипалеозойском Урало-Монгольском складчатом поясе ядра многих антиклинориев и срединные массивы сложены байкалидами, которые представляли собой обломки байкальских континентов, взломанных последующими складчатыми деформациями.

Баренцевоморская плита

Располагается в акватории Баренцева моря. Фундамент её обнажается на полуострове Рыбачий, на мысе Нордкап, на архипелагах Шпицберген и Земля Франца-Иосифа. Байкальский складчатый комплекс слагает южную часть плиты. Возраст фундамента северной части дна Баренцева моря остается спорным: он может быть раннедокембрийским, позднедокембрийским или даже каледонским, поскольку плитный чехол здесь начинается с нижнего карбона (Шпицберген, Земля Франца-Иосифа). Возраст метаморфического комплекса, обнаженного на Северо-Восточной Земле Шпицбергена и на о. Земля Александры архипелага Земля Франца Иосифа, не вполне выяснен. Предполагают, что он раннедокембрийский, но претерпел более позднюю переработку.

В Баренцевом море установлена система глубоких прогибов, протягивающаяся на западе параллельно Кольскому полуострову, на востоке Новой Земле. Прогиб характеризуется огромной мощностью осадочного чехла (до 19км), неоднократным проявлением базальтового магматизма и отсутствием в верхах консолидированной коры слоя со скоростями типичными для верхней части континентальной коры. Это позволяет считать рифтогенное происхождение этих прогибов. Образование этой рифтовой системы относится к девонскому периоду, после завершения каледонской складчатости.

Рифтовая система продолжается на запад и юго-запад, включает девонские грабены Шпицбергена, восточной Гренландии, Скандинавии и Шотландии. Предполагается её обновление в перми. По данным сейсмостратиграфии в Баренцево-Карском регионе в девоне-ранней перми существовал глубоководный бассейн с некомпенсированным осадко накоплением. Эта обстановка близка к существовавшей тогда же в Прикаспийской впадине. Как и там, этому периоду предшествовало накопление эвапоритов, с которыми связана солянокупольная тектоника Нордкапского прогиба.

Таким образом, Баренцевоморская плита представляет собой, подобно Прикаспийской, эпирифтовую мегасинеклизу. Это громадный седиментационный бассейн с гигантскими запасами углеводородов. Открытое в Баренцевом море Штокманское месторождение газа является крупнейшим в мире.

История проблемы арктического шельфа России.

Строение чехла Тимано-Печорской плиты довольно полно охарактеризовано нефтепоисковым бурением и сейсмикой, но возраст и внутренняя структура фундамента остаются спорными. В.Е.Хаин считает фундамент плиты байкальским с выделением внешней (миогеосинклинальной) и внутренней (звгеосинклинальной) зон. О байкальском возрасте фундамента могут свидетельствовать выходы байкальского складчатого комплекса в соседних восточных областях (Пай-Хое, о.Вайгач и о Южный Новой Земли).

В Тимано-Печорской складчатой области выделяются Тиманское поднятие и Печорская плита.

Тиманское поднятие протягивается от Полюдова Камня на юго-востоке через полуостров Канин Нос к полуострову Рыбачий и Варангеру. Фундамент имеет байкальский возраст (возможно салаирский?). Его отличает простая линейная структура. 10-15км толща рифея сложена кварцитами, кварц-серицитовыми сланцами, мраморизованными известняками, доломитами. Верхи толщи возможно относятся к венду. Складчатость произошла в венде. В синклинальных структурах есть отложения кембрия, дислоцированные вместе с вендом. До девона Тиман представлял собой поднятие. В среднем девоне началось погружение. Здесь накапливаются континентальные косослоистые песчаники, алевролиты, глины с растительными остатками. С кварцевыми песчаниками связаны титановые россыпи. Верхний девон сложен пестроцветными песчано-глинистыми породами с базальтовыми вулканитами. По рифею и вулканитам развита кора выветривания (бокситы Тихвинского месторождения). Верхний девон, карбон, пермь сложены терригенно-карбонатной толщей. В верхах верхнего девона отмечен доманиковый горизонт (доманиковая фация-битуминозные известняки по р.Доманик).

В триасе происходят тектонические подвижки и надвигание Тимана на Восточно-Европейскую платформу. Поднятия выводят Тиман из режима осадконакопления. Современная структура Тиммана – плакантиклинорий, осложненный линейными и брахискладками, горст-антиклиналями.

Складчатое сооружение Тимана рассматривается либо как рифейский авлакоген, в дальнейшем развивавшийся как авлако-геосинклиналь (Богданов, Шатский, Е.Е.Милановский), либо как миогеосинклиналь Печоро-Баренцевоморской геосинклинали (В.Е.Хаин).

Фундамент Печерской плиты вскрыт скважинами. Вскрыты граниты и кварц-серицитовые сланцы венд-кембрийского возраста (складчатость позже, чем на Тиммане!). Структура фундамента сложная. Здесь перемежаются блоки добайкальского фундамента и зоны байкалид (салаирид?). В фундаменте выделяется ряд авлакогенов северо-западного простирания. С юры произошла инверсия – авлакогены в современной структуре превратились в валы.

Осадочный чехол имеет мощность 2-8км, во впадинах до 10км. Различают с юго-запада на северо-восток:

Ижма-Печорская зона шириной 200км. Тектонические ступени к СВ, амплитудой 2-4км.

Печоро-Кожвинский авлакоген – грабен по фундаменту глубиной 5-9 км (нижний палеозой-девон мощность max), по верхним горизонтам чехла (верхний палеозой-мезозой min мощность) это вал амплитудой 1-2км.

Денисовская зона – фундамент на глубин5-8км.

Колвинский авлакоген – на авлакогене мощность чехла 5-8км, на валу-0,5-1км.

Хорейверская зона – глубина залегания фундамента 4-5км.

Вандеей-Адгьвинская зона – валы и узкие прогибы.

ГрядаЧернышова – отделяет Воркутинскую впадину от Печорской.

Гряда Чернова – отделяет Каратаихский прогиб от Воркутинского.

В чехле Печорской плиты отсутствуют кембрийские отложения, только в части примыкающей к внутренним зонам Предуральского краевого прогиба кембрий вместе с вендом смят в складки (салаирская складчастость?). Отмечены только кембрийские интрузии ультраосновных и щелочных пород и кимберлитовые трубки. Ордовик представлен толщей терригенных отложений, силур морскими глинисто-карбонатными отложениями. С завершением каледонского геотектонического этапа плита испытала поднятие.

Осадконакопление возобновилось в конце позднего девона, когда сформировалась глинисто-карбонатная толща. В середине девона формируется Печорская впадина (синеклиза), заполняющаяся терригенными осадками. Тиман в это время слабо погружался. Перед верхним девоном проявился трапповый магматизм. В разрезе верхнего девона отмечен доманиковый горизонт (известняи с битуминозными сланцами), с которым связаны месторождения нефти Печоры. Нефть тяжелая, еще в ХVIII веке добывалась ведрами из скважин-дудок (узких шурфов).

Толща карбона представлена глинисто-карбонатными породами общей мощностью до 1км. Пермские отложения в отличие от южных регионов представлены сероцветными угленосными толщами:

ассельский ярус – известняки,

сакмарский и артинский ярусы – терригенно-карбонатные породы,

кунгурский и уфимский ярусы – воркутинская серия паралических угленосных отложений (мощностью 0,5-2,5км),

татарский и казанский ярусы – печорская лимническая угленосная серия (мощность до 6км, угольные пласты мощностью до 20-30км).

Мезозой образует маломощный пласт. В триасе это пестроцветная песчано-глинистая толща с бурыми углями. К юре относятся континентальные кварцевые пески, мергели и глауконитовые пески. Завершается платформенный чехол маломощными мел-палеогеновыми морскими отложениями.

С запада к кратону примыкает узкая полоса байкалид Турухано-Норильской зоны дислокаций. Туруханское и Норильское поднятия представляют собой антиклинальные структуры. Они сложены двумя осадочными комплексами средне- и позднерифейским и венд-палеозой-триасовым. Первый деформирован байкальской складчатостью и сложен кварцитовидными песчаниками, песчано-глинистыми сланцами, мергелями, доломитами, рифовыми известняками общей мощностью 3-4км. С несогласием на рифейском комплексе залегает осадочный чехол конгломератов, гравелитов, песчаников, доломитов и известняков мощностью 500-700м.

Антиклинорные структуры узкие, вытянутые, синклинорные – широкие, т.е. складчатость гребневидного типа. В целом Енисейская складчатая область представляет собой зону байкальского краевого прогиба.

Горный массив Восточные Саяны протягивается от Енисейского кряжа до южной оконечности Байкала. В нем выделяются структуры: Шарыжалгойский массив (на юго-востоке В. Саян), Бирюсинский массив (занимает центральную часть В. Саян), Ангаро-Канское поднятие (на крайнем северо-западе В. Саян), Присаянский прогиб (примыкает с с-в к Бирюсинскому массиву), мезозойские впадины Каннская и Рыбинская (на с-з) и Иркутский прогиб (примыкает с с-в к Шарыжалгойскому массиву).

Шарыжалгойский массив состоит состоит из ряда блоков глубоко метаморфизованных и гранитизированных пород нижнего архея. Развиты гнейсовые куполовидные и брахимофные структуры.

Бирюсинский массив представляет собой горст, сложенный блоками глубокометаморфизованных пород архея и нижнего протерозоя. В массиве куполовидные и брахиморфные структуры сочетаются с линейными. Поднятие массивов сопровождалось дифференцированными движениями слагающих их блоков, что привело к сочетанию на поверхности рельефа разновозрастных пород. Разделены блоки Урикско-Ийским грабеном, выполненным вулканогенно-осадочными породами нижнего протерозоя. Ангаро-Канское поднятие представлено архейскими породами.

Присаянский прогиб – единственная структура, сложенная комплексом пород рифея и венда (юдомия) и деформированная байкальской складчатостью в линейные складки. Это толща терригенно-карбонатных пестроцветных пород молассового типа мощностью до 4 км. Она несогласно залегает на нижнепротерозойском фундаменте.

Мезозойские впадины хорошо выделяются на геологической карте голубым ("юрским") цветом. Иркутский прогиб является наложенным, выполненным юрской угленосной лимнической толщей (Черемховский или Иркутский угленосный бассейн). Каннская и Рыбинская впадины унаследованные с девонского времени. Глинистые отложения девона с отпечатками рыб формировались в пресноводном бассейне-впадине. На них залегает юрская угленосная лимническая толща (Канско-Ачинский угленосный бассейн).

Байкальская складчатость в В.Саянах переработала архейский и раннепротерозойский фундамент и деформировала толщу рифея в Присаянском прогибе.

С юго-запада байкалиды Восточных Саян обрезаются продольным Главным Восточно-Саянским глубинным разломом.

Байкалиды Забайкалья зажаты между Непско-Саянским сводом Сибирского кратона на западе и Алдано-Саянским щитом на востоке, в результате чего их структуры дугообразно облекают Баргузинский массив. Байкалиды от Алданского щита отделены Ничатским меридиональным глубинным разломом. В структуре Байкалид различают Баргузино-Витимский массив, севернее массива располагаются Муйское поднятие, Мамский и Бодайбинский синклинории, Патомский прогиб, Чуйский антиклинорий, Тонодское и Нечерское поднятия. С юга массив ограничен палеозойскими Уда-Витимской и Орхонско-Малханской складчатыми зонами.

Баргузино-Витимский массив представляет собой гигантский батолитовый массив гранодиоритов, адамелитов, биотитовых и лейкократовых гранитов возрастом 543-350 млн. лет (по Зюсу "древнее темя Азии"). Интрузия прорывает тонкий чехол отложений нижнего палеозоя (кембрий охарактеризован фауной, вверху разреза фауна ордовика). Породы архея-нижнего протерозоя встречаются только в виде ксенолитов, на о. Ольхон обнажена ольхонская серия амфиболитов, кремнистых сланцев, габброидов, гипербазитов.

С севера Баргузинский массив огибает Муйское поднятие, сложенное витимской серией кристаллических сланцев архея. От массива поднятие отделено Муйской шовной зоной, выполненной метаморфическими вулканогенными образованиями. Это полоса узких пластин-блоков, испытавших дифференцированные движения, разделенных глубинными разломами. Часть этих разломов остается действующими в настоящее время. В шовной зоне отмечаюся многочисленные небольшие протрузии гипербазитов и значительно более крупные тела щелочных пород. В бассейне реки Чары к одному из щелочных массивов приурочено месторождение чароита (к сожалению, уже выработанное).

С севера к Муйскому поднятию примыкает широкая полоса рифейских отложений, в которой различают крупные Мамский и Бодайбинский синклинории и севернее Патомский прогиб. Эти структуры выполнены соответственно мамской и патомской рифейскими сериями слабометаморфизованных терригенных и карбонатных пород. На рифее с несогласием залегает венд (юдомий). Эти серии имеют тектонический контакт, но, судя по характеру разреза и структурного плана, они представляют собой единую толщу. Западнее, в Прибайкальском прогибе обнаружены известняки с фауной кембрия.

В толще рифея выступают, образуя гигантскую дугу, крупный Чуйский антиклинорий, небольшое Тонодское поднятие и более крупное Нечерское. Они сложены нижнепротерозойскими породами чуйской серии (по другим данным это нижний метаморфический комплекс архея). Мощность серии более 5км. Серия представлена амфиболитами, биотитовыми гнейсами, мусковитовыми и двуслюдяными сланцами с гранатом, мигматитами и гранито-гнейсами, прорванными гранитами с которыми связаны мусковитоносные пегматиты (Мамско-Чуйское месторождение мусковита). На запад и на восток мусковитовые пегматиты сменяются редкоземельными.

Западнее Чуйского антиклинория и вдоль западного берега Байкала прослеживается узкий Акитканский вулканический пояс, сложенный вулканитами нижнего протерозоя.

В Забайкалье Баргузинский массив ограничен складчатой Уда-Витимской зоной, в которой деформированы породы среднего кембрия. Южнее в Орхонско-Малханской зоне на деформированном кембрии лежит чехол пород средней-верхней юры.

В неогене регион претерпел тектономагматическую активизацию, приобрел горный рельеф, в нём заложился Байкалький рифт (озеро Байкал) и несколько более мелких тафрогенов-грабенов (Баргузинский, Верхнее-Ангарский, Чарский и др), выполненных неоген-четвертичными аллювиальными отложениями. Вся эта зона является поясом сейсмичности, протягивающегося до Памира. К северу от Байкала имеется небольшое асейсмичное окно, где землетрясений практически не бывает. Это окно представляет собой "точку-полюс", которая остается неподвижной, когда перемещаются две плиты Евроазиатская и Амурская. К юго-западу от этой точки они раздвигаются (заложился Байкальский рифт и другие грабены), к северо-востоку они сталкиваются, "окно" – нейтрально.

Байкальский рифт раскрылся 25-30 млн. лет назад. Этот процесс происходит со скоростью 1мм в год.

Байкал крупнейшее пресное озеро в мире. В нем хранится 20% всей пресной воды планеты. В него несут свои воды 356 рек и речек, а вытекает одна Ангара. Вопреки распространенному среди ученых мнению, Байкал пополняется чистейшей водой не за их счет. Обсуждая экологические проблемы Байкала, упускают из вида историю его образования. Это рифт и зияющую его часть глубиной более 1600м заполняет вода озера Байкал, но на этом рифт не заканчивается. Рифт ограничен глубинными разломами, проникающими до верхней мантии. Вскрытие мантии приводит к тому, что из неё выделяюся флюидные растворы, в данном случае чистейшие ювенильные воды, которые пополняют Байкал. Глубоководные аппараты Мир, обнаружив на дне озера поступления нефти из глубин земли, показали, что разломы действующие, т.е. долгоживущие (Еще одна интересная проблема – нефть из гранодиоритов и кристаллических сланцев!). Сейсмичность пояса также подтверждает его тектоническую активность, т.е. процесс продолжается и будет продолжаться, судя по направлению движения плит, еще не менее 30млн. лет. Кстати, реки несут незначительно минера лизованную воду, собранную с поверхности земли, а Байкал содержит еще менее минерализованную, практически дистиллированную воду.

Севернее Байкала походит Байкало-Амурская магистраль. Она пересекает Муйский хребет по Муйскому туннелю. Туннель строили более 20 лет, из-за инженерно-геологических ошибок (не были учтены глубинные шовные зоны, которые приняли за коровые разломы).

В результате байкальской складчатости (конец рифея-начало кембрия) были сформированы Печеро-Баренцевоморская плита, Тиманская авлакогеосинклинальная зона, Саяно-Енисейская складчатая область, Байкальская (Байкало-Витимская) складчатая область. Обратить внимание на возраст фундамента этих областей. В отличие от ВЕП и СП к чехлу здесь относятся отложения, начиная с кембрия.

Печерскую плиту и Тиман удобнее рассматривать на геологической карте, Саяно-Енисейскую и Байкальскую области – на тектонических картах. По конспектам лекций и схемам (рис.51, рис.56) на картах выделить основные структуры регионов. Прочитать стр.106-121.
Тестовые задания: показать на геологической и тектонической картах основные структурные элементы, сформировавшиеся в раннепротерозойское, рифейское и более позднее время; прочитать по картам историю развития отдельных регионов (смотри ниже контрольные вопросы).
Контрольные вопросы для самостоятельной подготовки к тестам:

1.Байкалиды. Общая характеристика (время формирования, особенности строения).

2.Баренцевоморская плита.

3.Печерская плита – фундамент, чехол.

4.Тиман. Полезные ископаемые.

5.Байкалиды Забайкалья.

6. Тектоника Восточных Саян.

7.Особенности структуры байкалид Енисейского кряжа.

С запада на восток выделяются области: Приуралье, Уральские горы (система отдельных узких, невысоких параллельных хребтов, слагающих Водораздельный гребень – Урал-тау), Зауралье (область выходов докембрийских и палеозойских пород), на Северном Урале область Зауралья отсутствует. Максимальная ширина складчатой области на Южном Урале.

Западный склон Урала занимает внешняя типичная миогеосинклинальная зона, на восточном склоне – внутренняя зона, эвгеосинклинальная. Эта особенность обусловлена тем, что внешняя зона формировалась на восточной окраине Восточно-Европейской платформы, а внутренняя, где широко развиты океанические и островодужные палеозойские комплексы, в герцинском (варисском) океане.

Н.П.Херасков в отложениях Урала выделяет два осадочно-вулканогенных комплекса пород, отвечающих структурным зтажам: доуралиды (доордовикские отложения в ядрах антиклинориев) и уралиды (верхний структурный этаж ордовика-триаса).

Внешняя Зона Урала.

Система предуральских краевых прогибов выполнена пермской молассой и состоит из впадин (с юга на север) Бельской, Уфимско –Соликамской, Северо-Уральской (Печерской), Воркутинской (Косью-Роговской), Каратаихской. Эти впадины разделены горстами-выступами рифейского фундамента. Бельская впадина отделена от Уфимско-Соликамской поднятием Кара-Тау, которая с севера ограничена поднятием Полюдова Камня. Воркутинская впадина с севера ограничена поднятием Чернышева, а Каратаихская – поднятием Чернова.

Прогибы имеют асимметричное строение. На западе, где краевой прогиб наложен на Восточно-Европейскую платформу, молассы слабо дислоцированы, на востоке к Урал-Таусскому мегантиклинорию они собраны в складки. Бельскую и Уфимско-Соликамскую впадины выполняют мощные толщи пермских красноцветных моласс, относящиеся к эвапоритовой формации. В первой из них широко распространены куполовидные и диапировые структуры. В Северо-Уральской, Воркутинской и Каратаихской впадинах характер пермских моласс резко меняется. К северу от Полюдова Камня молассы представлены сероцветной угленосной формацией.

Между краевыми прогибами и Главным надвигом расположена складчатая область. В ней обнажаются складчатые сооружения байкалид (доуралид): антиклинории Башкирский, Урал-Тау, Центрально-Уральский, Харбейский. Синклинории Лемвинский, Мало-Печерский, Зилаирский выполнены комплексами отложений уралид. Среди них выделяют шельфовые (в Елецкой зоне на севере и в Бельской на юге) и глубоководные (в Лемвинском, Зилаирском синклинориях) комплексы. Эти комплексы сильно деформированы, часто образуют покровы, в свою очередь на них надвинуты аллохтоны. Аллохтоны образуют прерывистую цепочку покровов (Сакмарский, Бардымский, Мало-Печерский, Лемвинский) вдоль всей внешней зоны Урала, надвинутых на континентальную окраину. Аллохтонные пластины представлены породами офиолитового комплекса. Для них характерна большая пестрота фаций одновозрастных толщ. Лемвинский синклинорий представляет собой синформу, сложенную океаническим комплексом. Сакмарская зона представляет собой автохтон, сложенный кварцевыми, аркозовыми и глауконитовыми песчаниками, аргиллитами и базальтовыми вулканитами; аллохтон представлен гипербазитами и хаотической гигантской брекчией.

Во Внешней зоне в конце позднего силура проявились каледонские деформации, сформировавшие надвиги и покровы, на Южном Урале внедрились гранитоиды, габброиды. Однако геосинклинальный режим сохранился.

На герцинском этапе во Внешней зоне со среднего девона до раннего карбона продолжалось прогибание, сопровождавшееся в среднем девоне накоплением конгломератов и грубозернистых песчаников, в позднем девоне-раннем карбоне – флишоидной толщи. В визе сформировалась угленосная толща Кизеловского бассейна.

Структурный план доуралид севернее Полюдова Камня в ядрах антиклинориев имеет северо-северозападное простирание, а южнее Полюдова Камня – меридиональное. Сложены они толщей глубоко метаморфизованных пород (гнейсами, кристаллическими сланцами, амфиболитами, кварцитами), выходящих в ядрах Башкирского, Урало-Тобольского, Харбейского антиклинориев. Рифей представлен циклической толщей карбонатных и обломочных пород. На них лежат вендские молассовые отложения (конгломераты, песчаники, алевролиты, аргиллиты). Фациальный анализ показал, что осадки накапливались в мелководном окраинно-континентальном бассейне, снос происходил с ВЕП. В разрезе дважды отмечаются трахибазальтовая (R₁) и базальт-трахилипаритовая формации. С последней связаны граниты-рапакиви. Внедрение магматических пород отвечает эпизодам растяжения фундамента Пи формирования пассивных окраин. Эти отложения могут быть отнесены к формации рифтогенных структур.

Во Внутренней зоне Урала ядра Урало-Тобольского массива, Мугоджарского антиклинория, Зауральских поднятий сложены гнейсово-мигматитовыми комплексами, образующими гранитогнейсовые купола. Породы метаморфизм в высокотемпературной амфиболитовой фации.

В рифее на Урале, как и на ВЕП, существовали рифтогенные структуры, поэтому байкальская складчатость проявилась неравномерно. Во внешней зоне байкальской и салаирской фазами орогенеза были созданы основные структуры – поднятия и геосинклинальные прогибы (миогесинклинальные толщи рифея и венда с древними метаморфическими образованиями в фундаменте, аналогичные фундаменту ВЕП). На востоке орогенез почти не проявился. Созданное горно-складчатое сооружение обусловило локальное распределение кембрия.

Внутренняя зона состоит из серии параллельно вытянутых структурных зон. От Внешней зоны отделена Главным Уральским разломом, представляющим собой надвиг, маркированный серпентинитовым меланжем.

В этой зоне выделяются зеленокаменный пояс Урала, Урало-Тобольский массив (в него входят Восточно-Уральский и Мугоджарский антиклинории), Аятский (Восточно-Уральский) синклинорий, Зауральское поднятие, Октябрьско-Денисовская зона уралид, Валерьяновский вулкано-плутонический пояс (глубинный Валерьяновский разлом отделяет герциниды Урала от каледонид Казахстана).

Зеленокаменный пояс Урала состоит из зеленокаменных синклинориев Западно-Мугоджарского, Магнитогорского, Тагильского, Щучьинского (Войкаро-Щучьинского). Синклинории представляют собой синформы и состоят из серии тектонических покровов, наслоенных один на другой.

Зеленокаменные синклинории выполнены мощной толщей (до 10км) отложений силура-нижнего девона. Толща на 90% состоит из вулканогенных пород диабаз-спилит-кератофировой и спилит-кератофировой формаций. Синклинории ограничены глубинными разломами с массивами гипербазитов и породами габбро-пироксен-диабазовой формации. Породы массивов в разной мере серпентинизированы. Западный пояс протягивается на расстояние до 1000км от Мугоджар до Полярного Урала. Это Западный платиноносный пояс Урала. Восточный пояс имеет длину около 500км. Возраст массивов до среднего девона (в эйфеле уже встречаются их обломки).

Пейве первый предположил, что зеленокаменные синклинории представляют собой офиолитовые аллохтонные комплексы. В Вайкарском и Кемперсайском массивах наблюдаются типичные разрезы океанической коры – гарцбургиты в основании, затем габброиды, выше толеитовые базальты, все это перекрыто кремнисто-глинистыми толщами.

В этой зоне каледонские деформации проявились слабо. В среднем девоне произошло извержение базальтов, накапливались основные вулканиты, но к позднему девону они сменились граувакками и глинистыми породами (материалом размыва вулканов). В синклинориях продолжались прогибания, в Урало-Тобольской зоне поднятия.

В турнейское время в Восточной зоне активные поднятия, с ними связаны паралические угленосные формации (Полтаво-Брединский район, мощность угленосной толщи до 1000м). Нижний карбон представлен песчано-глинистой толщей с углями, известняками, основными и кислыми вулканическими породами.

В конце раннего карбона Уральская геосинклиналь частично вступила в орогенный этап, заложился Валерьяновский вулканогенно-плутонический пояс. Вначале горообразование произошло в Восточной зоне, затем орогенез охватил Западную зону. Если в позднем карбоне на востоке в грабенах образовывались континентальные красноцветные грубообломочные породы, то на западе еще накапливались флишевые осадки.

Одновременно формируется Предуральский краевой прогиб. Он "накатывается" на восточный край Русской плиты. На флексурном перегибе в передней части краевого прогиба образуются рифовые барьерные массивы. Барьерный риф в карбоне и перми мигрирует в западном направлении. Мощность рифовых известняков карбона около 500м, пермских – до 1500м. С рифовыми известняками как коллекторами в Приуралье связаны месторождения нефти.

Морские отложения к востоку сменяются лагунными и красноцветными континентальными. В кунгурское время в осевой части Бельского и Уфимско-Соликамского прогибов формируется мощная (до 1000м) соленосная формация (основные минералы сильвинит, галит, карналлит). По периферии прогибов – глинисто-мергелисто-ангидритовая толща.

В Воркутинской впадине эвапоритовая формация отсутствует. Климат здесь гумидный, что обусловило формирование в кунгурское время угленосной толщи мощностью до 1800м. В Каратаихской впадине мощность уленосной толщи достигает 3000м.

В мезозое Урал представлял собой выровненную платформу. Угленосные отложения триаса и юры выполняют в Аятском синклинории узкие тафрогенные прогибы, представлявшие собой в рельефе речные долины (Челябинский угленосный бассейн).

На орогенном этапе на Урале проявился интенсивный гранитоидный магматизм. Наиболее энергично он проявился в Урало-Тобольском массиве в раннем карбоне. Максимум магматизм достигает в ранней перми. Интрузии очень крупные, залегают в антиклинальных структурах согласно с метаморфическими породами. Это многофазные образования, по геофизическим данным интрузии на глубине около 7км не имеют "корней", как бы "растворяются" в гранитно-метаморфическом слое.

С движениями в раннем карбоне связывают ультроосновные и габброидные интрузии в Аятском синклинории, где они приурочены к разломам.

Аномальные магнитные поля востока Русской плиты прослежены геофизиками до Главного Уральского разлома, что позволяет предположить под Уралом глубоко погруженный фундамент платформы, т.е. палеозойские сооружения Урала надвинуты на платформу.

Классическим представлением о развитии Урала считались два главных этапа геосинклинально-орогенной эволюции – байкальский и герцинский ("доуралиды" и "уралиды" Н.П.Хераскова). В конце 80-х годов С.Н.Иванов и др. обосновали представление о том, что Урал в позднем докембрии и кембрии не был ни геосинклиналью, ни орогеном, а развивался как внутриконтинентальная рифтовая система. Эту проблему следует рассматривать отдельно для Полярного и Приполярного Урала и остальной его части.

Полная самостоятельность доордовикского развития северной части Урала однозначно доказывается общим структурным несогласием и скачком метаморфизма между байкальским и палеозойским комплексами. Байкальский комплекс простирается в северо-западном направлении, сливаясь с фундаментом Печорской плиты, уходит на юго-восток, в основание Западно-Сибирской плиты, что подтверждается простиранием геофизических аномалий. Вполне очевидно, что палеозойская геосинклиналь этого сегмента Урала резко наложена на байкальский комплекс и её заложению предшествовали достаточно интенсивная складчатость, метаморфизм и внедрение гранитоидов.

На Среднем и Южном Урале структура "доуралид" и "уралид" обладает большей конформностью, но и здесь в основании ордовика отмечено угловое несогласие и скачек метаморфизма. Все исследователи сходятся во мнении о рифтогенной природе рифейских осадочных толщ, слагающих Башкирский и Уралтаусский антиклинории, и встречающихся в западной зоне магматитов. Вопрос заключался в том, что это за рифт? Типа внутриконтинентального Восточно-Африканского, заложенного на восточной окраине ВЕП, или пассивная окраина Европейского континента. Установление в Урал-Тау в рифейских отложениях грубообломочных турбидитов, которые раньше ассоциировались с осадками области сноса, подтверждает, что на востоке располагалась область с океанической корой.

Споры идут о том сколько было таких бассейнов и где они располагались. Закрытие этих бассейнов привело к тому, что Урал, видимо, пережил в позднем докембрии-кембрии геосинклинально-орогенный этап.

Современное понимание палеозойской истории развития Урала основывается на принятии факта покровно-надвигового строения внутреннего крыла Предуральского краевого прогиба и западной зоны Урала (Башкирский антиклинорий, частично Урал-Таусский), зелено каменных синклинориев. Урало-Тобольский массив рассматривается либо как микроконтинент, отделенный от ВЕП в ордовике Магнитогорским бассейном с корой океанического типа, либо как краевой выступ Восточно-Европейского континента, всплывший в виде гранито-гнйсовых куполов из-под офиолитов и островодужных серий Магнитогорского синклинория. Последний вариант подкрепляется сейсмическими данными о продолжении фундамента Русской плиты не только под западным, но и восточным склоном Урала, и существованием офиолитовых оторочек вокруг гранито-гнейсовых куполов.

Модели послекембрийского развития Урала зависят от признания его полной или частичной аллохтонии. Из признания частичного покровного строения исходят Л.П.Зоненшайн и др. и С.Н.Иванов. Модель, исходящая из общей аллохтонии Урала, предложена Т.Т. Казанцевой и М.А. Камалет диновым. Из этих моделей можно сделать вывод о допущении почти полной аллохтонности Урала и расположении Уральского палеобассейна к востоку от Урало-Тобольского микроконтинента. Западнее могли находится лишь глубоководные впадины с корой переходного типа (Залаирско-Сакмарская, Тагильская, Магнитогорская), в которых теперь совмещены аллохтонные маломощьные кремнисто-глинистые осадки с диабазами с собственно офиолитовыми аллохтонами. ( В.Е.Хаин, 198?).
Проектные задания:

(По особенностям тектонического строения и истории геологического развития на Урале выделяются области Западного и Восточного Урала. В них хорошо проявляется зональное расположение структур, поэтому тектоническое районирование Урала можно изучать на любой карте. Зоны и структуры везде прослеживаются отчетливо. Граница между Западным и Восточным Уралом проходит по Главному уральскому надвигу. В истории Урала различать байкальский (комплекс доуралид) и герцинский (комплекс уралид) этапы).

Западный Урал. Выделить на картах с помощью схемы (рис.71) Предуральский краевой прогиб (впадины Бельская, Уфимско-Соликамская, Печорская, Косью-Роговская или Воркутинская, Коротаихская); синклинории (Залаирский и Лемвинский); антиклинории (Уралтау, Башкирский, Среднеуральский, Харбейский). Обратить внимание на роль климата в формировании осадочных формаций в Предуральском краевом прогибе и на роль байкальской складчатости в формировании антиклинориев

Главный Уральский надвиг.

Восточный Урал. Положение глубинных разломов и офиолитовых поясов. Выделить зону зеленокаменных синклинориев (Магнитогорский, Тагильский, Войкарский, Щучьинский); Урало-Тобольский массив, Аятский синклинорий. Рассмотреть строение синклинориев и характер слагающих их пород (океаническая кора?); особенности строения и формирования Тобольского массива (континентальный блок?).

При изучении этого модуля использовать конспекты лекций, прочитать стр. 162-172.

1. Тектоническое районирование Уральской складчатой системы.

2. Геологическое строение Западного Урала.

3. Геологическое строение Восточного Урала.

4. Зеленокаменные синклинории, их место в развитии Урала.

5. Предуральские прогибы.

6. Признаки покровного строения Урала.

7. Урало-Тобольский массив. Место в структуре Урала.

8. Глубинные разломы Урала.

9. Полезные ископаемые Урала.