Ордовикские структурно-вещественные комплексы западной части Магнитогорской мегазоны и краевых аллохтонов Южного Урала: строение и обстановки формирования

Силурийские комплексы представлены кремнисто-базальтовой дергаишской и углеродисто-кремнистой сакмарской свитами. На юге Присакмаро-Вознесенской зоны и в Сакмарской зоне дергаишская свита (S₁) согласно залегает на баулусской (O₃) и губерлинской (О_2-3) свитах. В Сакмарской зоне, в тектонических покровах, сложенных кураганской свитой (O_1-3), дергаишская свита отсутствует. Здесь она замещена углеродистыми сланцами сакмарской свиты, которые с постепенным переходом перекрывают кураганскую свиту. На севере Присакмаро-Вознесенской зоны свита слагает тектонические покровы вместе с поляковской свитой (О_1-3), с которой, по-видимому, связана постепенным переходом. В стратотипическом районе на юге Присакмаро-Вознесенской зоны и других разрезах свита (~500 м) представлена чередованием афировых и вариолитовых базальтов с прослоями углеродистых известняков и фтанитов [Тищенко, Черкасов, 1985]. В Блявинской синформе Сакмарской зоны в разрезе свиты наряду с базальтами присутствуют пикриты и гиалокластиты. В разных разрезах свиты в Присакмаро-Вознесенской и Сакмарской зон во фтанитах собраны граптолиты и конодонты различных частей лландовери [Бородаев и др., 1963; Маслов, Артюшкова, 2000 и др.]. В стратотипическом и других районах в известняках и кремнях автором собраны конодонты различных частей лландовери.

В современных стратиграфических схемах возраст дергаишской свиты ограничивается интервалом раннего-среднего лландовери. Однако полученные автором биостратиграфические данные позволяют расширить этот интервал, включив в него и поздний лландовери. По соотношению с сакмарской свитой и с учетом возраста последней в разных разрезах, можно предполагать, что граница между свитами является диахронной.

Базальты и андезибазальты дергаишской свиты принадлежат толеитовой и известково-щелочной сериям. На диаграмме TiO₂-FeO*/MgO точки группируются в основном вдоль толеитового тренда. Для пород р-на Мазово и Медногорско-Кувандыкского района характерны: TiO₂=1,4-3,0%, Al₂O₃=13,1-14,5%, MgO=4,7-8,0%, K₂O=0,1-0,4%, #Mg=37-53. Спектры распределения РЗЭ умеренно фракционированы за счет ЛРЗЭ ((La/Yb)_n=1,6-2,3) и сходны с таковыми обогащенных базальтов СОХ. Спектры пород Утягуловской синформы Сакмарской зоны и района Утяганово Присакмаро-Вознесенской зоны нефракционированы с небольшим обеднением ЛРЗЭ ((La/Yb)_n=0,8-0,9). На верификационных диаграммах точки составов попадают в поля нормальных и обогащенных базальтов СОХ.

Залегая на разнофациальных, в основном надсубдукционных комплексах, дергаишская свита сохраняет состав вулканитов, которые сходны с нормальными и обогащенными базальтами СОХ. Формирование комплекса происходило при растяжении в прогибе вне влияния зоны субдукции. Сакмарская свита фиксирует авулканичный этап развития этого прогиба.

Согласно современным представлениям, офиолиты представляют собой особую ассоциацию мафит-ультрамафитовых пород, формировавшуюся в различных геодинамических обстановках растяжения, включая спрединговые центры океанов, задуговых бассейнов, островных дуг и др. [Kusky et.al, 2011; Dilek, Furnes, 2011 и др.]. В пределах зон палеотектонического сектора Урала офиолиты имеют широкое распространение, и по относительному объему различных перидотитов в реститовой части разреза разделяются два типа: лерцолитовый и гарцбургитовый [Савельева, 1987; Савельева и др., 1998].

С офиолитами лерцолитового типа связаны две генерации габброидов. Ранние габбро близки к базальтам и габбро СОХ. Для габбро, Миндякского массива, где они прорывают лерцолиты, получены Re-Os оценки возраста кристаллизации 476±19 млн. лет (ранний-средний ордовик). Поздние габбро, представленные роговообманковыми габбро и габбродиоритами, слагающими штоки и дайки, широко развиты в Нуралинском массиве. По составу они имеют признаки формирования в надсубдукционной обстановке. Ряд авторов не относят этот комплекс к офиолитовой ассоциации [Gaggero et al., 1997, Petsev et al., 1997]. Для габбро-диоритов получены U-Pb оценки возраста кристаллизации – 399±2 млн. лет (ранний девон) [Смирнов, 1995; Ферштатер и др., 2000, 2007; Tessalina et al., 2007].

Согласно современным данным офиолиты лерцолитового типа представляют относительно слабодеплетированную субконтинентальную литосферу [Савельева, 1987; Dilek, Furnes, 2011 и ссылки в этой работе]. Их формирование на Южном Урале может быть связано с расколом континентальной коры на стадии ордовикского рифтогенеза, предшествующего спредингу. В раннем девоне (~400 млн. лет) офиолиты этого типа испытали переработку в надсубдукционных условиях [Spadea et al., 2003].

Гарцбургитовый тип офиолитов распространен в Сакмарской зоне и в западной части Магнитогорской мегазоны. Этот тип отличается полным разрезом, соответствующим набору комплексов, принятому для офиолитов на Пенроузской конференции (1972). Мантийная и нижнекоровая части разреза различных офиолитовых массивов включают: реститовый комплекс, образованный гарцбургитами с жильными телами дунитов и в меньшей степени лерцолитами, и полосчатый дунит-верлит-пироксенит-габбровый комплекс. Верхнекоровые части разрезов, включающие комплекс параллельных даек с плагиогранитами и кремнисто-базальтовый комплекс, в различных массивах отличаются по возрасту, строению и составу и, вероятно, отражают разные палеотектонические обстановки их формирования.

В настоящее время установлено, что большая часть верхнекоровых комплексов наиболее крупных офиолитовых массивов Южного Урала (Хабарнинский, Чингизовский, вероятно, Кемпирсайский, а также массивы Западно-Мугоджарской зоны, дайковый и кремнисто-базальтовый комплексы Актау-Таналыкской зоны) имеют раннедевонский возраст [Кориневский, 1972, 1984; Иванов и др., 1973; Семенов и др., 1980; Формирование…, 1986; Куренков и др., 2002; Пушкарев, 2008; Белова и др., 2010; Рязанцев и др., 2012]. В то же время на некоторых участках установлено присутствие ордовикских верхнекоровых комплексов, являющихся частями офиолитовых разрезов гарцбургитового типа

Сходные дайковый комплекс и жильные плагиограниты установлены в блоках серпентинитового меланжа Сакмарской зоны. В отдельных блоках пакеты параллельных даек прорывают ортоамфиболиты. Плагиограниты образуют среди долеритовых даек конформные жилы мощностью не более 2 м. Для акцессорных цирконов, выделенных из этих плагиогранитов, получены U-Pb (SHRIMP II) оценки возраста кристаллизации 456±4, 459±10 и 456±6 млн. лет, соответствующие среднему-позднему ордовику.

Породы комплекса параллельных даек представлены долеритами, габбро-долеритами, габбро-диоритами, конгадиабазами и микрогаббро с SiO₂=50-53,1%, TiO₂=0,5-0,9%, MgO=6,2-18,0% K₂O=0,2-0,7%, #Mg=54-64. Спектры распределения РЗЭ слабо фракционированы за счет ЛРЗЭ ((La /Yb)_n=2–3). Мультиэлементные спектры имеют максимумы по K, Sr и минимумы по Ta, Nb и Zr. На верификационных диаграммах точки составов располагаются в полях островодужных толеитов. Некоторые образцы по составу близки к бонинитам. Состав пород даек и плагиогранитов свидетельствует в пользу надсубдукционной, возможно, преддуговой обстановки их формирования.

Дайковый комплекс другого типа ассоциирует со среднеордовикскими вулканитами поляковской свиты (О_1-3). Дайки этого типа в основном приурочены к базальтам лланвирнского уровня, их залегание конформно общей стратификации вмещающих пород. Мощности даек изменяются от 5 см до 1 м, они образуют рои и пакеты типа «дайка в дайке». В скринах, кроме эффузивов, присутствуют серпентиниты и пироксениты.

Породы дайкового комплекса этого типа принадлежат слабодиференцированной субщелочной серии и по составу варьируют от пикритов до базальтов с небольшим участием трахибазальтов с SiO₂=35–49%, TiO₂=0.9–1.6%, Al₂O₃=10,4-14,7%,MgO=6,5-22,8, K₂O=0,6-2,9, #Mg=66–87. Спектры распределения РЗЭ фракционированы с обогащением ЛРЗЭ ((La/Yb)n=1,3-17,0), а у пикритов обеднены ЛРЗЭ ((La/Yb)n=0,5-0,6). Мультиэлементные спектры имеют максимумы по K, Pb, Sr и минимумы по Ta и Nb. На верификационных диаграммах точки попадают в поля островодужных вулканитов, или нормальных базальтов СОХ и задуговых бассейнов. Состав пород свидетельствует о существенном вкладе надсубдукционной компоненты наравне с мантийно-плюмовой.

Ордовикские комплексы габбро и диоритов локально распространены в Присакмаро-Вознесенской и Сакмарской зонах, где слагают мелкие массивы и имеют неясные соотношения с породами рамы. На севере Присакмаро-Вознесенской зоны известны Вознесенский массив с меднопорфировым оруденением и Карагайкульский массив с золото-сульфидным оруденением, для которых получены U-Pb и Rb-Sr оценки возраста их кристаллизации около 450 млн. лет [Краснобаев и др., 1990; Бобохов, 1991]. Комплексы габбро и диоритов сходны с гранодиоритовой формацией островных дуг.

Глава 6. Геодинамические реконструкции ордовика Южного Урала

Существующие модели эволюции палеозоид Урала [Brown et al., 2006; Пучков, 2000, 2009, 2010; Язева, Бочкарев, 2003 и др.] предполагают, развитие двух островных вулканических дуг – ранней Тагильской и поздней Магнитогорской. Тагильская островная дуга активно развивалась в позднем ордовике-силуре [Бороздина и др., 2010], а Магнитогорская – с эмсского времени. По петрохимической зональности островодужных вулканитов западная часть Тагильской мегазоны идентифицируется как фронтальная, а восточная часть как тыловая зона вулканического ареала палеодуги [Наркисова, 2006]. Для Магнитогорской дуги наиболее обоснованной является модель, согласно которой дуга развивалась на коре океанического типа после перескока зоны субдукции от Тагильской дуги. Падение зоны субдукции было направлено от пассивной окраины Балтики [Пучков, 2010 и др.].

Выделенные на Южном Урале ордовикские фациальные типы разрезов и магматические комплексы являются фрагментами палеоряда структур зоны перехода от континента Балтики к океану (рис. 2). Первичная последовательность этого палеоряда нарушена разного рода дислокациями и тектоническими перемещениями, что определяет условность предлагаемого варианта модели геодинамического развития палеозоид Южного Урала в ордовике.

К началу ордовика к окраине континента были аккретированы структуры венд-раннекембрийской островной дуги. В раннем кембрии на аккретированной окраине происходит рифтогенез с формированием медногорского вулканического комплекса.

По комплексу признаков для ордовикского этапа реконструируются две субдукционные системы: окраинно-континентальная и внутриокеаническая (рис. 3).

В конце позднего кембрия-раннем ордовике проявлению окраинно-континентальной субдукции предшествовал рифтогенез. Терригенный и вулканогенный с карбонатами типы разреза отражают развитие рифтогенного прогиба на окраине континента. В разрезе куагашской свиты рифтогенный вулканизм сменяется надсубдукционным с дифференцированной серией субщелочных вулканитов, которые имеют сходство с вулканитами тыловой части энсиалических дуг или фронтальной части смежных задуговых бассейнов (Японское море [Фролова, Бурикова, 1997]). Энсиалическая островная дуга развивалась до конца позднего ордовика. В тылу дуги рифтогенный прогиб наследуется прогибом, который заполняется туфами и туфогенно-осадочными породами за счет вулканической активности дуги (туфогенно-осадочный тип), а так же базальтами. Риолиты, их туфы и туфы андезитов принадлежат к породам переходной от толеитовой к известково-щелочной серии и по составу отвечают островодужным вулканитам. Кураганская свита представляет дистальные, а губерлинская и косистекская – проксимальные фации по отношению к островодужным центрам вулканизма среднего и кислого состава. Косистекская свита, в которой многие туфогенно-осадочные породы рассматриваются как турбидиты, формировалась на склоне и у подножья островной дуги. На уровне верхнего ордовика в кураганской свите в дистальных фациях намечается фациальный переход к батиальным комплексам континентального склона и подножья.

По структурным и вещественным признакам можно сделать вывод, что падение зоны субдукции было направлено в сторону континента. Составы базальтов в разрезе варьируют, демонстрируя гетерогенность источников расплавов от обогащенных до истощенных. Базальтоиды принадлежат в основном к недифференцированной или слабо дифференцированной толеитовой серии. Наиболее ранние (низы кураганской свиты) сравниваются с обогащенными базальтами СОХ. На лланвирнском уровне (в губерлинской свите) кроме обогащенных базальтов СОХ присутствуют базальты, типичные для океанических островов (или рифтов). На уровне верхнего лланвирна-карадока (р. Губерля) в составе базальтоидов имеются признаки надсубдукционной составляющей, а вулканиты сравниваются с базальтами островных дуг, задуговых бассейнов или нормальных базальтов СОХ. На верхнеордовикском уровне (Байгускарово, Кызымбадка) толеитовые базальты сходны с базальтами СОХ или с островодужными толеитами. Здесь же присутствуют базальты известково-щелочной серии, сопоставимые с островодужными базальтами. Базальты задугового прогиба не ассоциируют с офиолитами. К этой надсубдукционной системе относятся интрузии гранодиоритовой формации в Присакмаро-Вознесенской и Сакмарской зонах.

Эволюция бассейна с океанической корой фиксируется в разрезах офиолитов. С начальным, рифтогенным этапом раскрытия бассейна связаны офиолиты лерцолитового типа и, вероятно, нижние части разреза поляковской свиты. Со второй половины аренига и в позднем ордовике в бассейне обнаруживаются признаки существования внутриокеанической зоны субдукции (поляковская, акайская свиты, калканская толща). Кремнисто-вулканогенные и дайковые комплексы этого этапа представляют верхнекоровую часть разреза офиолитов гарцбургитового типа.

В поляковском кремнисто-вулканогенном комплексе среди вулканитов, кроме надсубдукционных, также присутствуют нормальные и обогащенные базальты СОХ и внутриплитные базальты. Внутриплитые и обогащенные базальты СОХ характерны для лланвирнского и позднеордовикского уровней. Дайковый комплекс, ассоциирующий с лланвирнским кремнисто-вулканогенным уровнем, представлен породами, отвечающими, в основном, ряду от пикритов до базальтов. В их составе проявлены признаки надсубдкционного и и мантийно-плюмового генезиса. Сочетание в структуре эффузивов и даек пород различных геохимических типов отражает сближение в системе тектонических покровов комплексов, образованных в разных геодинамических обстановках. Это сближение могло происходить в структуре ордовикской аккреционной призмы. Сочетание таких составов, возможно, обусловлено также субдукцией центра спрединга с проявлением плюмовой активности.

Баулусская свита, согласно залегающая на яманкасинской толще, фиксирует изменение геодинамической обстановки. В разрезе преобладают породы повышенной щелочности. Аналогичные породы известны в яратовской толще. Изменение вулканизма, вероятно, связано с отмиранием зоны субдукции.

На границе ордовика и силура во всех зонах происходит смена типа вулканизма. Для дергаишской свиты нижнего силура типично преобладание толеитовых базальтов типа обогащенных и нормальных базальтов СОХ. Это изменение отражает отсутствие влияния зоны субдукции, которая продолжает развиваться в Тагильской палеозоне.

Во второй половине раннего силура все зоны становятся авулканичными. Бассейн заполняется углеродисто-кремнистой толщей. Это время активного островодужного вулканизма в Тагильской зоне на Среднем и Северном Урале.

Возобновление субдукционной активности в палеозоидах Южного Урала фиксируется со второй половины силура и в раннем девоне формированием глубинных комплексов. В это время проявлен метаморфизм гранулит-амфиболитовых ассоциаций (428-409 млн. лет), происходит формирование комплекса высокобарических гранатовых мафитов и ультрамафитов миндякского типа (417-408 млн. лет), дунит-верлит-клинопироксенит-габброноритового восточно-хабарнинского комплекса (415-402 млн. лет) [Пушкарев и др., 2009; 2010]. В пражско-раннеэмсское время формируются чанчарчий комплекс с субщелочными и щелочными вулканитами и его плутонический комагмат – велиховский комплекс. Формирование силурийско-раннедевонских субщелочных плутонических и эффузивных комплексов предположительно отражает процесс подъема астеносферного вещества и тепла, обусловленный отрывом слэба. Эти комплексы сформированы в структурах, характеризующих внутриокеанические надсубдукционные обстановки предшествующего ордовикского этапа и служат субстратом для девонских надсубдукционных комплексов на стадии заложения Магнитогорской внутриокеанической дуги.

Важным для решения геодинамических задач является вопрос о соотношении ордовикских и девонских надсубдукционных комплексов. Часть ордовикских надсубдукционных комплексов (калканская толща, поляковская свита) находятся в системе тектонических покровов, которые стратиграфически с перемывом перекрываются нижнедевонской мансуровской толщей, находящейся в основании островодужного разреза внутриокеанической Магнитогорской зоны. На основе этих данных можно сделать вывод о том, что реликты отмершей ордовикской внутриокеанической надсубдукционной структуры в раннем девоне занимали внутриокеаническое положение.

Вероятно, мы имеем дело с нестационарным развитием одной внутриокеанической зоны субдукции в ордовике, силуре и девоне. Поступление мантийного тепла и надсубдукционное растяжение в эмсе обусловили формирование надсубдукционных офиолитов, в дайково-эффузивном комплексе которых присутствуют бониниты. Со второй половины раннего девона развивается Магнитогорская островная дуга, в фундаменте которой находятся раннедевонские офиолиты, ордовикские и силурийские комплексы бассейна с океанической корой. Ордовикские комплексы, сформированные над окраинно-континентальной зоной субдукции вместе с нижнесилурийскими базальтами составляют основание прогиба, в котором со второй половины раннего силура по ранний фамен включительно накапливаются кремнистые породы. Этот прогиб стал частью пассивной окраины Балтики.

Заключение

В результате проведенных исследований значительно дополнена геологическая характеристика ордовикских комплексов Южного Урала. Новые структурные, биостратиграфические, геохимические и изотопные данные позволили ответить на ряд дискуссионных вопросов геологии Южного Урала, а также предложить модель геодинамического развития региона в ордовике.