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

Специальность 25.00.01 – Общая и региональная геология

диссертации на соискание ученой степени

кандидата геолого-минералогических наук

Москва

Доктор геолого-минералогических наук,

член-корреспондент РАН

Дегтярев Кирилл Евгеньевич

(ГИН РАН, г. Москва, зав. лабораторией)

Доктор геолого-минералогических наук

(ГИН РАН, г. Москва, главный научный сотрудник)

член-корреспондент РАН

(Институт Геологии УНЦ РАН, г. Уфа, директор)

Защита состоится 15 ноября 2012 года в 14-30 на заседании диссертационного совета Д.002.215.01 при Федеральном государственном бюджетном учреждении науки Геологическом институте РАН по адресу: 119017 Москва, Пыжевский переулок, д. 7.

С диссертацией можно ознакомиться в Научной библиотеке ИГЕМ РАН (Старомонетный пер. д. 32)

Автореферат разослан 15 октября 2012 года

Ученый секретарь диссертационного совета, кандидат геол.-мин. наук

М.В. Лучицкая

Южный Урал - один из наиболее хорошо изученных, с геологической точки зрения, регионов России. На его примере был решен целый ряд фундаментальных проблем геологии складчатых поясов. Исследованию палеозойских комплексов Южного Урала посвящено огромное количество работ, в том числе современных основанных на применении новых методик и подходов. Несмотря на это, многие вопросы палеозойской эволюции южного сегмента Уральской складчатой системы до сих пор являются дискуссионными. Это определяется сложным геологическим строением и недостаточной обнаженностью палеозойских комплексов региона. Неоднозначность геодинамических интерпретаций свидетельствует о неполной характеристике выделяемых вещественных комплексов, их структурного положения, возраста и вещественного состава. Дискуссионными остаются вопросы геодинамической природы ордовикских вулканогенно-осадочных комплексов; проблема времени и обстановок формирования широко распространенных на Южном Урале офиолитовых ассоциаций; вопросы строения и генезиса метаморфических комплексов. Одним из наиболее важных вопросов является корреляция магматических событий с этапами осадконакопления в регионе.

Ордовикское время является одним из ключевых этапов эволюции Южного Урала. Это время начала формирования собственно уральских комплексов. Ордовикский интервал 489-444 млн. лет знаменуется формированием разнофациальных комплексов, и их изучение позволяет реконструировать сложный палеоструктурный ряд в зоне перехода океан-континент и проследить его эволюцию во времени.

Актуальность работы состоит в необходимости пересмотра представлений об эволюции южного сегмента Уральского складчатого пояса в ордовикское время с учетом, полученных новых оригинальных структурных, стратиграфических, петро-геохимических и изотопно-геохронологических данных.

Для достижения поставленной цели необходимо было решить следующие основные задачи:

1. Провести анализ структурного положения палеозойских комплексов и составить детальные геологические схемы опорных участков.

2. Определить возраст стратифицированных вулканогенно-осадочных комплексов на основе оригинальных находок фауны конодонтов.

3. Уточнить существующие стратиграфические схемы, провести расчленение и корреляцию ордовикских вулканогенно-осадочных толщ.

4. Выявить особенности вещественного состава магматических комплексов.

5. Определить абсолютный возраст магматических комплексов.

6. Составить обобщающие корреляционные схемы ордовикских стратифицированных и магматических комплексов.

7. Сделать обоснованные предположения о геодинамических обстановках формирования ордовикских структурно-вещественных комплексов.

Фактический материал и методика исследований.

В основу работы положены данные, полученные автором в ходе полевых исследований на Южном Урале в 1997-2011 г.г., в составе отряда ГИН РАН. При полевых исследованиях проводилось крупномасштабное геологическое картирование ряда опорных участков в полосе протяженностью порядка 700 км, на территории республики Башкортостан, Челябинской и Оренбургской областей, а так же Актюбинской области Казахстана. Лабораторная обработка материала включала петро-геохимические и геохронологические исследования.

Для проведения геохронологических исследований выделение зерен циркона проводилось в лаборатории минералогического и трекового анализа ГИН РАН под руководством А.В. Соловьева. U-Pb исследования цирконов проводились методом термо-ионизационной масс-спектрометрии (ID-TIMS) в лаборатории изотопной геологии ИГГД РАН (г. Санкт-Петербург) Е.Б. Сальниковой, Яковлевой С.З., Анисимовой И.В., Загорной Н.Ю. под руководством А.Б. Котова, а также на ионном микрозонде SHRIMP-II (Sensitive High Resolution Ion Micro Probe II) в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ им. А.П. Карпинского, операторы С.Л.Пресняков, А.Н. Ларионов и в Стэнфордском микро-аналитическом центре (The Stanford USGS Micro Analysis Center) на установке SHRIMP-RG (Sensitive High Resolution Ion Micro Probe - Reverse Geometry). Всего получено 10 определений изотопного возраста пород.

Петро-геохимические исследования магматических пород проводились различными методами. Концентрации главных элементов определялись для более чем 200 образцов рентгено-флюоресцентным методом в лаборатории химико-аналитических исследований ГИН РАН под руководством С.М. Ляпунова на последовательном спектрометре S4 Pioneer фирмы «Bruker» (Германия). Концентрации редкоземельных элементов (РЗЭ) и других элементов-примесей определены более чем для 100 образцов методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS) на приборе Perkin-Elmer® ELAN-DRC в лаборатории ИМГРЭ МПР РФ Д.З. Журавлевым, а также в Аналитическом сертификационном испытательном центре Института микроэлектроники и особо чистых материалов РАН (г. Черноголовка) под руководством В.К. Карандашева.

В полевых условиях автору удалось сделать более 120 сборов конодонтовой фауны из кремнистых пород. Определения конодонтов выполнены А.В. Аристовым и С.В. Дубининой (ГИН РАН). Выделение и изучение конодонтов из известняков проведено Т.Ю. Толмачевой (ВСЕГЕИ).

Научная новизна.

1. Для ряда ордовикских вулканогенно-осадочных толщ западной части Магнитогорской мегазоны и зоны краевых аллохтонов Южного Урала впервые описаны новые районы распространения, структурная позиция, уточнен возраст, дана характеристика вещественного состава.

2. В Сакмарской зоне установлено распространение позднеордовикских коровых частей офиолитовой ассоциации, формирование которых происходило в надсубдукционной обстановке.

3 Проведена корреляция ордовикских вулканогенно-осадочных и магматических комплексов, учитывающая новые данные.

4. На основе структурного положения, особенностей состава сделаны выводы о геодинамических обстановках формирования комплексов.

Защищаемые положения

1. 
   Кремнисто-вулканогенный тип разреза на севере Присакмаро-Вознесенской зоны по биостратиграфическим данным охватывает возрастной интервал от нижнего аренига по ашгилл включительно. Толщи, объединяемые в этот тип разреза, участвуют в строении системы тектонических покровов и формировались в разных геодинамических обстановках бассейна с корой океанического типа.
   
2. 
   Выявлены фрагменты позднеордовикского офиолитового разреза, включающего комплекс параллельных даек с жилами плагиогранитов и базальты с прослоями кремней, формирование которых происходило в надсубдукционном спрединговом центре.
   
3. 
   Ордовикский возраст туфогенно-осадочного типа разреза Сакмарской и Присакмаро-Вознесенской зон, включающего кураганскую, губерлинскую, косистекскую свиты, которые связаны фациальными переходами, доказан биостратиграфическими и геохронологическими методами. Формирование этого фациального типа ордовикских отложений происходило в задуговом бассейне и на тыловом склоне энсиалической дуги.
   
4. 
   Уточнен, как позднеордовикский возраст вулканогенного с колчеданными рудами типа разреза Сакмарской зоны, формирование которого происходило в надсубдуционной обстановке и отражает эволюцию внутриокеанической островной дуги и задугового бассейна.
   

Результаты работы могут быть использованы для разработки геодинамических моделей эволюции активных окраин палеоконтинетов, имевших сложное строение и длительную эволюцию. Изложенные в диссертации и публикациях автора результаты могут быть использованы при проведении разномасштабных геолого-съемочных и прогнозно-поисковых работ на различные виды полезных ископаемых. Полученные данные о возрасте стратифицированных толщ должны быть учтены при составлении новых региональных стратиграфических схем.

Диссертация состоит из введения, шести глав и заключения, объемом 236 страниц содержит 75 рисунков. Список литературы включает 374 наименования.

Материалы для написания диссертации были получены в период работы автора в лаборатории геодинамики позднего докембрия и фанерозоя ГИН РАН, под руководством д.г.-м.н. К. Е. Дегтярева, которому автор выражает глубокую признательность за всестороннюю поддержку исследований на всех этапах их проведения. Автор благодарит В.И. Борисенка и Ю.Г. Леонова за инициализацию работ на Южном Урале. В совместных с автором полевых работах на Южном Урале и в решении разнообрзных проблем в разные годы принимали участие А.А. Белова, Д.В Борисенок., Л.И. Демина, Е.А. Калинина, И.А Кошелева, Н.Б. Кузнецов, Е.А. Матвеева, Е.В. Пушкарев, А.А. Разумовский, А.А. Соболева, Э.М. Спиридонов, А.В. Тевелев, А.А. Третьяков, которым автор выражает глубокую благодарность за интересную совместную работу и обсуждение вопросов геологии Южного Урала. Проведение биостратиграфических исследований по изучению конодонтов проводились С.В. Дубининой, Т.Ю. Толмачевой, Л.А. Курковской, В.А. Аристовым, которым автор искренне признателен. Автор благодарен всем коллегам, проводившим геохронологические, петро-геохимические и изотопные исследования. Хочется выразить благодарность коллегам из Лаборатории геодинамики позднего докембрия и фанерозоя и других лабораторий Геологического института РАН: Г.Н. Савельевой, М.В. Лучицкой, К.Е. Дегтяреву, Н.Б. Кузнецову, А.А. Третьякову, А.Б. Кузьмичеву, С.В. Руженцеву, С.Г. Самыгину, А.А. Щипанскому, С.А. Паланджяну, А.В. Скобленко за полезные консультации при проведении исследований и написании работы. Автор искренне признателен Э.М. Спиридонову за многочисленные бесценные консультации и поддержку.

Благодарю А.М. Косарева, В.А. Маслова, О.В. Артюшкову за интерес к проводимым работам, обсуждение разных проблем геологии Урала, консультации, научные экскурсии и ценные советы.

Я благодарен В.Ф. Коробкову за ознакомление с разрезами на территории Актюбинской области Казахстана.

Автор благодарен А.В. Позднякову, принимавшему активное участие в организации и проведении полевых работ в 1997-2007 г.г.
СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Глава 1. Тектоническая зональность палеозоид Южного Урала и распространение ордовикских комплексов

Тектонической зональности Южного Урала в последние годы посвящен ряд работ [Пучков, 2000; 2010; Глубинное…, 2001; Дегтярев, Руженцев, 2004 и др.], в которых выделяются два основных элемента – палеоконтинентальный западный и палеоокеанический – восточный секторы. Это деление довольно условное, так как Урал в целом представляет собой результат тектонического сближения палеоконтинентальных, палеоокеанических и палеоостроводужных комплексов. По геологическим данным, подтвержденным геофизическими методами (работы по профилю УРСЕС-95), в широтном сечении палеозоиды Южного Урала имеют бивергентное строение, обусловленное симметричной, относительно осевой части (Магнитогорская мегазона), вергентностью структур, а также симметричным распространением слагающих их палеозойских комплексов. В покровно-складчатом сооружении Южного Урала выделяется шесть меридиональных мегазон. С запада на восток: Предуральский краевой прогиб, Западно-Уральская, Центрально-Уральская, Магнитогорская, Восточно-Уральская и Зауральская мегазоны [Пучков, 2000; 2010]. В главе дано описание геологического строения всех крупных структурных единиц Южного Урала. Наиболее детально описаны зоны, в пределах которых проводились исследования (рис.1). Зилаиро-Сакмаро-Кракинская зона краевых аллохтонов, представляет собой крупное аллохтонное тело, надвинутое в позднем палеозое с востока на комплексы Восточно-Европейской платформы (ВЕП), и занимает восточную часть Западно-Уральской мегазоны. Сакмарский и Кракинский аллохтоны образованы серией тектонических пластин, в которых совмещены кембрийские, ордовикские, силурийские и девонские комплексы. Присакмаро-Вознесенская, Западно-Магнитогорская зоны слагают западное крыло Магнитогорской мегазоны (синформы). Присакмаро-Вознесенская зона часто отождествляется с зоной Главного уральского разлома (ГУР) и считается сутурой. В ее строении большую роль играют офиолиты, серпентинитовые меланжи и тектонизированные олистостромы, содержащие фрагменты палеозойских осадочных, магматических и метаморфических комплексов. Их аналоги распространены в Сакмарском и Кракинском аллохтонах, для которых зона ГУР является корневой. Актау-Таналыкская и Западно-Магнитогорская зоны образованы преимущественно девонскими вулканогенно-осадочными и плутоническими островодужными комплексами, отличительной чертой которых является относительно слабая тектоническая нарушенность.

Данные о строении и особенностях состава вендских и кембрийских комплексов, которые стратиграфически подстилают ордовикские отложения некоторых фациальных типов, имеют важное значение для реконструкции геодинамических обстановок ордовика.

Нижнекембрийские базальты известны также в Зауральской мегазоне [Мамаев, 1965], где находятся в разрезе вместе археоциатовыми известняками и терригенными породами.

Рис. 1. Схема распространения основных структур и комплексов в западной части Южного Урала (составлено с использованием опубликованных карт масштаба 1:500000 и 1:1000000) [Рязанцев и др., 2012] 1 – флиш, молассы и карбонатные отложения (C1–P2); 2 – каменноугольные карбонатные и терригенно-карбонатные отложения (C1–3); 3 – граувакки (D3fm); 4 – вулканогенные и вулканогенно-осадочные островодужные толщи (D1–D3) и рифтогенные вулканиты (С1); 5 – вулканиты и ассоциирующие комплексы параллельных даек (D1-2); 6 – кварцито-сланцы суванякского комплекса (PZ, частично pЄ); 7 – эклогит-глаукофансланцевый максютовский комплекс; 8 –докембрийские комплексы фудамента и ордовикско-среднедевонские терригенно-карбонатные чехлы пассивной континентальной окраины; 9 – комплексы докембрийского фундамента, терригенно-карбонатных чехлов и аллохтонов Восточно-Уральской мегазоны; 10 - вулканогенные и вулканогенно-осадочные комплексы (V); 11 – осадочные, туфогенные и вулканогенные толщи (O, S, D); 12 – мафит-ультрамафитовые комплексы и серпентинитовый меланж; 13 – гранитоиды (Pz2–3); 14 – тектонические границы. Римскими цифрами в кружках обозначены: I – Предуральский краевой прогиб; II – Центрально-Уральская мегазона: Башкирский антиклинорий (IIа), зона Уралтау (IIб), Эбетинская антиформа (IIв); III – Зилаирский синклинорий, Кракинскиий аллохтон (IIIа), Сакмарский аллохтон (IIIб);

IV – Магнитогорская мегазона и ее зоны: Присакмаро-Вознесенская (IVa), Актау-Таналыкская (IVб), Западно-Мугоджарская (IVв), Западно-Магнитогорская (IVг), Восточно-Магнитогорская (IVд); V – Восточно-Уральская мегазона. Цифрами в треугольниках обозначены районы и участки исследований: 1 – Поляковка, 2 – Яльчигулово, 3 – Калканово, 4 – Буйды, 5 – Бурангулово, 6 – Утяганово-Ишкильдино, 7 – Чингизово-Яратово, 8 – Байгускарово, 9 – Медногорск-Кувандык, 10 - Караколь-Михайлово, 11 - Кызымбадка, 12 - Губерля, 13 - Мазово, 14 - Торангул, 15 - Куагаш, 16 - Косистек, 17 - Никольское Офиолитовые массивы: Н - Нуралинский, М - Миндякский, Х - Хабарнинский, К – Кемпирсайский

В этой главе дается характеристика структурного положения, строения разрезов, возраста и особенностей состава стратифицированных комплексов ордовика. Построение главы отражает реконструируемый ряд палеоструктур зоны перехода от континента к океану. В каждом разделе дается описание фациального типа разреза, характеризующего эволюцию определенной палеоструктуры. Ордовикские разнофациальные комплексы, как правило, сближены в системах интенсивно дислоцированных тектонических покровов, в которых принимают участие так же кембрийские и среднепалеозойские комплексы, меланжи и офиолиты.

В зоне Уралтау аналоги сухолядской толщи входят в состав суванякского комплекса. На юге зоны в разрезе преобладают метаморфизованные аркозы и граувакки, расслоенные углеродисто-кремнистыми сланцами с хитинозоа аренигского и ордовикско-силурийского возраста (Иванов Н.А. и др., 1995). На севере Присакмаро-Вознесенской зоны верхнеордовикские кремнисто-терригенные отложения слагают мелкие тектонические линзы в серпентинитовом меланже. Отложения этого фациального типа в ордовике формировались на склоне и у подножья континентального (пассивного) склона задугового прогиба.

Этот тип разреза рассматривается многими исследователями, как рифтогенный [Хворова и др., 1978; Пучков, 2010 и др.].

Вулканиты принадлежат разным геохимическим типам. В 1-группе вулканиты принадлежат умеренно-дифференцированной толеитовой трахибазальт-трахиандезитовой умеренно щелочной серии с калий-натриевым типом щелочности. Спектры распределения РЗЭ фракционированы с обогащением ЛРЗЭ ((La/Yb)_n=14-18,5). Мультиэлементные спектры демонстрируют обогащение крупноионными литофильными элементами. На верификационных диаграммах точки составов попадают в поля рифтогенных вулканитов. Во 2-й группе толеитовые субщелочные базальты и андезибазальты имеют слабофракционированные спектры распределения РЗЭ ((La/Yb)_n=2,64-3,61), и точки их составов попадают в поля островодужных базальтов и нормальных базальтов СОХ. Наиболее распространенная 3–я группа включает трахиандезиты, дациты и риолиты известково-щелочной серии, которые в разной степени обогащены или обеднены РЗЭ ((La/Yb)_n=0,76-1,17; 8,3). Мультиэлементные спектры демонстрируют обогащение крупноионными литофильными элементами и имеют минимумы по Ta, Nb, Sr, Ti. На верификационных диаграммах точки составов попадают в поля островодужных пород.

Вулканогенный с карбонатами фациальный тип отражает продолжение развития рифтогенного прогиба и начальную стадию развития энсиалической островной вулканической дуги (тыловой ее части) в раннем ордовике. В среднем-позднем ордовике вулканический ареал вероятно, мигрировал в сторону фронтальной части дуги.

Этот тип, по-видимому, характеризует склон и подножье зарождающегося вулканического поднятия островной дуги с переходом к аккреционной призме.

На уровне среднего ордовика распространена фация, представленная зеленовато-серыми и табачного цвета аргиллитами и алевролитами (дубоводольская толща [Маслов и др., 1993]). На севере Сакмарской зоны верхняя часть разреза свиты замещается толщей (70-240 м) кварцевых песчаников и глинистых сланцев [Маслов, 1967].

Базальты свиты принадлежат толеитовой серии с TiO₂=1,7-2,3%, K₂O=0,13-0,23%, Al₂O₃=12,8-15,9%, MgO=5,9-6,5%, #Mg=44-49. Спектры распределения РЗЭ базальтов слабо фракционированы с обеднением ЛРЗЭ ((La/Yb)_n=0,5-0,6). Мультиэлементные спектры демонстрируют обогащение высокозарядными элементами с незначительным Nb-Ta минимумом. На верификационных диаграммах точки составов попадают в поля нормальных базальтов СОХ. В тефроидах верхней толщи присутствует тефра кислого (преобладает) и среднего состава.

Губерлинская свита (О_2-3) является фациально изменчивой толщей, в разрезе которой преобладают туфогенные песчаники, алевролиты, базальты, риолиты, дациты и их туфы, туфы смешанного состава. В стратотипическом районе на р. Губерля свита с тектоническим контактом залегает на нижнеордовикских толщах терригенного типа и согласно перекрывается базальтами дергаишской свиты (S₁). Интенсивные дислокации привели к тектоническому перемешиванию комплексов нижнего и среднего палеозоя, что вместе с отсутствием находок ордовикских органических остатков ранее приводило к неоднозначному пониманию объема, состава свиты и ее возраста. К настоящему времени разрез стратотипической местности в 5-ти точках на разных уровнях охарактеризован ордовикскими конодонтами. Губерлинская свита расчленяется на три толщи. В нижней толще (более 100 м) преобладают базальты с горизонтами и линзами красных яшм с конодонтами раннего лланвирна. В средней толще (более 500 м) линзовидно чередуются туффиты светло-фисташкового, реже красного цвета, с отдельными прослоями литокристаллокластических туфов кварцевых риолитов и базальтов. В туффитах собраны конодонты самых верхов лланвирна. По строению разреза, составу и возрасту эта толща сходна со средней толщей кураганской свиты. В верхней толще преобладают подушечные базальты, риолиты, их туфы, туффиты с яшмами, содержащими конодонты позднего лланвирна–раннего карадока. Северо-западнее стратотипического района (в районе балки Кызымбадка) в пачке базальтов (менее 100 м) в линзах кремней собраны карадок-ашгиллские конодонты [Кориневский, 1989; Рязанцев и др., 2008].

По стратиграфическому положению, составу пород к толще, развитой в районе балки Кызымбадка, близка толща базальтов в районе дер. Байгускарово (юг Присакмаро-Вознесенской зоны), в которой известны находки карадок-ашгиллских конодонтов [Маслов, Артюшкова, 1998; Борисенок, Рязанцев, 2005].

Таким образом, на основании оригинальных находок конодонтов и положению в разрезе объем видимой части губерлинской свиты охватывает интервал от раннего лланвирна по ашгилл включтельно.

На севере Присакмаро-Вознесенской зоны в качестве аналога губерлинской свиты автором выделена яльчигуловская толща, породы которой слагают узкие тектонические линзы в полосе серпентинитового меланжа к востоку от массива Нурали. В разрезе толщи присутствуют вариолитовые базальты с линзами кремней, яшм, туффитов, туфов смешанного состава. В кремнях собраны конодонты позднего лланвирна и раннего карадока. Красные туффиты содержат ордовикские беззамковые брахиоподы. В этой же полосе меланжа присутствуют тектонические линзы базальтов дергаишской свиты (S₁) и углеродистых кремней сакмарской свиты (S₁-D₁l).

Базальтоиды на р. Губерля принадлежат 2-м группам. Базальты 1-й группы распространены в нижней и средней толщах и принадлежат слабо дифференцированной толеитовой серии с TiO₂=1,6-2,2%, Al₂O₃=14-16%, MgO=6,4-7,5%, K₂O=0,1-0,4%, до 1,03%. Спектры распределения РЗЭ базальтов слабо фракционированы с обогащением ЛРЗЭ ((La/Yb)n=4-5,7). Мультиэлементные спектры демонстрируют обогащение Th, U, Nb, Ta. На верификационных диаграммах точки составов попадают в поля обогащенных базальтов СОХ и базальтов океанических островов (рифтов). Вулканиты 2-й группы установлены на уровне верхнего лланвирна-карадока и принадлежат к слабо дифференцированной базальт-трахиандезибазальтовой толеитовой серии с TiO₂=0,9-1,6%, Al₂O₃=15-16%, до 18%, MgO=5,2-8,7%, K₂O=0,15-1,68. Спектры распределения РЗЭ базальтоидов нефракционированы с небольшим обеднением ЛРЗЭ ((La/Yb)n=0,5-1,7). Мультиэлементные спектры демонстрируют обогащение крупноионными литофильными элементами, небольшие минимумы по Th, Nb, Ta. На верификационных диаграммах точки составов попадают в поля островодужных вулканитов, базальтов задуговых бассейнов, нормальных базальтов СОХ.

Риолиты, их туфы и туфы андезитов принадлежат к породам переходной от толеитовой к известково-щелочной серии с К₂O=0,1-1,55%, Al₂O₃=9,3-11-9%. Спектры распределения РЗЭ риолитов и туфов андезитов нефракционированы с небольшим обеднением ЛРЗЭ ((La/Yb)n=1,2-1,5). Мультиэлементные спектры демонстрируют обогащение крупноионными литофильными элементами и четко проявленный Ta-Nb минимум. На верификационных диаграммах точки составов попадают в поля островодужных вулканитов.

Верхнеордовикские базальты в районе балки Кызымбадки по геохимическим признакам разделяются на 2 группы. Толеитовые базальты 1-й группы имеют TiO₂=1,6-2,2%, K₂O=0,4-1%, Al₂O₃=14-15,2%, MgO=6,4-7,5%. Они имеют нефракционированые спектры распределения РЗЭ ((La/Yb)n~1,2). Мультиэлементные спектры демонстрируют обогащение крупноионными литофильными элементами. На верификационных диаграммах точки составов попадают в поля нормальных базальтов СОХ. Базальты 2-й группы принадлежат известково-щелочной серии, имеют TiO₂=0,8-1,3%, K₂O=1,7-2,8%, Al₂O₃=14,4-17,5%, MgO=5,2-6,6%. Спектры распределения РЗЭ базальтов фракционированы с небольшим обогащением ЛРЗЭ ((La/Yb)n=4,9-7). Мультиэлементные спектры демонстрируют обогащение крупноионными литофильными элементами с небольшими минимумами по Zr, Ti, Nb. На верификационных диаграммах точки составов попадают в поля островодужных вулканитов.

Толеитовые базальты и андезибазальты района Байгускарово имеют TiO₂=1,0-2,1%, K₂O=0,1-1,0%, Al₂O₃=10,1-14,7%, MgO=3,1-8,1%. Породы имеют нефракционированые спектры распределения РЗЭ ((La/Yb)n=0,9-1,0). Мультиэлементные спектры в более низкотитанистых разностях демонстрируют небольшие минимумы по Zr, Ti, Ta, Nb. На верификационных диаграммах точки составов попадают в поля базальтов задуговых бассейнов или располагаются на границе полей островодужных базальтов и базальтов СОХ; низкотитанистые разности относятся к островодужным вулканитам.

Вулканиты яльчигуловской толщи (О_2-3) представлены базальтами, андезибазальтами толеитовой и трахиандезибазальтами известково-щелочной серий. Трахиандезибазальты имеют TiO₂=0,72%, Al₂O3=14,9%, MgO=5,6%, K₂O=1,6. Породы характеризуются слабофракционированными спектрами распределения РЗЭ за счет ЛРЗЭ ((La/Yb)n=5,6). Такое распределение РЗЭ свойственно обогащенным базальтам СОХ. Мультиэлементные спектры демонстрируют минимумы по Ta, Nb, Zr. На верификационных диаграммах точки составов попадают в поля островодужных базальтов.

Косистекская свита (O_1-3) представлена переслаивающимися туфами, тефроидами, туфогенно-осадочными породами, туфогенными микститами кислого и среднего состава, имеющими характерны бирюзовые и бордовые окраски [Формации…, 1978]. Соотношения косистекской свиты с постилающими и перекрывающим комплексами в большинстве случаев затушеваны интенсивными тектоническими дислокациями и могут быть установлены только на небольших участках в разных частях Сакмарской зоны. В разрезах по рекам Куагаш и Торангул выявлено залегание пород косистекской свиты на вулканитах куагашской свиты (O₁t₂-O₁a₁), а на севере Утягуловской синформы установлено перекрытие базальтами дергаишской свиты (S₁). Предшественниками отмечалась фациальная близость косистекской и губерлинской свит. В стратотипическом районе на р. Косистек свита слагает ядро антиформы, крылья которой образованы тектоническим покровом углеродисто-кремнистых сланцев и кремней (S₁-D₁l и D_1-2). На юге района среди туфов и тефроидов обнажается тектонический блок карбонатных пород с макрофауной и конодонтами караколь-михайловского горизонта (O₂a₂-O₂l) [Иванов, 1987]. На правобережье р. Урал, в междуречье рек Медес и Косагаш в разрезе, относящемся к косистекской свите [Абдулин и др., 1977] отмечаются находки ордовикских конодонтов [Иванов, Пучков, 1984; Иванов, 1987]. На севере Утягуловской синформы в толще бирюзовых туффитов, сопоставляемых с разрезом косистекской свиты стратотипической местности, из прослоя яшм собраны конодонты раннего лланвирна [Рязанцев и др., 2008].

Для установления возраста свиты на р. Косистек были проведены U-Pb (SHRIMPII, ЦИИ ВСЕГЕИ) геохронологические исследования цирконов, выделенных из туфов кислого состава. Для цирконов из пробы, отобранной на северном крыле антиформы в 100 м структурно ниже толщи кремней с нижнедевонскими конодонтами [Иванов, 1987], была получена оценка возраста их кристаллизации, равная 474±5 млн. лет. Для цирконов из пробы, отобранной вблизи южного крыла антиформы в 50 м ниже перекрывающего серпентинитового меланжа и полимиктового олистострома, оценка возраста кристаллизации цирконов составила 471±7 млн. лет.

U-Pb оценка возраста (443±7 млн. лет) также получена для цирконов из туфов косистекской свиты, развитых на южном крыле Блявинской синформы к югу от Медногорска.

Таким образом, приведенные биостратиграфические и геохронологические данные позволяют считать, что возрастной диапазон коситекской свиты охватывает интервал О₁a₁-O₃aš.

Туфы косистекской свиты принадлежат известково-щелочной дифференцированной андезит-дацит-риолитовой серии с K₂O=0,2-1%, до 1,6-4,5%, TiO₂=0,1-0,7%, Al₂O₃=9,5-13,8%, MgO=0,1-2,8%. Туфы имеют слабофракционированные спектры распределения РЗЭ за счет ЛРЗЭ ((La/Yb)_n=2-2,2), с небольшим Eu минимумом. Мультиэлементные спектры демонстрируют обогащение крупноионными литофильными элементами и имеют ярко выраженные минимумы по Rb, Ta, Nb, Ti и, иногда, Sr. На верификационных диаграммах точки составов попадают в поля островодужных вулканитов. Распределение рассеянных элементов на графиках аналогично таковому для пород кислого и среднего состава губерлинской свиты на р. Губерля.

По структурному, стратиграфическому положению, особенностям строения разрезов, составу пирокластических пород и базальтоидов, можно предполагать, что формирование туфогенно-осадочного типа разреза могло происходить в задуговом прогибе, примыкающем к пассивной окраине Балтики, и в тыловой части вулканической дуги. При этом кураганская свита может быть отнесена к дистальному, а губерлинская и косистекская свиты – к проксимальному разрезу по отношению к центрам вулканизма среднего и кислого состава (островной дуги).

В нижней части разрез представлен яманкасинской толщей (О₃) (название предложено автором, вместо использовавшихся ранее блявинской и утягуловской свит), а в верхней –баулусской (О₃) свитой.

Вулканиты яманкасинской толщи принадлежат дифференцированной от базальтов до риолитов известково-щелочной серии. В породах основного и среднего состава содержания TiO₂=0,3-0,9%, Al₂O₃=11,1-17,1%, MgO=4,5-11,3; K₂O=0,1-0,4, до 1,0%. Породы деплетированы в отношении редких земель и их содержания меньше, чем в нормальных базальтах СОХ, (La/Yb)_n=1,2-2,1. Мультиэлементные спектры демонстрируют минимумы по Nb, Ta, Sr. На верификационных диаграммах точки составов попадают в поля островодужных вулканитов.

Базальты, трахиандезибазальты и трахиандезиты баулусской свиты принадлежат толеитовой серии (по отношению TiO₂-FeO*/MgO), а на диаграмме AFM – к известково-щелочной серии. Отдельные пробы по содержанию K₂O соответствуют шошонитам. Типичные содержания составляют: TiO₂=1,5-2,3%, Al₂O₃=12,2-16,1%, MgO=4,0-8,5; K₂O=0,3-3,9%. Спектры распределения РЗЭ базальтов фракционированы за счет обогащения ЛРЗЭ ((La/Yb)_n=7,3-9,1) и сходны с таковыми базальтов океанических островов. Мультиэлементные спектры демонстрируют обогащение по всему спектру на уровне базальтов океанических островов, отличаясь небольшими минимумами по Nb, Ta, Sr. На верификационных диаграммах точки составов попадают на край поля островодужных вулканитов, на границе с базальтами океанических островов и обогащенных базальтов СОХ, или в поле внутриплитных базальтов.

Яратовская толща (О₃)(60 м) выделена автором в центральной части Присакмаро-Вознесенской зоны на широте г. Баймака. Основание разреза не обнажено, структурно выше залегает тектонический покров с нижнедевонским кремнисто-базальтовым комплексом. В разрезе толщи выше базальтов, их туфов и туффитов чередуются туфы и туффиты кислого состава, кремни и яшмы. В кремнях в 3-х точках собраны конодонты карадока-ашгилла.

Вулканиты толщи принадлежат дифференцированной базальт-андезит-риодацитовой известково-щелочной серии. Отдельные составы соответствуют шошонитам. Для основных и средних пород типичны TiO₂=0,59-0,89%, Al₂O₃=15-18,6%, MgO=3,2-8,5%, K₂O=0,2-4,6. Спектры распределения РЗЭ пород нефракционированы ((La/Yb)_n=1). Мультиэлементные спектры имеют максимумы по K, U, и минимумы по Ta и Zr. На верификационных диаграммах точки составов попадают в поля островодужных пород.

Комплексы данного типа формировались в надсубдукционной обстановке и отражают эволюцию островной дуги и задугового прогиба.

Кремнисто-вулканогенный тип разреза распространен на севере Присакмаро-Вознесенской и Западно-Магнитогорской зон, а также в Сакмарской зоне. К этому типу отнесены поляковская и акайская свиты, калканская толща, в строении которых преобладают подушечные базальты, расслоенные кремнями и яшмами. В меньшем объеме присутствуют вулканиты среднего и кислого состава. Толщи этого типа ассоциируют с офиолитами.

Поляковская свита (О_1-3), выделяется на севере Присакмаро-Вознесенской и Западно-Магнитогорской зон. Она слагает систему смятых в складки тектоничесих покровов вместе с меланжированными офиолитами. Свита согласно (?) перекрывается базальтами дергаишской свиты (S₁) и с размывом – нижне-среднедевонскими вулканогенно-осадочными островодужными толщами. После первых находок конодонтов [Иванов и др., 1989] и последующих исследований [Маслов, Артюшкова, 2000], возраст свиты оценивается как среднеордовикский [Пучков, 2010]. В стратотипическом районе дер. Поляковки по данным автора кремни на разных уровнях содержат конодонты всех отделов ордовика: нижнего-верхнего аренига, лланвирна, карадока-ашгилла [Борисенок и др., 1998; Рязанцев и др., 1999, 2008; Dubinina, Ryazantsev, 2008].

Калканская толща (O₃k-aš) (название предложено автором) распространена южнее, поляковской свиты в районе дер. Мансурово и Калканово, а также севернее дер. Буйды. Эффузивы калканской толщи отличаются по составу от вулканитов поляковской свиты [Знаменский, 1994; Чаплыгина и др., 2002; Чаплыгина, 2003]. На нескольких участках в кремнях собраны конодонты карадока-ашгилла. Толща несогласно перекрывается туфогенно-осадочной мансуровской толщей (D₁e).

На юге Сакмарской зоны к рассматриваемому типу отнесена акайская свита (О₂a₂-l) (~1000 м), сложенная афировыми подушечныеми базальтами с линзами силицитов, в которых известны находки конодонтов среднего ордовика [Иванов, 1998; Иванов, Пучков, 1984].

Вулканиты поляковской свиты представлены базальтами, андезибазальтами, трахибазальтами, трахиандезибазальтами. В меньшем объеме распространены пикриты, трахиандезиты, трахидациты, дациты. По составу выделены две группы вулканитов.

1-я группа распространена на аренигском, лланвирнском и, частично, на верхнеордовикском уровнях. В ней преобладают базальты, андезибазальты толеитовой серии, частично трахибазальты. Для них типичны TiO₂=1,4-1,8, редко 0,8, 2,4%. Al₂O₃=11,9-13,9%, K₂O=1,6-2,6% на аренигском уровне, и 0.3-1,8% на лланвирнском. MgO=5,7-8,6%. Спектры распределения РЗЭ базальтов, андезибазальтов нефракционированы с небольшим обеднением ЛРЗЭ ((La/Yb)n=0,6-0,9). На мультиэлементных графиках отмечаются минимумы по Ta, Nb. В основном графики сходны с таковыми обогащенных базальтов СОХ. На верификационных диаграммах точки попадают в поля островодужных вулканитов (преимущественно лланвирнский, частично аренигский уровни), или, в основном, нормальных базальтов СОХ, а также в поле внутриплитных базальтов и островных дуг.

2-я группа распространена на всех уровнях вместе с 1-й группой, а на верхнеордовикском уровне преобладает. В этой группе распространены субщелочные породы дифференцированной серии от трахибазальтов до трахидацитов, преобладают породы основного состава. Отмечаются пикриты. Составы пород по сумме щелочей и кремнезему соответствуют гавайитам, муджиеритам, бенмореитам и трахитам.

Для пород основного-среднего состава типичны TiO₂=1,4-3,3%, Al₂O₃=12,2-19,2%, K₂O=0,1-4,6%, MgO=2,1-8,6%. Спектры распределения РЗЭ характеризуются разной степенью обогащенности ЛРЗЭ ((La/Yb)_n=2,5-11,5) и соответствуют таковым базальтов океанических островов и обогащенных базальтов СОХ. Спектры распределения РЗЭ трахитов более фракционировны за счет ЛРЗЭ ((La/Yb)_n=15,3). Мультиэлементные спектры трахитов и трахиандезибазальтов демонстрируют обогащение крупноионными литофильными элементами (Rb, Ba), а так же Nb, Ta, Zr. На верификационных диаграммах точки составов пород 2-й группы попадают в поле вулканитов океанических островов, или внутриплитных базальтов.

Вулканиты калканской толщи обладают переходными характеристиками вулканитов толеитовой и известково-щелочной базальт-андезитовых дифференцированных серий. Меньше распространены трахибазальты. Содержания главных оксидов: TiO₂=0,05-0,4%, до 0,7%, Al₂O₃=13-19%, MgO=4,4-8,4%. K₂O=0,03-1,8%, #Mg=41-80. Спектры распределения РЗЭ базальтов и трахибазальтов нефракционированы с обеднением ЛРЗЭ (La/Yb)_n=0,5-0,7. Мультиэлементные спектры имеют максимумы по K, U, Sr и минимумы по Zr,Ta и Nb. На верификационных диаграммах точки составов попадают в поля островодужных пород, в том числе бонинитов. Сходный состав имеют базальтоиды в районе дер. Буйды на востоке Западно-Магнитогорской зоны.

Породы акайской свиты представлены 2-мя геохимическими группами. К 1-й группе принадлежат базальты и андезиты известково-щелочной, или переходной от толеитовой к известково-щелочной серии с TiO₂=0,5-0,9%, Al₂O₃ =14,4-17,5%, MgO=4,7-5,9%, K₂O=0,1-1,1%, #Mg=40-55. Спектры распределения РЗЭ демонстрируют деплетированность РЗЭ по всему спектру, кроме одного, близкого к таковым обогащенных базальтов СОХ ((La/Yb)_n=1,4-1,9). Мультиэлементные спектры демонстрируют обогащение крупноионными литофильными элементами и имеют минимумы по Zr, Ti, Nb. На верификационных диаграммах точки составов базальтов и андезитов попадают в поля островодужных вулканитов.

Базальты 2-й группы принадлежат толеитовой серии. Для них характерны TiO₂=1,3-2,2%, Al₂O₃=12,9-14,5%, MgO=2,8-7,0%, K₂O=0,2-0,3%, #Mg=32-55. Спектры распределения РЗЭ нефракционированы с небольшим обеднением ЛРЗЭ ((La/Yb)_n=0,7) и сходны с таковыми нормальных базальтов СОХ. Мультиэлементные спектры демонстрируют обогащение крупноионными литофильными элементами (Cs, Rb, Ba) и имеют небольшие минимумы по Th, Nb. На верификационных диаграммах точки составов попадают в поля нормальных базальтов СОХ и задуговых бассейнов.

Вулканогенные породы кремнисто-вулканогенного типа очень неоднородны по составу, принадлежат различным геохимическим типам и отражают разные геодинамические обстановки.

Вулканиты акайской свиты и калканской толщи, судя по составу, сформированы в надсубдукционной обстановке. Калканская толща тесно связана с офиолитами, дайковый комплекс которых, имеет с вулканитами аналогичный состав. Эти комплексы отражают формирование коры океанического типа в обстановке надсубдукционного растяжения.

Данные об особенностях состава вулканитов поляковской свиты нельзя считать полными. В разрезе сочетаются породы, составы которых близки нормальным и обогащенным базальтам СОХ, островодужным вулканитам, внутриплитным базальтам. Здесь распространены также субщелочные породы дифференцированной серии от трахибазальтов до трахидацитов, преобладают породы основного состава, отмечаются пикриты. Таким образом, в эффузивных породах и породах дайкового комплекса сочетаются признаки формирования в надсубдукционной обстановке при существенном вкладе мантийно-плюмовой составляющей. Эти данные могут рассматриваться, с одной стороны, как результат тектонического совмещения фрагментов океанической коры, сформированных в различных геодинамических обстановках. А с другой стороны возможно, это результат субдукции центра спрединга.