Палеозойский вулканизм и геодинамика Тагильской мегазоны Урала

Каретин, Юрий Сергеевич

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Палеозойский вулканизм и геодинамика Тагильской мегазоны Урала
ВАК РФ 25.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Палеозойский вулканизм и геодинамика Тагильской мегазоны Урала"

На правах рукописи

КАРЕТИН Юрий Сергеевич

ПАЛЕОЗОЙСКИЙ ВУЛКАНИЗМ И ГЕОДИНАМИКА ТАГИЛЬСКОЙ МЕГАЗОНЫ УРАЛА

Специальность 25. 00. 01 - общая и региональная геология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Екатеринбург - 2004

Работа выполнена в Институте геологии и геохимии

им. акад. А.Н. Заварицкого Уральского отделения РАН

Официальные оппоненты:

Доктор геолого-минералогических наук Белгородский

Евгений Александрович Доктор геолого-минералогических наук Мизенс

Гунар Андреевич

Доктор геолого-минералогических наук проф. Попов

Виктор Сергеевич

Ведущая организация: ВСЕГЕИ - Всероссийский научно-исследовательский геологический институт Министерства природных ресурсов Российской Федерации

Защита состоится 22 декабря 2004 г. в 14 часов на заседании специализированного совета Д 004.021.03 при Институте геологии и геохимии им. академика А.Н. Заварицкого Уральского отделения РАН по адресу 620151 Екатеринбург, Почтовый пер., 7. факс [343] 3715252 e-mail: root@igg.e-burg.su)

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института геологии и геохимии им. акад. А.Н. Заварицкого

Отзывы в 2-х экземплярах, заверенных печатью учреждения, просим направлять в адрес ученого секретаря специализированного Совета

Автореферат диссертации разослан

_ноября 2004 г.

Ученый секретарь специализированного Совета

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность проблемы определяется дискуссионностью существующих представлений о строении и закономерностях формирования подвижных поясов континентов, особенностей проявлений в них офиоли-тообразования, вулканизма и всего геодинамического цикла. Со слагающими их образованиями связаны крупные месторождения медных, железных руд, хромитов, золота и других металлов. Важно поэтому получение полной объективной информации по геологии, геохимии, эволюции их вулканизма - важнейшего индикатора глубинных процессов, геодинамики формирования таких эталонных объектов, как Уральский пояс палеозоид. Его Тагильское звено характеризуется наиболее масштабным, многообразным и надежно датированным ордовикско-силурийским (каледонским) вулканизмом и интрузивным магматизмом, в основном сохраняет первичное строение и является поэтому весьма благоприятным объектом для исследований данного направления, тем более, что здесь ведется проходка Уральской сверхглубокой скважины (СГ-4), нацеленной на решение глобальных проблем эволюции литосферы таких поясов и закономерностей рудообразования в них.

Целью работы являлось выяснение закономерностей эволюции вулканизма, строения и геодинамики формирования Тагильской рифтовой структуры Уральского подвижного пояса.

2) их детальное петрогеохимическое и палеовулканологическое изучение, с выделением главных петротипов - индикаторов геодинамических обста-новок, диагностикой генетических типов и фаций вулканитов и осадков, реконструкцией типов извержений, вулканических центров и вулканотек-тонических структур, обстановок вулканизма и осадкообразования, особенностей латеральной зональности вулканизма и его эволюции;

3) изучение по той же программе опорного разреза Уральской сверхглубокой скважины СГ-4 и его корреляция с геологическим окружением;

4) выяснение особенностей глубинного строения и эволюции литосферы данной области и ее соотношений с континентальным обрамлением;

5) непротиворечивое согласование всего комплекса фактических данных в рамках целостной концепции геодинамической эволюции.

6) Актуальной являлась также задача создания современной монографической сводки по геохимии вулканитов и геологии района бурения Уральской сверхглубокой скважины как фактологической основы для корреляций ее разреза с геологией поверхности, поскольку предшествовавшие обобщающие работы по этому району Урала имеют полувековую давность. Монография опубликована в к

Фактический материал. Базовый материал для диссертации получен автором в ходе проведения им крупномасштабного геологического картирования главной вулканогенной зоны Урала на Северном и Среднем Урале в непрерывной полосе от р. Ивдель на севере до р. Ёлвы в Павдинском районе (блок из 14,5 листов геологической карты М 1:50000) и многих более южных листов до широты Нижнего Тагила, выполнявшегося впервые на палеовулканологической основе, с авторской документацией керна и просмотром шлифов более 4000 картировочных и поисково-разведочных скважин и отстройкой разрезов и детальных карт районов медно-колчеданных месторождений(м-ний) Валенторского, Ново-Шемурского, Шемур-ского, Тарньерского, Галкинского, Калугинского, Тагило-Красноуральской и Кабан-ской групп, скарново-магнетитовых м-ний Ш-Северного, Покровск-Уральского, Го-роблагодатского, бокситовых м-ний СУБРа, структурных скважин глубиной 12001400 м Красноуральского и других пересечений. Закартирован в м-бе 1:100000 также ордовикский зеленосланцевый комплекс полосы между 60 и 58° с. ш., в целом территории 500 х 30-50 км. Проведены также геологические маршруты в более северных и южных частях Тагильского прогиба и в докембрийском обрамлении - в бассейнах рек Лозьвы, Салды, Тагила, Серебрянки, Ревды, Чусовой, Исе-ти, Уфы. Обобщением этих и геологосъемочных и поисковых работ многих авторских коллективов явилось составление автором Структурно-формационной карты Тагильского мегасинклинория М 1:200000 (1979 г., фонды Уралгеолкома) Выполнены также совместные с геофизиками исследования глубинного строения Урала, с отстройкой серии сейсмо-геологических профилей, карт мощностей земной коры и др. В 1980-1982 гг. автором составлена обновленная геологическая карта района, где ныне проводится бурение сверхглубокой скважины СГ-4 и выполнено задание Уралгеолкома по выбору точки ее заложения и затем проведено комплексное изучение ее керна до глубины 5700 м и отработка серии геолого-геохимических пересечений. Полевые наблюдения проведены также на ряде типовых разрезов южных, до широты Орска, и восточных зон Урала и в некоторых вулканогенных зонах Средней Азии, Крыма, Кавказа и современного вулканизма Камчатки.

Методика исследований. Опорный материал получен в процессе детального геологического картирования главной вулканогенной зоны Урала, выполнявшегося в сочетании с формационным и палеовулканологическим анализом, с диагностикой и картированием вулканических фаций и структур, что позволило выявить крупные кольцевые, кальдерные, грабеновые структуры, останцы палеовулканов, шлейфов лахаров и тефроидов их подножий и, таким образом, впервые расшифровать внутреннее строение палеовулканической области. В течение 42 полевых сезонов в полосе 500 км на Северном и Среднем Урале автором лично выполнен комплекс геологических наблюдений, прослеживания взаимоотношений, зональности строения объектов, петрографической и фациальной диагностики пород (просмотрено более 30 тыс. шлифов), анализа материалов геофизики. Впервые выполнено систематическое петрохимическое изучение вулканитов этой территории: из опорных разрезов автором отобрано более 1200 силикатных анализов (и количественных определений рассеянных элементов), обработанных затем с помощью созданной компьютерной базы данных, включающей также аналитический материал других авторов по Уралу и по мировым эталонам островодужных, океанических, континентальных обстановок. В базе данных построены сотни диагностических и других диаграмм, в т.ч. с пространственной и возрастной координатами для изучения латеральной геохимической зональности и эволюционных трендов - анализ данных геохимии был важнейшим рабочим методом получения новой информации. Детальное изучение породообразующих минералов выполня-

лось по пробам автора Е.Е. Порошиным [1985, 1986 и др.]. Существенным в методике был анализ максимально широкого комплекса данных.

Защищаемые положения

1. Вулканизм Тагильского звена пояса палеозоид Урала происходил в полициклически мобильной рифтовой зоне на границе крупнейших литосферных плит- геоблоков Евразийского континента. Здесь выделен, изучен последовательный ряд вулканических формаций полного геодинамического цикла: ранней (офиоли-товой) стадии —этапов карадока и позднего ордовика-начала силура, и до 6 формаций средней сходной с островодужной стадии (Б^з - 0< - С^. От формационных рядов островодужных систем его отличает многое, в т.ч. то, что начинает его континентальный терригенно-ферробазальтовый комплекс, постепенно переходящий в офиолитовый.

2. Впервые установлена билатеральная геохимическая зональность базальтов спрединговых комплексов 02-03, по ней трассированы оси спрединга и установлен узкощелевой масштаб раздвижений - был сформирован лишь узкий, 40 - 80 км, офиолито-вый трог, образованный парной системой краевых зон щелевых раздвижений, между которыми во внутренней области трога сохранялся массив континентальной коры и происходил вулканизм позднеофиолитового бимодального комплекса 03-Б1 и последующих формаций и уже с ордовика формировались кальдерные структуры с массовым кислым вулканизмом, наземными и мелководно-морскими фациями вулканитов и осадков.

3. Вулканизм постофиолитовой стадии цикла развивался в течение однотипных этапов эволюции: 8113-у1; Б^з -821; 32р-011; О,2 и локально в 02еь А/ и во всё более узких вулканических грабенах при режиме остаточного рифтогенеза. Рифтовой природе соответствуют и особенности состава, геохимии его продуктов, в т.ч. большие объемы (тысячи км3) потоковой пирокластики в связи с рифтовыми раскрытиями, излияния базальтов инициального типа, ферробазальтов, исландитов, а преобладающие порфировые К-Ыа и субщелочные производные сохраняют присущие риф-тогенным толеитам более высокие, чем в островодужных сериях содержания ЫЬ, 2г, Бс, Сг, Ш и Бг, Ва, Ыа20. Вулканизм происходил в линейном архипелаге островов (в обширном морском бассейне на континентальной коре) вдоль остаточно конвергентной границы плит, где протягивалась центральнаярифтовая впадина, в которой накапливались лавово-пирокластические, тефроидные и рифо-генные отложения, но отсутствуют граувакки и глинистые тер-ригенные осадки, характерные для подводных склонов острово-дужных систем

4. Тагильская синформа представляет собой палеорифт, сформированный в континентальной литосфере на доорогенных этапах эволюции как ансамбль вложенных друг в друга офиолито-вых трогов и последующих вулканических грабенов 3-6 поколений, формировавшихся по мере опустошения магматических камер в коре как структуры компенсационных проседаний с отношениями мощностей накоплений к ширине 1:5 и до 1:2 (против 1:20 -1:50 в обычных рифтах растяжений). Строение палеорифта усложняют внедрения различных интрузий и связанные с ними зоны рассланцевания, а во внутренней области сохраняются слабо нарушенные вулканоструктуры и силурийские кайнотипные базальты. Деформации заключительной стадии цикла проявлены в краях около обрамляющих массивов докембрия, где происходил финальный гранитный магматизм.

В целом геодинамический цикл проявлен в маломасштабном варианте, в связи с мантийным диапиром ограниченной масштабности, промежуточной между присущей океаническим и континентальным рифтам и потому сочетающим их главные черты: рифт в континентальной коре, но с офиолитами.

Научная новизна.

1. Диссертация подводит итог 45-летних исследований палеозойского вулканизма Урала в его типовом Тагильском звене, где автором впервые составлены крупномасштабные геологические карты главной вулканогенной зоны, выделен и изучен единый для нее последовательный ряд вулканических формаций (и этапов эволюции) полного геодинамического цикла: офиолитовой стадии, этапов 02к и Оз-Б/, и до 6 формаций сходной с островодужной средней стадии цикла (3,13 -Б, -С^). Установлено, что этот ряд существенно отличен от стандартного в цикле Уилсона ряда островодужных формаций: 1) начинают его не примитивные толеиты и бониниты на океанической коре, а континентальный терригенно-ферроба-зальтовый комплекс, переходящий от бортов внутрь рифта в спрединго-вый (обстановки, сходные с современными рифтами Красноморским и Исландии); 2) кратковременность режима спрединга и его малые скорости, с образованием в итоге лишь офиолитового трога в континентальной коре.

2. Впервые систематически изучен вещественный состав продуктов вулканизма на обширных территориях и в результате выделены прежде в формациях палеозоя Урала неизвестные петротипы, в т.ч. высокохромистые базальты осей спрединга, супернизкохромистые лейкобазальты и исландиты их флангов, ферробазальты и коматиитовые базальты, индикаторные для рифтогенного вулканизма на континентальной коре.

3. Впервые для офиолитов подвижных поясов континентов установлена сходная с известной в современных океанических рифтах билатераль

ная геохимическая зональность спрединговых базальтов ордовика; установленные особенности её соответствуют узкощелевому масштабу раз-движений: сходные с океаническими базальты (пиллоу-лавы и дайки с 7,5 - 9 % МgО, 220-580 г/Г Сг), слагают только узкую, 2 км, зону оси спрединга и уже на ближних ее флангах сменяются афировыми же лейкобазальта-ми, всё более обедненными МдО и особенно хромом, до 40-10 г/т, неизвестными среди базальтов океанического дна. Такие составы могут возникать при удалении из магм хромшпинелидов и оливина. Необходимые для этого условия охлаждения и начального фракционирования отсутствуют в тонкой прогретой океанической литосфере, но они реализовались на путях перемещения таких же магм сквозь мощную холодную (континентальную!) кору ближних обрамлений спрединговых осей Тагильского и подобных ему трогов. Толеитовые лейкобазальты этого впервые выделенного типа - индикаторы подобных обстановок. В 3-5 км дальше от осей их сменяют дифференциаты с 54-56% ЭЮ2, исландиты и коматиитовые базальты, те и другие индикаторные для зон рифтовой деструкции континентальной коры. Оси спрединга трассированы также серпентинизирован-ными гарцбургитами и дунитами, но чаще всего - лишь мелкими внедрениями офиолитовых габбро, клинопироксенитов, верлитов, пересекаемых дайками диабазов и офиолитовыми плагиогранитами. Такие осевые комплексы симметрично-зонального строения с пиллоу-лавами в их верхних частях первичны, сформированы в осях раздвижений щелевого типа. Его характерные черты также - впервые установленная кратковременность режима спрединга (менее 10 млн лет) и низкие его скорости, судя по низкой титанистости осевых базальтов, чаще всего 1,1- 0,75 мас.% ТЮ2

В итоге был сформирован лишь узкий, 40-80 км, офиолитовып трог, представленный парной системой краевых осей щелевых раздвижений -клиньев новообразованной базитовой коры, и сохраняющимся между ними погребенным массивом древней континентальной коры - судя по впервые полученным характеристикам формировавшегося здесь поздне-офиолитового бимодального комплекса: развитие в нем крупных кольцевых структур с массовым кислым вулканизмом, исландитами, К-№ базальтами, обилием останцов наземных шлаковых конусов.

Впервые установлена мелководная природа встречающихся здесь линз яшмоидов с радиоляриями (и конодонтами верхнего ордовика и низов силура). Признаки океанических обстановок отсутствуют.

Таким образом, полученными целиком новыми данными впервые обосновывается, что офиолиты Тагильского трога относятся к изначально маломасштабному внутриконтинентальному щелевому типу.

1) начался он во внутренней области отмершего офиолитового трога, поч-

ти без перерыва и крупных структурных перестроек и (2) происходил во всё более узких вулканических грабенах, в связи с впервые выделяемым режимом остаточной постофиолитовой рифтовой активности мантийного диапира; 3) рифтовой природе вулканизма соответствуют и выявленные особенности состава его продуктов: в первой и последующих формациях ряда обнаружены базальты инициального типа и ферробаза-льты, исландиты (неизвестные в современных островных дугах), при преобладающем развитии порфировых дифференциатов толеитовых магм, обогащенных щелочами, Эг, Ва и при этом сохраняющих присущие риф-тогенным толеитам более высокие, чем в островодужных сериях содержания ЫЬ, 7г, Эс, Сг, N и более низкие отношения 7г/ЫЬ, И/ЫЬ - как в континентальных толеитах и базальтах окраинноконтинентальных поясов 4) При этом обстановки вулканизма не были островодужными - в ассоциации с ним типичны рифовые фации и различные тефроиды, но отсутствуют граувакки и глинистые терригенные отложения, которыми сложены подводные склоны современных островодужных систем. Т.е. по всем позициям это вулканизм особенного типа, развивавшийся не в связи с суб-дукцией, а отвечающий режиму остаточного рифтогенеза в пределах островной цепи вдоль конвергентной границы континентальных плит, более всего сходен с вулканизмом рифтогенных континентальных окраин.

5. Впервые изучено всё многообразие форм проявлений палеозойского вулканизма Тагильской мегаструктуры и выявлены ранее на Урале неизвестные типы вулканоструктур и индикаторных фаций вулканитов: крупные вулканотектонические депрессии и кальдеры и слагающие их продукты преобладающе наземного вулканизма - агглютинаты лавового фонтанирования останцов шлаковых конусов, спекшиеся пемзовые туфы раскаленных пирокластических потоков, туфы аэральных пеплопадов и их ветрового перевеивания, тефровый аллювий временных речек, останцы лахаровых шлейфов и т.д. Установлено, что уже с ордовика вулканизм происходил в синвулканических грабенах - структурах рифтовых растяжений, но главным образом компенсационных проседаний по мере опустошения магматических камер в коре объемом в тысячи км3. Масштабные извержения оказались связанными с рифтовыми раскрытиями все более глубоких уровней этих расслоенных магматических очагов и формированием антидромных последовательностей до 3-5 км мощности - вулканизм и по формам наиболее массовых проявлений оказался рифтовым.

6. Впервые показано, что Тагильская мегаструктура представляет, собой палеорифт, особенного типа: в континентальной коре, но с офиоли-тами (внутриконтинентального щелевого типа), с соответствующими параметрами глубинного строения, особенным набором вулканических и осадочных формаций, сформированный в течение доорогенных этапов эволюции как система всё более узких вложенных друг в друга вулканических грабенов многих поколений, сохраняющий слабо нарушенные вулка-

ноструктуры и общее троговое строение, в данном случае - не нарушенное складчатостью и коллизионной тектоникой. Строение рифта усложнено крутопадающими интрузиями и связанными с ними сланцевыми зонами, сформированными ещё в ордовике-раннем силуре. По геологическим соотношениям с вулканитами рамы впервые установлен [Каретин, 1976] возраст интрузий габбро-норитов Платиноносного пояса Урала - на рубеже между ранним и поздним венлоком, вблизи 423 млн. лет, что недавно получило геохронологические подтверждения. Раннее становление этого плутона упрочнило всю структуру, с чем в т.ч. связан феномен сохранности кайнотипного облика базальтами послеплатиноносных формаций силура. Заключительная стадия цикла проявлена деформациями в краевых частях рифта около обрамляющих массивов гнейсов дорифейской, по данным изохронных 11-РЬ датирований [Краснобаев, 1986 и др ], коры, где происходил финальный гранитный магматизм - вовсе не в зонах аккреционных окучиваний островодужных комплексов палеозоя.

7. Из комплекса полученных данных следует, что вулканизм и геологическое развитие в типовом Тагильском звене пояса уралид происходили не по стандартному сценарию цикла Вилсона, а по маломасштабному варианту. Согласно разработанной автором модели, режим маломасштабного внутриконтинентального спрединга формировал офиолитовый трог и здесь же сменился последующим вулканизмом и интрузивным магматизмом впервые выделяемого режима остаточного постофиолитового рифтогенеза, эквивалентным магматизму рифтогенных континентальных окраин, с близкими уральскому платиноносными поясами на Камчатке и Аляске.

Выявленные особенности геодинамической эволюции автором связываются с мантийным диапиризмом ограниченной масштабности, промежуточной между присущей океаническим и континентальным рифтам и потому сочетающим их главные черты: формирование рифта в континентальной коре, но с офиолитообразованием на ранней стадии эволюции и последующим остаточным рифтогенезом и магматизмом.

Всё это по-новому раскрывает геодинамическую природу и особенности эволюции Уральского эталона подвижных поясов континентов.

Апробация работы. Основные положения диссертационной работы докладывались на более чем 30 конференциях всероссийского, регионального и международного уровней, в том числе на 2, 3, 5, 6 Уральских петрографических совещаниях, на б Палеовулканологических симпозиумах в Черкассах, Миассе, Ташкенте, Хабаровске, Петрозаводске, Екатеринбурге, 5 Всероссийских Тектонических совещаниях в Москве (ГИН), Екатеринбурге, Новосибирске, 3 Металлогени-ческих совещаниях, 4-х Литологических совещаниях в Екатеринбурге, Москве, на ряде форумов геофизиков и геологов - в Москве (ГЕОН), Ярославле, Петрозаводске, Праге. Исследования по теме диссертации имели поддержку по грантам РФФИ 98-05-64808; 01-05-65208; 02-05-64109 и по договорам с ГНПП «Недра» 1992 -2002 гг.

Публикации. По теме диссертации опубликовано более 150 работ, в том чи-

еле главы в 2-х коллективных монографиях, авторская монография, ее журнальный вариант, участие в составлении Карты геологических формаций Урала и Атласа палеовулканических карт России и сопредельных стран (ВСЕГЕИ, 1983, 1985). Результаты исследований приведены также в виде геологических карт и отчетов по геологическому картированию (1959-1979 гг.), научно-тематическим работам (1977-1986 гг., фонды УГУ) и научных отчетов в ГНПП «Недра» 1998-2002 гг.

Структура и объем работы. Диссертация, объемом 253 страницы, состоит из Введения, 4 глав и Заключения (Глава 1 - Основные черты геологического строения, Глава 2 - Главные петротипы базальтов - индикаторы геодинамических обстановок, Глава 3 - Вулканогенные формации, содержит раздел с характеристикой разреза скважины СГ-4; Глава 4 -Эволюция вулканизма и геодинамические реконструкции), содержит 30 таблиц, 76 рисунков и фотографий и библиографию 353 наименований.

Благодарности. Большую благодарность выражаю геологам, участвовавшим в полевых геологосъемочных работах и петрографической обработке материалов, в особенности Л.Т. Каретиной, В.П. Олерскому, А.Г. Ивановой, а также персоналу на Уральской сверхглубокой скважине за предоставленные возможности изучения кернового и другого материала - главному геологу К.Г. Баште, ведущему геологу Л.Н. Шахториной. Исследования по теме диссертации имели поддержку по грантам РФФИ и проектам Центра ГЕОН МПР по тематике исследований глубинного строения Урала, выполнявшейся под руководством директора его Уральского филиала B.C. Дружинина, в содружестве с которым автор работал в 1979-1980 и 1992 -2004 гг. и весьма ему признателен. В формировании научного мировоззрения автора большое значение имели обсуждения проблем вулканизма и петрологии с ныне ушедшими Е.К. Устиевым, Г.Ф. Червяковским, Е.Ф. Малеевым, Д.С. Штейнбергом, С.Н. Ивановым. За ценные критические замечания и обсуждения в процессе подготовки диссертации свою искреннюю признательность выражаю В.А. Коротееву, Д.В. Рундквисту, К.К. Золоеву, Б.И. Чувашову, Л.В. Анфимову, А.А. Ефимову, К.С. Иванову, К.П. Иванову, А.В. Маслову, В.И. Фельдману, Г.Б. Фе-рштатеру, Т.И. Фроловой, ВТ. Фролову. Особенная моя благодарность А.И. Малышеву, научившему меня работе на компьютере, много лет обеспечивавшего его работоспособность и высказавшему ценные советы по диссертации.

Обоснования защищаемых положений и содержание работы

Положение /. Вулканизм Тагильского звена пояса палеозоид Урала происходил в поли цикли чески мобильной рифтовой зоне на границе круп-нейшихлитосферныхплит - геоблоков Евразийского континента. Здесь выделен, изучен последовательный ряд вулканических формаций полного геодинамического цикла:ранней (офиолитовой) стадии - этапов карадока и позднего ордовика-начала силура, и до 6 формаций средней сходной с островодужной стадии(811з - Di- Ci). Отформационныхрядов островоду-жных систем его отличает многое, в т.ч. то, что начинает его континентальный терригенно-ферробазальтовый комплекс, постепенно переходящий в офиолитовый.

Положение обосновывается в главах 1 и 3.

Полученная геологическая и геофизическая информация представляет в новом свете положение Тагильской мегазоны и всего Уральского подвижного пояса

в планетарных структурах. Развивался он в длительно мобильной области межплитного шва сочленения Восточно-Европейского кратона (ВЕК) со структурами западной активной окраины Азиатского субконтинента. В восточном краю ВЕК уралидам предшествовало формирование в течение всего позднего протерозоя, 1 млрд. лет, системы рифтов-авлакогенов. Слагающие их осадочные и подчиненные магматические комплексы мощностью до 7-10 км образуют, вместе с подстилающими амфиболит-гнейсовыми метаморфитами дорифейской кристаллической коры, фундамент западных бортов главных в поясе палеозоид Магнитогорской и Тагильской мегаструктур и слагают их западное обрамление, тогда как восточные борта слагают выступы метаморфитов с установленным [Краснобаев, 1986, 2000, 2002] дорифейским возрастом: Харбейский, Салдинский, Сысертско-Ильменогор-ский.Челябинско-Джабык-Восточно-Мугоджарский. Последний является прямым продолжением на север структур фундамента Аральской плиты Азиатской части Евразийского континента.

Межплитный характер пояса уралид ясно выражен во всех физических полях Свидетельства граничной межплитной позиции его выражены на многих этапах эволюции в палеозое и в докембрии. Установлено в т.ч., что в неширокой, 100-150 км, зоне этого шва имеют развитие офиолиты не только ордовика, каледонского цикла, и среднедевонские герцинского цикла, но и двух-трех возрастных уровней докембрия: в верхней части разреза позднего рифея в западном обрамлении Тагильского прогиба (чувальский и колпаковский комплексы метабазальтов и изредка серпентинитов [Каретин, 1983; Душин, 1983, 1997]) и более древние офиолиты, распространенные несколько восточнее, представленные метатолеит-базальто-выми амфиболитами в ассоциации с метаморфизованными серпентинитами, выступающими с обоих сторон в обрамлении Тагильского прогиба - комплексов куш-тумгинского (с запада) и саитовского (с востока) среднерифейского возраста по данным группы исследователей [Коротеев и др., 1984] и, в восточном обрамлении в Салдинском выступе, - раннедокембрийского емехского комплекса [Каретин, 1986, 2000]. Последний распространен также под всем Тагильским прогибом, по геофизическим данным - в виде высокоскоростного (6,6-6,8 км/с) слоя мощностью 3-4 км в интервале глубин 8 - 11-12 км, простирающегося и на 3-5 км западнее под отложениями рифея смежного с запада Центрально-Уральского поднятия, в целом в меридиональной полосе шириной 50-75 км. Геохимия метабазальтов перечисленных офиолитовых ассоциаций оказалась очень близкой. Таким образом, в зоне межплитного шва с раннего докембрия периодически - четырех-пяти-кратно - возникали однотипные обстановки активных границ плит.

Межплитный шов оказался четко выраженным также на пересекающем Урал на широте скважины СГ-4 профиле сейсмотомографии [Золотое и др., 1994] - как выходящая к поверхности в западном краю Тагильского прогиба крутопадающая на восток до глубин более 250 км граница раздела разных по скоростным параметрам физических сред. Возникло предположение [Каретин, 2000], что так в современном поле сейсмологических характеристик выглядит граница литосферных плит - мощных геоблоков оболочки планеты, представляющая собой одновременно внутриконтинентальную палеосейсмофокальную зону несубдукционной природы - связанную с режимом растяжений: вдоль нее периодически поднимались мантийные диапиры ограниченной масштабности. Её восточный наклон определял общую асимметрию строения подвижного пояса, с его фронтальными структурами на западе и тыловыми на востоке, характеризующимися [Ферштатер и др, 1994] более щелочным и в целом более кислым магматизмом.

Тот же глубинный шов выражен и как градиентная зона в западном краю планетарной Азиатской аномалии геопотенциала, рельефа геоида (нулевая изолиния проходит вдоль Предуральского прогиба), охватывающей сегмент в 1/4 земного шара. Такая сходная с Тихоокеанской масштабность этой вещественной неоднородности свидетельствует об изначальности ее существования. Соответственно изначально и положение Уральского мобильного пояса. В земной коре граничный шов выражен также структурами Главного Уральского глубинного разлома (ГУГР) в западной части Тагильского прогиба. По результатам анализа комплекса геологических и геофизических данных положение его соответствует оси спрединга этапа Оз главной офиолитовой зоны и выражен крупным линеаментом на космос-нимках.

В итоге комплексом современных методов устанавливается, что ансамбль структур пояса уралид формировался в зоне древнейшего, с офиолитами докембрия, межплитного шва в литосфере межкратонной рифтогенной области Евразийского континента. По особенностям магматизма ее можно считать эквивалентной активным континентальным окраинам. И по структурной позиции это действительно область смыкающихся окраин крупнейших континентальных плит.

Тагильская палеорифтовая структура в поясе уралид типовая и вместе с тем по ряду причин в наибольшей степени сохраняющая первичное строение. Она представляет собой неширокую, 40 —75 км, вытянутую вдоль меридиана 60° в.д. на 900 км рифтовую синформу, часто называемую Тагильским прогибом, сложенную вулканогенными и подчиненными осадочными и интрузивными образованиями в возрастном диапазоне карадок - эмс, севернее широты г. Серова - также всего среднего девона и франа, еще севернее - и верхов фамена и раннего карбона. Общее ее строение несколько асимметричное троговое: со встречными крутыми, 50 -75°, падениями толщ в бортах, субвертикальными элементами строения в зонах интрузивного магматизма и всё более пологими не нарушенными складчатостью залеганиями последовательно наслоенных вулканогенных и осадочных комплексов силура и девона во внутренней области. Вдоль восточного борта протягивается Серовско-Маукский пояс серпентинитов, имеющий по данным бурения и геофизики форму плиты круто западного падения, сочлененной по крупному сбросу с гнейсо-амфиболитовыми метаморфитами Салдинского выступа дорифейской коры. Краевые ограничения трога представляют собой листрические сбросы, по которым палеозой остается врезанным в выступающие в бортах образования докембрия. В краях трога, особенно западного, сохраняются характерные для прибортовых частей рифтов Исландского типа вулканиты серии ферроба-зальт-исландит и кислые туфы, здесь - среди груботерригенных осадков, состоящих из материала размыва пород докембрия ближнего обрамления рифта. В его бортах автором обнаружены супертитанистые ферробазальты с 3,5-4,5% Tio2. По

A.Ф Грачеву [1999], такие базальты представляют вулканизм предрифтовой стадии эволюции мантийного плюма.

В изучение геологии и вулканизма Тагильского прогиба и его обрамления наибольший вклад внесли работы В.М. Сергиевского, А.В. Пейве, Н.А. Штрейса,

B.Д.Аблизина, К.Г.Башты, Ф.П. Буслаева, В.Г.Варганова, И.В. Викентьева, В.А.Грачева, Т.В. Диановой, Р.И. Брошевской, А.А. Ефимова, И.И. Зенкова, К.С. Иванова, О.К.Иванова, Ю.С. Каретина, Л.Т.Каретиной, Л.Н. Князевой, Б.П. Козина, А.А. Кра-снобаева, А.И.Кривцова, Н.С.Лисова, В.П.Логинова, А.С.Мельникова, А.А.Носовой, Л.Н. Овчинникова, Г.А. Петрова, Е.Е. Порошина, О.М. Розена, НА Румянцевой,

Л.В. Сазоновой, Г.Б. Ферштатера, Г.Ф. Червяковского, В.В. Шалагинова, Р.Г. Язевой, палеонтологов Н.Я. Анцыгина, О.В. Богоявленской, М.Г и И.А. Брейвель, Л.Н.Бороздиной, Т.Н. Корень, B.C. Милициной, В.А. Наседкиной, В.П. Сапельни-кова, М.П. Снигиревой, А.Н. Ходалевича, М.В. Шурыгиной, Ф.Е. Янет.

Стратиграфическое расчленение разрезов главной вулканогенной зоны Тагильского прогиба постепенно совершенствовалось. В.М. Сергиевский [1944, 1948] и НА Штрейс[1951] выделяли кабанскую рудоносную (колчеданоносную) и последующую порфиритовую именновскую свиты нижнего лудлоу и ортофировую туринскую свиту верхнего лудлоу. Позднее В.М. Сергиевский и Т.В. Дианова [1958] выделили базальтовую (спилит-диабазовую) свиту лландовери-венлок-ского возраста, известную также как вагранский комплекс, и ортофировую свиту верхнего лудлоу-жедина и, между ними, - павдинскую свиту нижнего лудлоу, в которую объединялись все кислые, андезитовые и порфиритовые базальтовые вулканиты. Последующим геологическим картированием было установлено, что кислые вулканиты относятся в основном к кабанскому бимодальному комплексу, возраст которого всюду оказался довенлокским [Каретин, 1967], тогда как андезитовые и другие порфировые вулканиты образуют непрерывно-дифференцированную формацию, датированную фауной позднего лландовери и раннего венлока, а частью относятся к более поздней, верхний венлок-низы лудлоу, анде-зито-базальтовой формации кайнотипных толеитовых и субщелочных базальтов - андезитов [Каретин, 1976; Силурийская.., 1977]. В стратотипических местностях именновской свиты нижняя ее часть также была отнесена автором к «непрерывной» формации, а верхняя половина к андезито-базальтовой формации Sv3 -Idr Изучение разреза скважины СГ-4 показало однако, что весь собственно имен-новский комплекс (исключая гороблагодатский) является единым очень мощным, 5 км, антидромным мегаритмом непрерывно-дифференцированной формации, полным эквивалентом павдинского [Каретин, 1992, 1999] Соответственно он должен иметь допоздневенлокский возраст, что независимо подтверждено впервые выполненными в разрезе СГ-4 определениями конодонтов - граничных слоев лландовери-венлока [Иванов и др., 1992; Иванов, Снигирева, 1999].

Установлено также, что нижняя часть разреза офиолитовых базальтов вместе с терригенными и другими осадочными образованиями обособляется в самостоятельную от вагранского комплекса более раннюю зеленосланцевую формацию ордовика [Каретин, 1983, 2000].

В итоге в процессе многолетних исследований был выявлен и изучен единый для всей Тагильской мегаструктуры полный вертикальный ряд естественных стратиграфических подразделений разреза, одновременно вулканогенных формаций стратифицированного типа, надежно фаунистически датированных, отвечающих самостоятельным этапам тектоно-магматической эволюции, единым для всей Тагильской мегазоны, табл. 1.

Такое понимание формаций - вещественных, но прежде всего историко-геологических подразделений разреза -сформулировано Д.С. Штейнбергом, И.Д. Соболевым [1963] и наиболее приемлемо, в отличие от сугубо вещественного подхода, приводящего к большим ошибкам в определении ранга единиц и их соотношений, поскольку при этом не учитываются важные геологические критерии. На материалах картирования больших территорий было установлено [Каретин, 1981], что вулканические формации обычно отделены друг от друга заключающими их внедрениями интрузивных комагматов и рубежами структурных перестроек, которым соответствуют также наиболее выраженные изменения биоценозов. Строение всей палеорифтовой структуры оказалось строго упорядоченным и зако-

номерным. Впервые обнаружено также, что длительность этапов последовательно возрастает, табл.1, в соответствии с нарастанием вялости режима.

Стратиграфо-формационное расчленение вулканитов первоначально основывалось на малом аналитическом материале по отдельным площадям, что давало ошибочные представления о составе, химизме естественных ассоциаций вулканитов. Еще в 80-х годах ранние из них показывались непременно однородно недифференцированными базальтовыми, не было ещё известно, что имеют место масштабные латеральные вариации степени дифференцированности [Каретин, 1979], сонахождение в них пород широкого спектра щелочности, магнезиальности, желе-зистости и структурно обусловленная латеральная геохимическая зональность [Каретин, 1988, 2000]. Всё это потребовало упорядочения всей информации и разработки комплексных критериев формационной принадлежности, в том числе учитывающих результаты палеовулканологических исследований.

Первые вулканические аппараты были выявлены в палеозое Урала Г.Ф. Чер-вяковским [1961]. Более полно им изучены вулканические фации и структуры Магнитогорского прогиба [Червяковский, 1972 и др.]. Их изучению посвящены работы В.А. Коротеева, ГА. Смирнова, А.В. Говоровой, С.В. Грешнера, В.Г. Кориневского, Г.Б.Мельниковой, B.C. Шарфмана и др. Результаты обобщены в итоговой сводке «Вулканические фации Урала» [Коротеев и др., 1986]. Колчеданоносные вулкано-структуры Южного Урала наиболее полно изучены, охарактеризованы И Б. Се-равкиным [1986].

В те же годы интенсивно изучались формы проявлений вулканизма Тагильского прогиба [Каретин, 1967,1969,1970,1975, 1978,1984, 2000; Козин, 1968; Иванов, Чу-рилин,1975; Семенов,1975; Зенков, Коровин, 1985]. Автором в т.ч. выявлены аналогичные южноуральским (игнимбриты, пизолитовые туфы, лахары и т.д.) и новые для Урала генетические типы и фации вулканитов: агглютинаты шлаковых конусов, туфы раскаленных пирокластических потоков, содержащие пемзы волокнистого типа, впервые диагностированные в комплексах палеозоя, потоковая базальтовая и трахитовая пирокластика массовых извержений в связи с глубокими рифтовыми раскрытиями, впервые выполнены площадные работы по фациальной диагностике вулканитов, позволившие сделать реконструкции крупных ранее на Урале неизвестных вулканотектонических депрессий и кальдер.

Формации вулканитов- индикаторы обстановок магматизма. Для офиолитовой стадии цикла в Тагильской мегаструктуре они оказались во многом необычными.

1 - Формация офиопитовыхзеленосланцевых метабазальтов карадока, слагает полосу шириной 5-20 км в западной прибортовой части Тагильской синфор-мы. В районе г. Ревды это мариинский комплекс, западнее СГ-4 (на широте г. В. Туры) и далее на север - выйский комплекс мощностью до 7 км. Низы его всюду слагает залегающая с размывом на сиалическом основании базальная толща кварцитопесчаников, в зонах палеодельт содержащая внизу линзы существенно кварцевых аллювиальных конгломератов и гравелитов, на р. Б. Косьва резко несогласно залегающих на субвертикально смятых сланцах рифея. На 90 % гальки и гравий представлены жильным кварцем, на 10 % кварцитопесчаниками рифея. Такой состав возникал при истирании реками с быстрым течением материала эрозии мощных кварцитопесчаниковых толщ с большим количеством кварцевых жил, характерных для ишеримской свиты верхнего рифея ближнего западного обрамления. Песчаный материал разносился вдоль морского побережья - вверху толщи встречаются линзы мраморизованных рифовых известняков, на р. Б. Косьве и р.

Таблица 1

Основные события геологической истории в палеозое Тагильской мегазоны Урала

Возрастные рубежи и длительность этапов, млн. лет*

Вулканизм, осадконакопление, интрузивный магматизм, рудообразование и другие важнейшие события геологической истории _

'2-3

342-

Нет отложений и магматизма; эпоха окончательной консолидации и орогенных поднятий завершающей стадия геодинамическ цикла

c<t 20

»362-

Толеит-базальтовая траппоидная оормация в ассоциации с рзнне-орогенной угленосной мопзссой - в Маньинском грабене на Северном Урале,дслеритовые и ферробаэапьтовые дайки и сиплы, скар-ново-магнетитовое оруденение Т Северного рудника л др

"374

Dje

367-

Поднятия, образование полимиктовых конгломератов D3fm3

■ 385-

Вугканиты базальт -андезит-ргалитовой ассоциации невысокой калиевое™ среди рифогенных и других осадочньх отложений в оста-очных узких рифтовых структурах -только севэрнее широты г Серова _

Интрузия диоритов, гранодиоритов, скарново-магнетитовэе имедноскарновое ^ и эолоторудюе рудообразование_

_ Рифогенное карбонатснакопление_

йр

401-

Андезит - базальтовая форма^я говышенноС щелочности, комплексы краснотурь-инскнй. тамуньерский, голевской, кунгуркозский; в Центральюй подзоне-в течение всего этапа рифообразование (мощности до 1 -1,5 км) и бокситы СУБРа в основании разргза, после перерыва, образования и перемыва латеритных кор Бывстризания с образование»! в прагиене бокситовых м-иий СУБРа

Интрузии сиенитов, сиенятодиоригов, скгрноБО-мэгнетитовоерудообразованиа Гороблагодатскойн Тагильской групп_____ _

sjld

—421

- 414* Z

Базальт (трахибазальт) -трахитовая формация и рифообразование

Интр/зим кварцевых диоритов, подчинение грзнодиоритов и диоритов, сгарново "Л магнетитовог рудообразование (м-ний Ж Северное и др.)

|_Рифообразование__ _

SiVi Sib

г'

-3 Гп

• 423'

S,il-2

—438

о2 -

433

3as 2

_Перерыв

-442

02К

ir5

Ч.

Спре-

ДИНГ

Андегито-базалыовая формация повышенной щелочности комплексы гороблагодатский кмно-антипинский и др.

В восточно« зоне перерыв в вулканизме

Внедрение плзгиогранитов. квазцевьи. д>юригоз

Становление плутонов Платиноносного пояса и связанный с этим V -----~----г---метаморфизм \

Риолит-андезиг-баэальтовыи вулканизм острсводужного \

типа, в районе СГ-4 в 1-й половине этапа-образование т/фогенных флишоидоЕ

Внедрение офиолитовыхплагиогргнитрв, перед тем колчеда-жое рудообразование

II Сигишта-^альдерный комплекс\ 1; | |_

[ - I ц г.. f^i ^ ~ f \ ; I__1______i •

Бимодальный спилит-плагиориолитовый комплекс скабанский и др.)

Возобновление спрединга, образование спилит-диабазового комплекса и офиолитовых габбро, клинопироксенитов, верлитов._

Позднетако-гаа'й текто'енез: формирование габбро-диабазов с высокими концентрациями калия.гтронция; серпентиниты, снятие, зеленосланцевый метаморфизм

Терригенио-спилит-диабаговый зеленосланцевый комплекс и ульт-рабазиты офиолитовой гссоциации, в начале этапа террлгенное оегдкона^оппение, а близ борта палеорифта - и рифообразование

*Шкала по [харленд и др,19б51

Пальничной - с фауной карадока [Варганов и др, 1973]. Мощность базальной толщи обычно 200-300 м, но в зоне выделяемой автором Западно-Кытлымской палеодельты с упомянутыми конгломератами возрастают до 2-3 км. Здесь, в при-бортовой части рифта, появляются прослои лав и дайки характерных для бортов рифтов Исландского типа ранее в этом комплексе неизвестных высокотитанистых ферробазальтов (табл. 2), исландитов, трахиандезитовых лав и агломератовых кислых туфов. Далее от борта на восток их сменяют по латерали и вверх по разрезу всё менее титанистые афировые метабазальты с прослоями всё более тонких кварцитопесчаников и вулкано-терригенных зеленосланцевых образований, состоящих из смеси терригенного кварцевого и преобладающего разложенного витробазальтового материала, иногда с примесью карбонатного, в т.ч. криноидно-го. Обычны также пачки поименно-озерных черных углисто-кварцевых алевролитов в ленточном чередовании с белыми кварцевыми песчаниками, верхние пачки которых образуют прослои среди метабазальтов. Еще восточнее весь разрез сложен метабазальтами массивного и подушечного строения карадокской оси спре-динга (табл. 2). Толща их содержит тектонические блоки апогарцбургитовых серпентинитов (Салатимского пояса), иногда также метагаббро и изредка линзы кремнистых туффитов. В разрезах полностью отсутствуют филлиты - первично глинистые отложения (пелагиали, континентального склона). Наоборот, состав и зональность осадочных составляющих разреза карадока доказывает близость континентальной суши. Вместо крупного разлома, отделяющего пассивную континентальную окраину от палеоокеанической области, прослеживается постепенная смена прибортовых фаций осадков все более тонкими и смешанными терригенно-базальтоидными, вместе с постепенным снижением от борта к оси спрединга концентраций в базальтах Ре, И, ЫЬ, 7г и нарастанием содержаний МдО, Сг, № В переходной зоне распространены метаспилиты с 2 -1,8% ТЮ2, исландиты и редкие прослои рифовых известняков (в истоках р. Ольвы, севернее р. Шегультан).

Выявленная геохимическая зональность вулканизма данного этапа сходна с известной для современной рифтовой системы Исландии, где только базальту оси рифта приближаются по химизму к спрединговым Ы-типа, а на флангах, в бортах рифта представлены континентальными толеитами низкой и высокой щелочности, ферробазальтами с 3,5- 4,5% Тю2 и местами исландитами и кислыми туфами. Закономерный ряд от кварцевых песков побережий, рифовых построек и титанистых трахибазальтов прибортовых зон до базальтов спрединговой оси можно видеть у Красноморского рифта.

По всем данным, еще в карадоке спрединг был прерван событиями таконс-кого тектогенеза: консолидацией структуры, внедрением офиолитовых плагиогра-нит-порфиров, затем даек и жильных тел высокостронциевых калиевых габбро-диабазов и сиенитодиоритов (выделяемых автором в чекменский комплекс) и затем их интенсивным рассланцеванием и зеленосланцевым метаморфизмом вместе с вмещающими низкостронциевыми базальтами, с образованием региональной Салатимской зоны смятия в западной части сформировавшегося офиолито-вого трога.

В его восточном борту тогда же был сформирован Серовско-Маукский пояс аподунитовых и апогарцбургитовых серпентинитов (в виде плитообразного тела -круто западного падения), пересекаемых дайками диабазов - петрохимических аналогов распространенных западнее эффузивов этапа Оз-Бк В районах Ново-Асбеста, Невьянска серпентиниты ассоциируют с зелеными сланцами по толеи-товым базальтам и ферробазальтам, содержащим редкие прослои черных углеродистых и светлых кварцитопесчаников - строение трога в целом симметрич-

Таблица 2

Средние составы главных петротипов базальтов ордовика главной офиолитовой зоны Тагильского палеорифта: карадока (1 - 2), спилит-диабазового О3 (3 - 9) и бимодального комплекса О3^(10-11)

№/пп Колич. ан -зов 1 п-14 2 п= 7 3 п=26 4 п=27 5 п=8 6 п=14 7 л= 28 8 п= 7 9 п=12 10 ¡1=45 11 п— 7

ЗЮ2 47,2 48,7 49,8 50,36 48,5 49,7 50,6 53,9 47,25 52,4 59,9

"П02 2,53 1,13 0,88 1,01 1,56 1,64 1,19 ,64 0,48 1.12 1,10

А120з 12,8 15,4 15,5 15,83 15,6 15,54 16,2 15,3 10,25 17,66 14,6

Ре203 6,28 2,17 3,10 3,33 3,73 3,77 2,64 3,59 5,02

РеО 8,92 8,04 8,89 6,69 10,3 7,73 7,32 7,83 7,46 6,96 6,65

МпО 0,18 0,15 0,16 0,16 0,15 0,15 0,17 0,21 0,14 0.18 0,15

МБО 5,80 7,28 7,66 8,23 7,30 6,26 6,22 4,37 15,92 6,21 3,11

СаО 10,1 9,46 10,4 11,08 11,2 10,43 7,03 5,58 10,3 5.49 2,74

Ма20 2,16 2,85 3,01 2,79 2,52 2,81 4,63 4,71 1,36 5.03 5,18

к2о 0,20 0,28 0,21 0,13 0,11 0,12 0,23 0,10 0,16 0.31 0,33

р2о5 0,27 0,14 0,10 0,10 0,17 0,1 0,14 0,23 0,07 0.17 0,19

Ппп 3,27 3,62 2,48 -2,65 2,03 1,82 2,73 1.87 3,80 3.47 2,76

Сумма 99,7 99,2 99,1 99,48 99,3 99,65 100,2 99,5 99,97 99.1 99,0

Бг 187 132 194 201 216 140 317 115 64 250 86

Ва 80 80 50 30 40 100 90 - - 110 85

Ъх 153 122 79 80 141 94 105 101 51 83 123

т^ь 11 5 4,8 4 3 5 4 6 1 4 • э

У 39 28 20 21 27 32 31 32 8 20 40

Сг 40 256 293 350 240 30 62 16 978 73 36

№ 33 115 132 130 80 20 31 13 230 46 27

Со 33 59 47 50 60 32 36 27 83 32 29

Бс 35 43 49 56 65 39 36 40 70 45 42

V 336 332 268 297 418 314 294 230 291 295 253

Та 0,06 0,08 0,15 0.08 0,18

ТЪ 0,4 0,16 0,18 0.72 1,51

1а 14 3,3 3,35 4,31 2,54 3,45 5,50 4,65 4,65 9,3

Се 35,0 9,05 7,25 9,7 8,19 10,03 13,0 7.81 15,3 26,7

N£1 6,31 7,71 7,91 7,34 7,96 9,91 5,01 12,5 18,9

УЬ 3,8 0,99 1,52 1,43 2,29 1,64 1,51 1,89 1.68 2.1

Примечание: 1- ферробазальты западной прибортовой части рифта; 2 — афириты оси спрединга этапа О2к; 3 -5 - афировые толеитовые базальты (диабазы) главной оси спрединга этапа Оз, пиллоу-лавы и дайки; наименее титанистые из них (ан. 3) характерны для южного сегмента оси (западнее СГ-4), где поле осевых базальтов наиболее узкое; 6 - 8 - афировые базальты ближних флангов той же оси спрединга (6 - диабазы, 7 - спилиты, 8 - лейкотолеиты переходные к ис-ландитам; 9 - Mg-базальты коматиитовой серии с мегакристами Мд-клинопироксе-

на (салита) с флангов той же оси, лавы и бомбы из туфов; 10 - спилиты (афиро-вые субщелочные лейкобазальты альбитизированные) и 11 - исландиты бимодального комплекса. Здесь и в таблице 3 в анализах без окисного железа всё железо показано пересчитанным на FeO'. В анализах, пересчитанных на сухое вещество, перед Ппп поставлен знак минус. Содержания петрогенных окислов даны в мас. %, рассеянных элементов - г/Г (рентгеноспектральные определения их выполнены в ИГиГ УрО РАН, а Та, Th и РЗЭ - методом масспектроскопии в Новоуральске. КД Na2O определены пламенной фотометрией, другие петроген-ные окислы - мокрой химией в центральной лаборатории Уралгеолкома МПР).

ное. Базальты последующей формации таконскими деформациями не затронуты, сохраняют очень пологие залегания (рис. 1 Г). Установлено также, что на зеленые сланцы косо к их простираниям наложен ореол контактовых изменений раннесилу-рийских интрузий Платиноносного пояса (рис. 1 А). Всё это доказывает очень раннее, вероятно, предпозднеордовикское время образования зеленосланцевого метаморфического комплекса: конодонтами верхнего ордовика датирована верхняя часть разреза следующей формации. Поэтому возраст первой из формаций при нимается карадокским. Длительность карадока около 10 млн. лет. События такон-ского тектогенеза заняли не менее половины этого интервала, а формирование базальной терригенной толщи с ферробазальтами - до 2-3 млн лет. То есть продолжительность режима спрединга на карадокском этапе составляла 2-3 млн лет.

Его скорости оцениваются в 1 см/год (по ТЮ2=1-1,2 мас.% в базальтах оси).

2 - Формация офиолитовыхбазальтов - плагиориолитов этапа О3^ 1/2.

Обособляются комплексы спрединговый спилит-диабазовый Оз (и офиолито-вых габбро и ультрабазитов) и позднеофиолитовый бимодальный спилит-плагио-риолитовый, датированный в прослойках яшмоидов в средней и верхней частях разреза конодонтами верхнего ордовика и, в самых верхах, - низов силура [Ан-цыгин и др., 1988; Иванов, Снигирева, 1999], а также неповсеместно проявленный кальдерный комплекс, содержащий вверху разреза граптолиты верхов среднего лландовери [Силурийская.., 1977]. Завершают становление формации образование медноколчеданных месторождений и мелкие интрузии офиолитовых плагио-гранитов, секущие в т.ч. вмещающие колчеданы серицит-кварцевые сланцы и базальты и габброиды осей спрединга.

Спилит-диабазовый комплекс от зеленосланцевых образований отделен За-падно-Кумбинским разломом - субвертикальным вверху листрическим сбросом Возобновление спрединга произошло перескоком его оси на 5-15 км на восток, в вулканический грабен - офиолитовый трог второго поколения. Сформированная здесь наиболее выраженная главная ось спрединга характеризуется ниже. Базальты ее близки Ы-типу океанических рифтов, рис. 2. В восточной части палео-рифта выделяется недоразвитая Лобвинско Восточнотагильская спрединговая ось. Обе оси образуют парную систему, как и оси карадокского этапа.

Бимодальный комплекс согласно перекрывает пиллоу-лавы главной оси спре-динга (рис.1 г), но в основном слагает ее восточные фланги во внутренней области офиолитового трога, где он варьирует по степени дифференцированности, образуя в пределах вложенного в грабеновую структуру базальтового лавового плато цепи крупных кольцевых вулканотектонических депрессий (ВТД). В районе СГ-4 это кабанский комплекс, севернее валенторский и шемурский, в восточной части трога - красноуральский, кировградский, лобвинский. По данным бурения они

гласно залегают на диабазах спредингового комплекса и сложены аналогичными его фланговым лейкобазальтам диабазами и спилитами (исходно более щелочными афиритами по сравнению с диабазами [Каретин, 1978]), калийсодержащими и субщелочными афиритами с 1-2,5 % К2О, их красными агглютинатами, слагающими останцы многочисленных лавово-шлаковых конусов, а также исландитами, ферробазальтами, Mg-базальтами и кислыми лавами и субвулканитами, множества центров ареального преобладающе наземного вулканизма. По многим позициям он сходен с бимодальным вулканизмом современных рифтовых зон Исландии. Вместе с тем, в разрезах кольцевых депрессий нередки прослои морских осадков и встречаются пиллоу-лавы.

Положение 2. Впервые установлена билатеральная геохимическая зональность базальтов спрединговыхкомплексов О2-О3, по ней трассированы оси спрединга и установлен узкощелевой масштаб раздвижений -был сформированлишь узкий, 40-80км, офиолитовый трог, образованный парной системой краевых зон щелевых раздвижений, между которыми во внутренней области трога сохранялся массив континентальной коры и происходил вулканизм позднеофиолитового бимодального комплекса О3-Б1 и последующих формаций и уже с ордовика формировались кальдерные структуры с массовым кислым вулканизмом, наземными и мелководно-морскими фациями вулканитов и осадков.

Положение обосновывается в главах 2, 3.

Установлено, что базальты ордовикских осей спрединга, сходные по химизму с океаническими (табл. 2), уже на ближних, 1,5-2 км, флангах осей сменяются афировыми же лейкобазальтам и с пониженными MgO и экстремально сниженными концентрациями хрома (до 50-10 г/т), а ещё далее 3-5 км - и дифференциа-тами с 53-56% SiO2 и исландитами. Все они отсутствуют среди спрединговых базальтов океанического дна. Вблизи оси обнаружены также коматиитовые базальты, ферродиориты, жильные феррогаббро и офиолитовые плагиограниты по обе стороны оси (рис. 1 Е).

Осесимметричная геохимическая зональность базальтов прослежена по результатам геолкартирования и 8-9 выполненных автором специальных геолого-геохимических пересечений: севернее хребта Шемур; севернее и южнее массива Кумбы вдоль 60° с.ш.; на широте пос. Княсьпинского; через гору Красная южнее Кытлымского массива; севернее массива Качканар; на широте Уральской сверхглубокой скважины СГ-4 и г. Арбатский Камень; южнее ст. Азиатская; на широте ст. Баранчинская. Здесь и севернее до р. Лозьвы, как впервые установлено автором, главная ось спрединга трассирована также мелкими телами офиолитовых габбро и ультрабазитов ряда дунит - верлит - клинопироксенит (рис. 1 В, Б) и прослежена в целом на протяжении 500 км.

Оказалось, что ось сегментирована системой небольших трансформных разломов и имеет в плане четко кулисное строение, рис. 1 А. Некоторые звенья -кулисы имеют параллельные заходящие друг за друга концы, как это свойственно системам трещин раскрытий малых амплитуд раздвижений. На отрезке 20 км в области сиалического блока, на котором формировалась Шемурская ВТД, главная ось вообще прерывается, что независимо дешифрируется по космоснимкам.

В пересечениях с наименьшим эрозионным срезом (г. Константиновская Сопка на 60° с.ш. и др) осевая зона сложена монотонной толщей мощностью более 200 м пиллоу-лав афировых базальтов (тонкозернистых диабазов известковистой серии)

с крупными сильно уплощенными сфероидами, сохраняющими близкие первичным очень пологие,10°, залегания, как и прослоек яшмоидов среди них, рис. 1 Г. Характерные для глубоководных обстановок лавовые трубы отсутствуют.

В разрезах с более глубоким эрозионным срезом среди массивных и слабо гнейсированных базальтов оси выступают мелкие интрузии офиолитовых габбро (рис. 1 Б), обычно сменяющихся вниз клинопироксенитами, переходящими в вер-литы (рис. 1 В, Д). Все они пересекаются дайками диабазов и их пакетами и иногда плагиогранитами. Южнее Качканара и еще южнее близ р. Б. Именной на отрезке оси с наибольшим эрозионным срезом среди метабазальтов оси выступают оливиновые клинопироксениты и дуниты.

Ключевое значение для обоснования положения 2 имеет аргументация щелевого характера раздвигов в главной (западной) оси спрединга: 1) получены надежные геологические, палеонтологические данные о кратковременности режима спрединга в этой зоне - порядка 2 млн. лет, судя по тому, что согласно перекрывающий бимодальный комплекс формировался почти целиком в позднем ордовике, а перед тем в карадоке происходили многие другие события, табл. 1.

2) По низкой титанистости осевых базальтов скорости спрединга оцениваются по известной диаграмме [Матвеенков и др.,1983] как предельно низкие, 1- 0,5 см/год и 2 см/год для небольшой их части, рис. 2. К.С. Ивановым [2000] с использованием другого метода получена оценка 2,8 см/год. И.В. Семенов [2000] предложил одинаковую для всего Урала величину 5 см/год, полученную ранее другими авторами для Мугоджар, хотя спрединговые базальты Тагильского звена рифта намного менее титанисты по его же и по нашим данным. Параметры 1 см/год в течение 2 млн лет дают раздвиг 20 км, что соответствует максимальной ширине полосы диабазов спредингового комплекса Оз.

3) Малые амплитуды раздвижений независимо следуют и из особенностей выявленной автором билатеральной геохимической зональности базальтов оси спре-динга и ее флангов: осевые базальты (с 0,1-0,2% К2О; 7,5 -9 % МgО; 200 -580 г/т Сг, табл. 2) близки по химизму толеитам N-типа океанических рифтов, но уже в 2 км от оси сменяются разностями, соответствующими по химизму континентальным толеитам (рис. 2), в т. ч. вдвое богаче океанических стронцием (250 -350 г/т).

Зональность того же типа (в результате того же процесса фракционирования толеитовых магм на путях их перемещения в стороны от стволового магмовода оси раздвижений рифта - некоторого их охлаждения с первокристаллизацией и уходом из системы оливина) характерна и для современных океанических рифтов, детально изучена на полигоне Famous [DSDP, Initial.., 1978]. Однако там, в условиях маломощной разогретой океанической литосферы, она выражена гораздо слабее: содержания МgО снижаются до 8 - 7,5 мас.% на удалении 1,5 км от оси рифта в обоих бортах осевого трога, хрома - с 500 до 250-300 г/т, и на этом уровне остаются на удалениях многих сотен километров от оси. Содержания SiO2 и индекс дифференциации FeO/MgO возрастают соответственно до 51-52 мас.% и 1,4, тогда как на ближних, 2-5 км, флангах изученной главной ордовикской оси -до 56% и 2,5-3 соответственно (рис.2), что связано с фактором перемещения магм сквозь мощную холодную (континентальную!) кору обрамлений щелевого раздвига. Сам факт обнаружения такой осесимметричной зональности доказывает ее именно спрединговую природу, независимо от масштабов раздвижений, так как неизвестно иных обстановок формирования такой зональности и такого (характеризуемого ниже) строения осевого магматического комплекса.

Базальты самой оси по одним параметрам близки современным спрединговым

Пакетдаек диабазов азз I

ДБгвальты АД/ | гнейсиро--КпинопкрсжсениГы \

и-*- гл тм - _ ; \

ьебр&л ]

Д иабазы , ^ габбро [ )] ! ; Диабазы

//л

-400Л1

1л лУ V \

Обн. 8896, зона оси спрединга V

севернае л/воава Качканар

529

I циг Л11 1

Л 214 0г1 Л

^ ^ ' IV

Обн.214.Тега кпинопирсжоенига в спа5э п |ейсироеажьк< диабазах

Дуниты Кпинопмромхнты

серпекттсированные м^тонимзированнье

Обн. 100

40л«-

; 4... "л 1 ? ча У&

X6 X х

\ \ \ 6

Дуниты и кпиногирокэенты.

Рис.1. Строение главной оси спрединга (этапа Оз).

А - кулисное строение оси в плане,

Во внутренней части Тагильского трога показаны копьценые вулканотектоми ческие депрессии и кальдеры: Ш-Шемурская, В-Валентарская, Гл- Галшнская К-Кнлзевскал3 Ё- Ёлвинская, Л -Лялинская.

Б-Е -детали строения оси в разных по глубине срезах. 1 - Лавы, туфы, тефроццы разреза СГ-4; 2 - бимодальный комплекс; 3 - офиапигсвые баоалыы спрединтжао мэмппексаОз(а) и эепеноспанцреого комплекса нарэдая (6); • цевогэ(б) кгллплексов;4-габбро(а), «

5 - д^ииты оерпентиниэир. и кштнопироксениты (а); ппзмхрешгъиОу, |.. ЛЙМ Г

6 - йкгур кштакгсеого орссш Пгнмснхкго ггяза, вместе с маживами гюяса запеча-.. кхц^м I - • ШI /41

Базальты 001 КОНСТЭНТИНОаСКаЯ СОПКЭ спрединга этапа Од

г. Арбатский Камень

Ан 9371 _ ±

X " ферродиорит <*<!

/ Л- Диэбз-ы |^^"Ол»1Е1(нозь]еклинспирюкгенгты

./ %Ан4г \ Дм 9Э7Э 3 Верпиг ^Дайка диабаза Гэе&юив пеги/тоиайьнм Диабаз пптчЕГГьй,

\ ан. 937)6 эн 8900 г смятъй в складки Ц_90 м_

Габброид пегиатоидныи \ егмапьной части тела пироксеД нитов__Л

^^•=№20===== = ----ВО/Ир —

- 4ч

- О&Ъ

_I__т _ I___■_

стредна этапа Оз

Рис. 1 (Продагитге)

"5 КМ аптюгина1Ы-^»а Рисдэирты'^ Р^

01ИГ»ПЫЛ>

(по уровням содержаний Яе, Мд, Сг, Бс, Эг, К, спектрам РЗЭ на цериевом конце), а по другим резко им не соответствуют. Так, вместо характерных для рифтов СОХ плоских спектров распределения тяжелых и средних РЗЭ, они ровно возрастают в этом ряду от очень низких значений Yb, Lu и снижаются на лантановом конце, и только в этом подобны ^типу MORB, но некоторые остаются плоскими в этой части спектра, а у базальтов бимодального комплекса возрастают во все более калиевых дифференциатах (рис. 5). Обедненность иттербием очень устойчива и значима: (УВ)Ы варьирует на уровне 5-9, против 18 в базальтах Ы-типа МОЯВ Вместе с очень низкими концентрациями (г/т) Та (0,08-0,16), Ж (0,6-1), ТИ (до 0,2) это доказывает истощенность их мантийного источника в масштабах всего Уральского пояса длительной полициклической магматической активности. Отличает их от всех современных океанических серий также отсутствие оливиновых базальте и наличие переходов к клинопироксеновым базальтам возможно коматиитовой природы (с 0,71% ТЮг, 14,7% АЬОз, 580 г/т Сг), т.е. признаков большей их глубинности по сравнению с океаническими [Каретин, 2000].

Для базальтов рифтов океанов глубины магмогенерации оценены петролога-ми по экспериментам плавления типового оливинового толеита Атлантического рифта в 25 км [Р1р, КиэМго, 1978]. Этот результат использован автором для калибровки параметра глубин магмогенерации, приближенно оцениваемых по соотношениям титана, магния, кремнезема в химических анализах базальтов. Безразмерный параметр Т10г/(ТЮ2+ МдО + БЮг) предложен Мак-Грегором [1972] и модифицирован мною в выражение:

Ь(км) = 0.6 х [1/(ТЮг /{ТЮг + МдО + ЭЮг})] (1) [Каретин, 1999].

Для опубликованных [Золотарев, 1979] средних составов базальтов Восточно-Тихоокеанского, Срединно-Индийского и Срединно-Атлантического рифтов по (1) получены оценки соответственно 21,6; 23,3 и 25 км (при калибровочном коэфици-енте 0,6), для среднего спредингового базальта Красноморского рифта - 31,4 км, а для базальтов главной позднеордовикской оси - 35,8 км, для лейкотолеитов ее ближних флангов - 40-41 км, то есть закономерно возрастают в ряду объектов с последовательно снижающимися скоростями спрединга и энергетикой процесса, всё более глубокого положения изотермы существования магматических очагов. Химизм базальтов коматиитовых серий архея Африканского континента и флангов оси Оз по (1) соответствует глубинам 70-140 км, а для феррогаббро Скаергаард приповерхностной камеры в архейской коре Гренландии и ферробазальтов кара-дока -12,5-13 км - разработанный способ неожиданно дал независимые подтверждения наших выводов о предельно малых, более низких, чем у Красноморского рифта скоростях спрединга и общей малой масштабности офиолитогенеза и деструкции континентальной литосферы в поясах уральского типа, происходивших, по этим данным, явно в континентальной литосфере.

Главная палеоось спрединга трассирована также впервые выявленными автором многочисленными мелкими внедрениями в осевые базальты плутонитов ряда дунит - верлит - клинопироксенит - офиолитовые габбро малых расслоенных магматических камер активной оси. В процессе внедрения они метаморфизовали, гнейсировали и, у западного фронта внедрений, деформировали в мелкие плавные складки ставшие плитчатыми и нагретыми до пластичного состояния массивные вмещающие диабазы (рис. 1 Д). И здесь же пироксениты и верлиты пересечены такими же по составу дайками микродиабазов. То есть имеет место развитие офиолитовой ассоциации, все члены которой формировались геологически синхронно в щелевидной осевой структуре. По обе стороны оси обычны внедрения плагиогранитов и прежде здесь неизвестных феррогаббро с высокожелезистым

Т/р2. мас.%

/О? 0,8 1

Коматиитовые базальты

2,2 2,4

ВТП - рифт Восточно-Тихоокеанского поднятия САХ - рифт Срединно-Атлантического хребта

Рис. 2. Базальты спилит-диабазового аредингсшго компижа Оз на диграмме ТЮг-РсО'А^О в сопосгашеши с мировыми згаоаш

90-

Тренд Каскадныу гор

Тренд (рерробачапьтов-^С ' ФТ ¡шрашоконшгашь-

-испандитов __люго пояса)

У I / '▼ тренды *

V__Остравнындуг —

Гнейсы Салдинского ,

- Т Т V* ^

▼

¿^Мд-серии коматиитовые

Бонинигыдуг

50 60 70

мас.%

-Ы-4

900- ■

Рис.3, Диаграмма F- SiO2 дпя бимодального комплекса

Рис.4. Эволюция стронциевости базальтов формаций Тагильского палеорифта

455 445 433 423

385МЛНЛСТ

амфиболом и 10-12% титаномагнетита, а также ферродиоритов и плагиопорфиров состава трондьемита.

Таким образом, ось спрединга сохраняет в своем строении все особенности длительно магмоактивной зоны растяжений, она не является сутурой, в которой тектонически совмещены разные фрагменты.

При этом осевые базальты сменяются фланговыми постепенно, а Na2O, TiO2 FeO/MgO и иногда МдО изменяются строго линейно по мере удаления в стороны от оси в поперечных разрезах протяженностью до 15 км, рис. 1 Е, Г, что доказывает ненарушенность, целостность всей сформированной в ордовике структуры. В глубинном строении она контрастно выделяется на скоростном разрезе выполненного частично вдоль нее профиля ГСЗ - как узкая высокоскоростная на всю

мощность коры вставка, в которой скорости vp уже с глубины 5км превышают 7 км/с, а с глубины 20 км - 7,5 км/с, ниже 30 км - 7,8 км/с, тогда как немного восточнее и западнее скорости в коре нигде не превышают 6,8-7 км/с [Дружинин, Каре-тин,1999]. Вероятно, так выглядит дайкообразное ультрабазитовое выполнение щелевого раздвига глубинной корневой части новообразованного клина офиоли-тов.

Ультрабазиты и габбро известны и в осях современных океанических рифтов: перидотиты и эвкритовые габбро образуют локальные внедрения в поле юных базальтов осевой долины Срединно-Атлантического рифта на полигоне Famous, где они опробованы с погружного аппарата [DSDP. Initial.., 1978], но этот факт остался малоизвестным. Между тем он означает, что в природе реализуется прежде неизвестный геологический процесс, при котором в восходящем потоке дифференцирующегося вещества мантийного диапира непосредственно в спрединговых осях происходит магматогенный вынос к поверхности как базальтовых, так и плутонических членов ассоциации, при режиме осевых раздвижений, вне связи с тектонической аккрецией.

Формировались парные системы краевых осей спрединга такого строения, между которыми во внутренней области офиолитового трога сохранялся погребенный массив допалеозойской континентальной коры. Идея остаточного жесткого массива во внутренней области Тагильской мегаструктуры высказывалась и ранее [Мельников, Брошевская, 1972]. Парные системы активных осей и разделяющих их жестких массивов встречаются и в современных рифтовых зонах, например, узкий протяженный блок дорифейской коры Данакиль между главным Красноморским рифтом и его ответвлением Афар. В Тагильском рифте главными в парной системе являются западные оси, а восточные на этапах О2к и О3 проявлены редуцированно (но содержат мелкие тела перидотитов, пироксенитов и базальты).

Внутритроговый массив погребенной континентальной коры выделяется по геофизическим и независимым геологическим данным - только в такой обстановке могли, еще в ордовике, формироваться крупные структуры кальдерного типа с большими объемами кислых лав и туфов. Здесь выявлены [Каретин, 1967, 1980] меридиональная цепь крупных, поперечником 8-10 -16 км, вулканотектонических депрессий (Шемурская, Саумская, Валенторская, Тотинская и др.) и кальдер с иг-нимбритами (Галкинская, Верх-Турьинская, Князевская, Ёлвинская, Лялинская) (рис. 1А), формировавшихся как надочаговые структуры обрушений, компенсировавшие опустошение внутрикоровых магматических камер.

В слагающем все ВТД бимодальном комплексе наиболее распространенные петротипы спилиты, кератоспилиты петрографически и по химизму близки фланговым афиритам спредингового комплекса. Они содержат 2-9 г/т Nb, 40-200 г/т Zr, 250-420 г/т Sr (против соответственно 0,3-1; 35-70 и 150-180 гД в эталонных базаль-

тах юных островных дуг, к которым его на Урале принято относить). Обнаружены также отсутствующие в дугах ферробазальты, исландиты и калиевые спилиты и субщелочные афириты, вплоть до кератофиров (трахитов и трахидацитов мало-калиево-натриевой серии с 8-9 % N820 в альбитизированных разностях) [Каретин, 1988,1981,1968,1978].

. Обильны также сложенные калиевыми афиритами и исландитами красные агг-лютинаты шлаковых конусов, содержащие типичные для наземных обстановок вулканические бомбы эллипсоидальных, закрученных в полете и лепешковидных форм с закалкой и обжигом поверхностей, без корок остеклования [Каретин, 1978].

Сохраняющие калий спилиты, кератоспилиты с 1,5% К2О; 4,5-5,8 % N820 от сходных по содержаниям щелочей гавайитов и муджиеритов океанических островов отличаются высокой глиноземистостью (и исходно основным составом плагиоклаза), резко меньшими концентрациями рассеянных элементов и отсутствием в этой ассоциации оливиновых и щелочно-оливиновых базальтов.

Кислые лавы бимодального комплекса слагают мощные потоки, лиловые от мельчайших выделений гематита. Более половины их по высокой глиноземисто-сти и содержаниям 1,3 -2,3 % КД 64 - 69 % SiC2 и до 170 гД Zr близки по химизму серым гнейсам архейской коры и, вероятно, относятся к продуктам ее плавления, что объясняет их большие объемы в этом комплексе - до 35 % в разрезах ВТД, из которых только 10-12 % относятся к дифференциатам базальтовых магм.

Базальты бимодального комплекса на диаграмме Х^Ь - 7г/МЬ [Фролова, Бури-кова,1997] следуют тренду вулканитов континентального рифта Рио-Гранде и более широкому сектору континентальных толеитов. Соответствуют они полю плато-базальтов и на диаграмме Тю2- РеО'/МдО. Вместе с тем, на диаграмме Ре0/Мд0 -Si02 они аналогичны офиолитовым базальтам мировых эталонов офиолитов континентов сводки Р. Колмана [1979] и предельно многообразны по железист ости Р, рис. 3. По сравнению с платобазальтами они беднее ниобием, цирконием, хотя и в существенно меньшей степени, чем базальты островных дуг. По спектрам РЗЭ базальты бимодального комплекса очень близки спрединговым в правой и средней частях спектра (рис. 5) и встраиваются вместе с ними в единую геохимическую зональность относительно оси спрединга, рис. 1 Е.

Бимодальный комплекс является колчеданоносным. Все месторождения связаны с риодацитовыми экструзивными куполами многофазного формирования [Каретин, 1985] и имеют чисто меднорудный, или чаще (золото)-медно-цинковый профиль. Месторождения островодужного типа куроко не формировались.

Таким образом, по совокупности геохимических и других признаков это еще офиолитовый вулканизм, но происходил он на континентальной коре после смены осевого спрединга режимом остаточного рассеянного рифтогенеза, которому закономерно соответствует и установленный [Каретин, 1978] ареальный характер этого вулканизма, формировавшего лавовое плато с большим количеством рассеянных по всей площади лавово-шлаковых конусов и трещинных центров излияний лав, часто шлаковидных

Для рассматриваемой формации офиолитовых вулканитов характерны весьма широкие вариации всех параметров химизма, что хорошо видно на многих диаграммах (рис. 3, 5 и др.) и по данным мировых сводок [Колман, 1979; Веооа!иуа е! а1., 1979]. Только отчасти они связаны с метаморфизмом пород, а в основном первичны - обусловлены тем, что в выборках каждого из объектов представлены как базальты палеоосей спрединга, так и дифференцированные серии их флангов и продукты контаминации толеитовых магм материалом континентальной коры. При этом бимодальные вулканические ассоциации описаны во всех эталонных разре-

зах офиолитов континентов - Шаста, Калифорния, Нью-Фаундленд, Папуа Новая Гвинея, Средиземноморье [Колман, 1979 и др.]. На Урале они содержат больше кислых членов и исландитов, а завершают эту вулкано-плутоническую ассоциацию внедрения типичных офиолитовых плагиогранитов.

Кажущееся противоречие - офиолитовый вулканизм на континентальной коре, притом фактически без перерыва вслед за завершением режима спрединга -требует объяснений. Автором предлагается следующее решение: все процессы происходили в изначально узком (50-80 км и 50 км по глубине) рифте, корневая магмопитающая система которого оставалась той же самой и после прекращения спрединга - магмоисточники и глубинные пути отмерших вверху спрединговых осей в условиях продолжавшихся менее интенсивных растяжений периодически подновлялись и на всех последующих этапах эволюции - в форме ответвлений от краевых глубинных стволов латеральных магмоводов, питавших сначала бимодальный ареальный вулканизм, а на последующих этапах формировавших промежуточные очаги в коре, дававшие широкий спектр высокостронциевых производных взаимодействия толеитовых магм с материалом древней континентальной коры (весьма высокостронциевой в Салдинском выступе восточного обрамления, рис. 4). Естественно объясняется также, почему смена режима спрединга на режим рассеянного рифтогенеза и затем развития в той же структуре вулканизма островодужного типа не сопровождалась значительными тектоническими перестройками. Получают объяснения и многие другие особенности состава, петрофон-да формаций всего вертикального ряда, в том числе обнаруженное автором присутствие почти в каждой из них одинаковых петротипов: инициальных базальтов, ферробазальт-исландитовых, высоконатриевых субщелочных производных и диф-ференциатов коматиитовых магм - глубинные обстановки магмогенеза сохранялись фактически одними и теми же (то же подтверждается установленным близким составом клинопироксенов базальтов всего ряда Б, - [Порошин, Куранова, 1986; Сазонова, Носова, 1999 и др.], а масштабы коровой контаминации закономерно возрастали, формируя соответствующие эволюционные тренды последовательного возрастания концентраций калия, Бг, Ва, _а, Се, Тп, рис. 4, 5.

В ассоциации с офиолитами ордовика - силура Тагильской мегаструктуры не обнаружено пелагических первично глинистых отложений и других признаков существования океанического бассейна. Впервые установлено, что присутствующие здесь морские осадки - яшмоиды с радиоляриями - несут признаки предельно мелководного формирования: они образуют лишь мелкие линзы мощностью 1020 см, реже 1-2 м, в близком соседстве с наземными краснокаменно окисленными лавами, агглютинатами и непосредственно перекрываются грубопесчаными и гравийными тефроидами фаций временных речек (с мелкой течениевой косой слоистостью, валиками ряби течений, рассеянными валунами лиловых кислых лав). По этим данным реконструируется формирование яшмоидов в мелких полузамкнутых заливах, возникавших в результате внезапных рифтовых просадок участков вулканической суши, подтопления речных долин. В них происходило хемо-генное осаждение кремнезема из вулканических эксгаляций, гелевые массы которых послойно пигментировались гематитовой пылью с соседней суши. Процесс быстро прекращался, т.к. впадины заносились аллювием, целиком состоящим из местного тефрового материала, содержащего валуны, гравий и прослойки щебня неокисленных и красноватых окисленных лав. Иногда осадки представлены песчаными тефроидами кислого состава с прямолинейно-клиновидной косой слоистостью дюн - фаций ветрового перевеивания пеплов. Фотографии их, палеоал-лювия, вулканических бомб наземных выбросов приведены в диссертации.

Радиолярий в яшмоидах немного, они шаровидные с толстыми панцирями и иглами, всегда обломанными в условиях активной гидродинамики бассейна. Всё это согласуется с данными специалистов [Афанасьева, Вишневская, 1993] о том, что в ордовике, силуре радиолярии вели в основном ещё прикрепленный образ жизни на мелководье, а до ажурных форм океанического планктона эволюционировали только в юре. Некоторые из яшмоидов наряду с радиоляриями содержат конодонты (верхнего ордовика, вверху разрезов - и низов силура [Анцыгин и др., 1988]). В кальдерных впадинах изредка встречаются кислые тефроиды с прослойками, содержащими граптолиты, среднего лландовери [Силурийская.., 1977].

Установленныехарактеристики офиолитов Тагильского палеорифта дают основания относить их к особенному щелевому типу - изначально маломасштабному, приводившему к формированию лишь узких офиолитовых трогов в континентальной коре.

Н.Л. Добрецов [1980] в числе 3-х типов обстановок формирования офиолитов выделяет наиболее распространенный 1-й - "обстановок окраинных и средиземных морей (включая желоба, вулканические дуги и палеорифты)" (стр.145), определяя последние так: офиолиты "над поднимающимися астеносферными диапи-рами в локальных зонах расширения типа рифтов, не связанных с глобальными перемещениями плит" [Добрецов, Введение в глобальную петрологию, 1980, стр. 147]. Полученные нами данные показали на примере Тагильского палеорифта, что офиолиты таких зон по обстановкам и особенностям офиолитового вулканизма и последующего магматизма резко отличны от островодужных и офиолитов желобов, тыловодужных и средиземноморских бассейнов, т.е. относятся к самостоятельному внутриконтинентальному щелевому типу -изначально предельно маломасштабному, с формированием офиолитовых трогов в континентальной коре и затем, в их пределах, телескопированных систем грабенов последующего вулканизма режима остаточного рифтогенеза и различных интрузивных комагматов, в т.ч. крупных платиноносных габбро- ультрабазитовых поясов одной из разновидностей расслоенных плутонов континентального магматизма (такие же пояса известны в центральной континентальной части Камчатки и на юге Аляски). Вариации степени выраженности офиолитовых ассоциаций в подвижных поясах этого типа первичны, не обусловлены разной сохранностью тектонических фрагментов океанических или иных масштабных офиолитов. На Тагильском примере установлено, что основные объемы офиолитовых вулканитов сформированы на сохранявшейся во внутренней области трога континентальной коре. Нередко по составу ассоциации магматитов они относятся к эмбриональным проявлениям офиолитов.

Такой новый взгляд позволил осознать и увидеть, что степень эмбрионально-сти офиолитогенеза изначально сильно варьирует даже по простиранию одних и тех же зон. Так, в подвижном поясе Аппалачей офиолиты ордовика Нью-Фаунд-ленда, находящиеся, как и на Урале, между массивами гнейсов древней коры, по простиранию на юго-запад быстро вырождаются до только дифференцированных вулканических членов и полностью исчезают уже в Средних Аппалачах. Ордовикские офиолиты некоторых зон Урала не содержат ультрабазитовых членов, как и герцинские офиолиты в Мугоджарах. Последние по простиранию на север вообще не формировались в Тагильском звене пояса: в это время, в среднем девоне, здесь происходило лишь рифообразование в остаточном грабене, притом, что обе структуры по простиранию непрерывно переходят друг в друга. Всё это необъяснимо в рамках модели цикла Уилсона.

Определенные современные аналогии с офиолитами Тагильского рифта можно видеть на отрезке вхождения Тихоокеанского рифта в структуру материка Северной Америки и его затухания по простиранию в протяженном, 1000 км, рифте Калифорнийского залива. Осевые базальты там содержат 130-180 г/Г Бг (против 70-140 г/т в базальтах собственно океанических спрединговых осей и 70-260 и до 350 г/т в Тагильском рифте), а на островах флангов оси на континентальной коре известны [Кузьмин, 1985] исландиты. Но там и в Исландии исландиты зафиксированы всё же не ближе 30-50 км от осей рифтов, тогда как в случае Тагильского палеорифта - уже в 3-5 км от главной оси спрединга в целостных разрезах. Это соответствует масштабности офиолитогенеза на порядок меньшей, фактически эмбриональной. Соответственно, стало ясно, что модель полномасштабного цикла Вилсона в принципе не применима к подвижным поясам с офиоли тами данного типа.

В системе океанических рифтов известен тип короткоживущих (5 - 20 млн л.) центров спрединга (Баффинова пролива, бассейна Лау и др.), интересный для нас тем, что, в силу малой масштабности мантийного диапиризма, он не сопряжен с субдукцией и островодужным процессом, и осевые структуры отмирали на месте их образования без переработки коллизией, захоронялись под чехлом осадков.

Положение 3. Вулканизм постофиолитовой стадии цикла развивался в течение однотипных этапов эволюции: Б^з^ь 8^3-82!; Б^р-О^; й^локально в Оге?, Dзf и С1, во всё более узких вулканических грабенах при режиме остаточного рифтогенеза. Рифтовой природе соответствуют и особенности состава, геохимии его продуктов, в т.ч. большие объемы (тысячи км3) потоковой пирокластики в связи с рифтовыми раскрытиями, излияния базальтов инициального типа, ферробазальтов, исландитов, а преобладающие порфировые и субщелочные производные сохраня-

ют присущие рифтогенным толеитам более высокие, чем в островоду-жных сериях содержания А1Ь, 2г, Бс, Сг, /V/ и Б г, Ва, Ыа ¡О. Этот вулканизм -особенного типа, происходивший в островной цепи вдоль конвергентной границы континентальных плит; в ассоциации с вулканитами обычны рифогенные и тефроидные отложения, но отсутствуют граувакки и глинистые терригенные осадки, характерные для подводных склонов островных дуг.

Положение обосновывается в главах 3, 2 и 4.

Важнейшие характеристики формаций этой стадии цикла следующие.

1 - Риолит-андезит-базальтовая формация позднелландовери-ранневенлок-ского возраста: типовые представители её - павдинский и именновский комплексы, сложенные преимущественно грубой пирокластикой, а также лавами высокостронциевых (450-700 г/т, рис. 4) обильно порфировых обычно двупироксен-плаги-оклазовых базальтов, андезибазальтов и плагиофировых андезитов, андезито-дацитов, их пемзосодержащих туфов и более кислых и субщелочных вулканитов преимущественно наземных фаций, включая трахидацитовые игнимбриты. В зонах крупных поперечных расколов фундамента характерны также глыбовые туфы и лавы клинопироксеновых Мд-базальтов - андезитов глубинной не бонинитовой природы [Каретин, 2000], рис. 6 В..

Полный разрез формации мощностью 5 км вскрыт скважиной СГ-4, имеет общее антидромное строение [Каретин, 19891] и залегает на предшествующем бимодальном комплексе без стратиграфических и структурных несогласий

1.а Се Рг Мс1 Эт Ей Сс1 ТЬ Т>у Но Ег Тт УЬ ш

Рис.5. РЗЭ вулканитов формаций Тагильского палеорифта

1,2 - трахит(1) и базальт (2) формации! 52-0.,; 3-6 —базальты'формации Э^з-у, разреза скв-ны СГ-4, в т ч. 4/950м -тол^ит базальт, 7-10- базальты бимодального комплекса Оз разреза СГ-4; 11-13 -базальты спилит-диабазового комплекса главной спрадингооой оси О1 (8751а - в 10 км западнее СГ-4);14 - поле габбро норитов Платина носного пояса

Рис. 6 Базальты и андезиты непрерывно-дифференцированной формации разреза СГ-4 и других геодинамических обстановок— в сопоставлении.

[Каретин, 1996; К.С. Иванов, Снигирева, 1998]. Статистически в формации преобладают породы среднего и андезибазальтово-го состава, широкого спектра щелочности, табл. 3. В верхней части разреза СГ-4 автором обнаружены также почти афировые толеитовые базальты инициального типа с 0,2% К2О, 180 г/т Бг и ферробазальт- исландитовые производные этих магм. Диапазон петрохимических вариаций в координатах Р - БЮ2, К2Ю+Ыа2Ю - БЮ2 охватывает поля составов всех типов островных дуг, Каскад и других окраинно-

Таблица 3

Средние составы главных петротипов вулканитов риолит-андезит-базальтовой формации Б1 разреза СГ-4 до глубины 5 км (1 - 6) и более щелочных вулканитов той же формации на площади (7 - 9).

№/пп 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

*п = 8 п=5 п= 3 п-22 п = 16 п= 14 п = 5 11= 10 п = 3 п = 8

8Ю2 50,98 50,1 56,9 51,2 51,5 50,3 52,98 59,64 61,67 50.61

ТЮ2 0,97 0,71 1,09 0,75 0,73 0,79 0,81 0,73 0,71 0.82

А120З 16,74 12,3 14,0 17,3 17,3 18,8 17,77 16,44 17,73 17,83

РеО' 9,81 9,50 9,44 9,21 8,96 9,27 8,15 6,48 5,23 9.51

МпО 0,16 0,14 0,17 0,13 0,15 0,17 0,12 0,10 0,07 0.13

М^О 5,18 12,1 4,01 3,46 5,51 5,17 4,52 2,61 1,98 5.71

СаО 7,63 8,81 6,15 8,53 7,08 4,10 4,82 3,58 1,67 9,29

Ка20 3,73 2,10 4,71 3,92 3,39 3,98 4,33 4,95 6,95 2,54

К20 0,19 0,66 0,15 0,38 0,82 1,73 2,43 1,76 2.11 0.33

р2о5 0,24 0,15 0,28 0,20 0,18 0,19 0,22 0,19 0,13 0,28

Ппп 4,50 4,39 3,33 3,34 4,56 4,69 2,86 2,55 1,56 2,72

Сумма 100,13 99,9 ЮО.з 99,2 100,2 99,19 99,01 99,03 99,81 100,06

м> 1,5 5 1 2,3 6,9 23 37 25 15-50 2

Бг 195 290 190 469 479 544 589 462 До 5 40 470

2г 143 75 160 117 134 89 170 148 8!

Nb 1.5 3 1 4.6 6 5,7 8 5 3

У 26 14 28 18.6 24 21 24 20

ЗЗСг 141 562 156 136 92 144 87 58

N1 41.7 160 12 41 44 42 30 31 31

Со 31,7 49 27 30 22,4 32,4 35 21,5 34

Бс 44 50 44 38 41 40 40 26 40

V 376 245 350 292 265 292 330 188 252

Та 0,183 0,03 0,17 0,18 0.15

Ьа 6,21 5,31 14,6 10,3 17,09 8.63

УЬ 1,97 1,34 2,35 2,00 1,96 2,20

Примечание: 1- толеитовые базальты лавовых потоков и пирокластики до глуб. 3300 м; 2 - туфы Мд-базальтов небонинитовой серии; 3 - исландиты инт глубин 178-252 м; 4-6 - базальты, андезибазальты калий-натриевой серии, обломки из туфов; 7-9 - субщелочные лавы и туфы (встречаются также трахиты и тра-хидациты этой изначально высоконатриевой серии); 10 — кайнотипные базальты позднего венлока. *п - число анализов.

континентальных вулканических поясов, континентальных толеитовых серий и производных коматиитовых магм, рис. 6. Для большей их части имеется много черт сходства со зрелоостроводужными сериями (по вариациям К2О, высокой гли-ноземистости, спектрам РЗЭ и т.д.). Вместе с тем все они устойчиво отличаются от любых островодужных повышенными содержаниями ЫЬ (3-13 г/Г, против 0,3-3 г/т в дугах), 7г, Бе, Сг, N11, тогда как для базальтов надсубдукционных обстановок индикаторными считаются именно предельно низкие концентрации ЫЬ, Тг [Магматические породы..,1984]. По этим признакам и по резко пониженным значениям отношений 7г/ЫЬ, И/ЫЬ, У/ЫЬ, У/7г (рис. 6), характерным для континентальных толе-итов, петрологическая природа у них иная по сравнению с известково-щелочными сериями островных дуг [Каретин, 1998]: относятся они к производным рифтоген-ных толеитовых магм, контаминированных материалом континентальной коры, что видно также по вариациям жБг/7Бг от 0,7037 до 0,715 и по скачкообразному возрастанию концентраций Бг по сравнению с базальтами предшествовавшего офиолитового этапа, рис.4-. Небольшая часть исходных толеитов изливалась неконтаминированной, а также образовывала в конце данного и последующих этапов эволюции мелкие верхнекоровые очаги, где дифференцировались до ферро-базальтов и исландитов, неизвестных в островных дугах. Значительная часть вулканитов этой формации относится к непрерывной серии повышенной магнезиаль-ности, петрохимически близкой окраинноконтинентальной серии Каскадных гор, а также параллельной ей ещё более магнезиальной серии предположительно кома-тиитовой природы, протягивающейся до кислых составов (в основном, туфов пи-рокластических потоков), резко отличной от бонинитовой серии дуг, рис. 6 в.

Непохожесть на комплексы островных дуг имеет и многие другие проявления:

- вместо стандартной последовательности эволюции вулканизма от юно- к зре-лоостроводужному, на офиолитовом основании формировались сразу же эквиваленты серий зрелых островных дуг и окраинноконтинентальных поясов, в ряде мест начинающиеся массовым кислым или наземным андезитовым вулканизмом;

- отсутствует геохимическая зональность типа фронт - тыл дуг, обусловленная процессами над наклонной зоной субдукции; вместо нее обнаружена осесиммет-ричная зональность рифтовых систем;

- вместо характерных для островных дуг крупных стратовулканов формировались цепи мелких вулканических конусов с бомбовыми туфами;

- с лавами и туфами ассоциируют лахаровые и прибрежно-морские тефроидные и рифогенные отложения, но отсутствуют граувакки и глинистые терригенные отложения, которыми сложены подводные склоны островных дуг - обстановки не были островодужными, не действовал фактор гидродинамики океанских побережий.

Вулканиты формации слагают неширокий, до 20-25 км, пояс протяженностью 400 км. Вдоль его западной окраины откартированы останцы маломощного чехла грубопесчаных тефроидов, а вдоль восточного края - останцы шлейфа лахаров подножий вулканической цепи и прибрежно-морские тефроиды и рифовые известняки. Мощный разрез тефровых флишоидов вскрыт скважиной СГ-4 в выделенном автором [1992] Именновском грабене, имеющем размеры 15-18 х 70 км и общую мощность вулканитов этой формации 5 км. Нижняя, флишоидная часть его, интервал глубин 3,1-5 км, согласно документации автора, сложена десятками ритмов андезитодацитовых, с глубины 3468 м - риодацитовых туфов подводных песчаных пирокластических потоков, извергнутых из наземных трещинных центров, реконструируемых в бортах грабена. Мощности потоковых единиц от 1-6 до 15-30 м. На 90% мощности они сложены никак не сортированными (0,1-3 мм) витрокласти-ческими туфами, содержащими обрывки пемз, комочки перлитов, осколки плагио-

клаза и иногда кварца. В верхних 0,3-0,5 м (и до 1-1,5 м у всё более мощных потоков) частях ритмов они градационно сменяются мелко- тонкопесчаными теф-роидами того же состава - осаждавшимися из сопровождавших зерновые потоки облаков взвеси, пропорциональных мощностям потоков. Все это указывает на малые расстояния переноса материала и малые глубины бассейна Верхние 5-20 мм ритмов сложены темными силицитами - кремнистыми алевропелитами фонового осадконакопления межвулканических пауз, по составу - кремнисто-тефровы-ми туффитами, темными от углефицированных растительных остатков, с пирит-ными прослойками, радиоляриями и конодонтами. В инт. 3500-4500 м последние относятся к зоне Р!еговраШоСиз атогрИодпайюйев - граничных слоев лландове-ри-венлока, а ниже - к лландовери, ниже 5050 м - к верхнему ордовику [Иванов, Снигирева,1999]. Местами межпотоковые туффиты переотложены тонкими турби-дитовыми потоками, но терригенные глинистые и граувакковые отложения во всем флишоидном разрезе отсутствуют.

В более северных разрезах, содержащих прослои рифовых известняков, формация ранее датирована определениями бентосной фауны позднего лландовери и раннего венлока и граптолитами раннего венлока [Силурийская,., 1977]

В конце этого этапа внедрились интрузии габбро-норитов Платиноносного пояса [Каретин, 1976] - эквивалентов двупироксен-плагиоклазовых высокоглиноземистых базальтов данной формации, а вслед за этим интрузии плагиогранитов, кварцевых диоритов, диоритов. С ними связаны железорудные месторождения.

2 - Базальт- андезибазальтовая формация позднего венлока -низов лудлоу Грабенообразование и вулканизм возобновились непосредственно восточнее массивов Платиноносного пояса уже в субплатформенной обстановке - изливались кайнотипные толеитовые низкокалиевые базальты, на р. Шегультан и р. Какве эффектные базальтовые гиалокластиты со смоляно-черным перлитовым вулканическим стеклом, перекрываемые известняками с фауной Бу2 и лудлоу, на р. Ляле у Парчинской плотины — мощные пиллоу-лавы кайнотипных андезибазальтов. В нижней части разрезов преобладают субщелочные андезиты, андезибазальты, выше также Мд-андезибазальтовые лавы. Обычны и песчаные тефроиды, нередко с прослоями рифовых известняков. Чаще всего формация залегает с конгломератами в основании. Мощности вулканогенных разрезов в Гороблагодатском грабене до 1,5-2 км, чаще же лишь 100-150 м. Выше залегают рифовые известняки верхнего венлока и/или лудлоу мощностью до 300-500 м - в течение лудлоу имел место перерыв вулканизма, затем внедрялись интрузии кварцевых диоритов (в районах Нижнего Тагила и др., на р. Сосьве они мраморизуют известняки лудлоу).

3 - Базальт (трахибазальт)- трахитовая формация пржидолия - лохкова В ее составе сочетаются кайнотипные низкокалиевые (0,35% КО) базальты и их производные - субщелочные базальты (те и другие в фациях пиллоу-лав и массивных потоков), трахибазальты, трахиандезиты, трахиты, их пемзокластические сваренные туфы и игнимбриты наземных извержений, местами также трахидаци-ты, пачки песчаных тефроидов и вулканомиктовых конгломератов, внизу разрезов прослои рифовых известняков с фауной пржидолия, а вверху, около г. В.Тура, -пиллоу-лав ферробазальтов. Слагают все эти образования общей мощностью 1,5 -2,5 км узкий, 5-15 км, Центральный грабен и его восточные ответвления. Низкокалиевые базальты получили развитие в его наиболее раскрытой части от р. Лоб-вы и севернее, в Североуральском районе - как верхний член мощной антидромной серии с трахитовыми игнимбритами внизу. Трахибазальты и обычно плагио-фировые трахиты обнаруживают признаки принадлежности к производным толеи-товых магм, хотя имеются и черты сходства с шошонитовыми сериями. В восточ-

ной части Тагильского трога рифтовые обрушения и вулканизм не происходили на двух предшествовавших этапах эволюции, поэтому трахитовые, трахиандезито-вые лавы и туфы данной формации залегают сразу на породах бимодального комплекса О3-Б/, иногда с туфоконгломератами в основании, содержащими валуны кислых лав основания, а на р. Б. Волчанке отмечен прослой серпентинитовых конгломератов и песчаников с прослойками магнетитового шлиха - серпентиниты к этому моменту занимали современное положение в восточном борту рифта и подвергались размыву. В Центральном грабене формация согласно залегает на вулканитах гороблагодатского комплекса в непрерывном разрезе (скв. 9 на западной окраине г. Нижняя Тура и др.). Завершали вулканизм внедрения небольших интрузий сиенитов, с которыми связаны скарново-магнетитовые месторождения Тагило-Кушвинской группы.

4 - Субщелочная андезит-базальтовая формация пражского и эмского ярусов нижнего девона (местами также нижнего эйфеля); распространена в узкощелевых грабенах приосевой и восточной частей Тагильского рифта. В составе её преобладают субщелочные андезибазальты и их бомбовые туфы. Они с наиболее высокими во всем формационном ряду концентрациями Бг, Ва, 1_а, Се. На Северном Урале и в Шуралинско-Кунгурковской (восточной) полосе преобладает грубая пирокластика мегаклинопироксеновых Мд-андезибазальтов, а в районе Северо-Песчанского железорудного месторождения ив массиве Таму-Ньер близ р Лозь-вы нижнюю часть разреза слагают мощные, более 700 м, грубые туфы обильно-порфировых андезитов. Характерны также слоистые туфы амфибол-кварц-пла-гиоклазовых риодацитов и, в Полевском грабене, лавы и туфы трахитов с эпилей-цитом, впервые описанные здесь В.А. Коротеевым [1963]. Вулканиты содержат прослои рифовых известняков и сменяются ими по латерали. Для всей южной половины Тагильской структуры вулканизм и седиментация данного этапа являются завершающими, завершают каледонский цикл и активное развитие в палеозое, структура отмирает.

5 - Андезибазапьт- риопитовый комплекс франа, локально проявлен в продолжавших формироваться узких грабенах приосевой зоны на севере Ивдельско-го района (кедровский комплекс), в тесной ассоциации с рифогенными осадками. Представлен он в т.ч. тефроидами основного состава и риолитами невысокой щелочности, сохраняющими кайнотипный облик.

6 -Траппоидный комплекс кварцевых долеритов и умеренно титанистых фер-робазальтов, в бассейне Сев. Сосьвы - в ассоциации с оливиновыми базальтами и угленосной молассой раннего карбона; формировался после раннеорогенных поднятий, фиксируемых полимиктовыми конгломератами позднего фамена В Ив-дельском районе представлен только субвулканическими дайками и жильными телами ферробазальтов, долеритов. С последними связано скарново-магнетито-вое месторождение 1-Северное.

Ещё раз рифтинг унаследованно регенерировал в приосевой зоне в триасе

Заключая характеристику последовательности постофиолитовых формаций, отметим важнейшие ранее неизвестные закономерности: 1/ обнаружено, что во всем формационном ряду этапов Б1 - Э1 и вулканизма офиолитовой стадии цикла мантийный источник был одним и тем же резко обедненным: а] базальты во всем ряду близки по предельно низким концентрациям Та (0,08—0,16 г/г), Н£ 77?, УЬ и всех тяжелых РЗЭ и (б) обнаруживают близкие уровни концентраций ниобия (3-^6 и до 12 г/т, против 0,3-3 в островодужных сериях), циркония (80-180--230 г/т, Про -

тив 40-80, редко до 120 г/т в дугах), скандия (30-60 г/т, против 20-30, редко до 45 в островных дугах); в) установлено присутствие почти во всех формациях ряда О2к - Э,2 одинаковых петротипов: базальтов инициального типа, ферробазальтов, ис-ландитов, Мд-базальтов коматиитовой серии, высоконатриевых субщелочных серий и др. Ранее петрогенетическую общность вулканизма всего формационного ряда палеозоид Урала подчеркивал Д.С. Штейнберг [1969], обобщенно определяя его как базальтоидный магматизм. 2/ Мд-базальты - Мд-андезиты офиолитовых и последующих формаций во всем однотипны и отличны от пород бонинитовой серии: содержат выделения только клинопироксена и много богаче бонинитов глиноземом, титаном, 7г, У, более железисты, присутствуют в разных частях разреза, вплоть до эмса, притом нередко в фациях наземных бомбовых туфов. 3/ Установлены единые для формаций всего ряда О2к -Э12 эволюционные тренды - нарастания калиевой щелочности и стронциевости базальтов, содержаний лантаноидов, Ва, ЯЬ, и, ТИ. Нарастание концентраций стронция на рубеже смены офиолитового вулканизма последующим произошло скачкообразно после образования бимодального комплекса, отражая изменение обстановок магмогенеза в связи с возникновением длительно эволюционировавших внутрикоровых магматических очагов.

Эволюция вулканизма заключалась и в его общей регрессивной направленности от кульминации на ордовикских офиолитовых этапах масштабность его последовательно снижалась, а щелочность возрастала, вместе с нарастанием общей консолидированности структуры, более длительными задержками магм в промежуточных очагах в коре, что, по Т.И. Фроловой [1977], определяло многообразие и эволюцию состава продуктов вулканизма. Возрастала также спазма-тичность, прерывистость вулканизма и, соответственно, всё более увеличивалась доля осадков в геологических разрезах.

В приосевой зоне палеорифта в обстановке длительных рифтовых растяжений и погружений с лудловского века силура (местами с венлока) по начало фра-на шло рифообразование. В районе СУБра, где мощности рифогенного разреза достигают 1,2-1,5 км, оно прерывалось в прагиене формированием бокситовых залежей. Материал поступал при размыве латеритных кор выветривания суши в области отмершего силурийского вулканизма, существовавшей в западном борту девонского грабенового бассейна рифообразования. Происходило оно на относительных поднятиях (Петропавловское поднятие по А.В. Пейве [1948]) - рифовых платформах, отделённых от невысокой (не орогенной) суши узкими впадинами вдоль бортов Центрального грабена, в которых формировались зарифовые фации серых слабо глинистых известняков, в раннем венлоке - черных битуминозных с прослойками граптолитовых сланцев. Незначительно развиты волноприбойные фации (рифокластитов и вулканомиктовых конгломератов) и совсем отсутствуют граувакки и более тонкие терригенные отложения, хотя именно ими сложены подводные склоны современных вулканических дуг, где действует мощный фактор гидродинамики океанических побережий [Павлидис, 1968 и др.] Отсутствию их автор впервые придает решающее значение в реконструкциях обстановок осадко-накопления: они не были островодужными, осадконакопление происходило в центральной рифтовой впадине типа протяженного пролива, рассекавшего линейно вытянутый вдоль границы литосферных плит архипелаг островов среди обширного морского бассейна на континентальной коре межкратонной мобильной области Евразийского континента. От Европейской части континента эту двойную островную цепь отделяла рифовая платформа на массиве докембрия Центра-

льно-Уральской зоны и неглубокий прогиб

БИБЛИОТЕКА I СПет»р*ург I О» ЮО мт ]

пробуренной здесь в 2000 г. Тимано-Печорской скважиной в интервале глубин 6-7 км вскрыты мелководные доломиты, мергели и слоистые известняки силура, а Колвинской скважиной на глубине около 7 км - и эвапориты верхнего ордовика Граптолит-сланцевые лемвинские фации силура и девона также не были глубоководными - конденсированный разрез их формировался на подводном поднятии подтопленной северной части Центрально-Уральского палеоподнятия, подобно такому же конденсированному Аккермановскому разрезу на юге Урала

Таким образом, рассматриваемый вулканизм постофиолитовой стадии цикла по всем позициям не соответствует островодужному, или об-становкам интрадугового рифта, поскольку он не надсубдукционный, развивался при режиме растяжений на остаточно конвергентной границе континентальных литосферных плит.

Положение 4. Тагильская синформа представляет собой палеорифт, сформированный в континентальнойлитосфере на доорогенныхэтапах эволюции как ансамбль вложенных друг в друга офиолитовых трогов и последующихвулканическихграбенов 3-6 поколений, формировавшихся по мере опустошения магматических камер в коре как структуры компенсационных проседаний с отношениями мощностей накоплений к ширине 1:5 идо 1:2(против 1:20-1:50вобычныхрифтахрастяжений). Строениепа-леорифта усложняют внедрения различных интрузий и связанные с ними зонырассланцевания, а во внутренней области сохраняются слабо нарушенные вулканоструктуры и силурийские кайнотипные базальты. Деформации заключительной стадии цикла проявлены в краях около обрамляющих массивов докембрия, где происходил финальный гранитный магматизм.

Положение обосновывается в главах 1, 2, 3,4.

В работе показано, что Тагильская синформа представляет собой палеорифт по природе, особенностям вулканизма и общему строению. Автор в свое время [1979] отнес его к особенному тектонотипу эвгеосинклинальных рифтогенов: формировался он в континентальной литосфере, но на начальных этапах эволюции происходило офиолитообразование внутриконтинентального щелевого типа, с образованием офиолитовых трогов 2-х поколений и краевых крутопадающих структур раздвижений и внедрения узких ультрабазит-базитовых и плагиогранитных интрузий в их пределах. Рифтогенез и магматизм продолжались и позже: во внутренней области офиолитового трога этапа Оз в течение последующих доороген-ных этапов эволюции на сохранявшемся здесь погребенном массиве древней коры формировался ансамбль всё более узких вложенных друг в друга (и частично несогласно наложенных) вулканических грабенов 3-6 поколений. Автором впервые откартирована эта система и понята ее рифтовая природа. Также впервые выявлены, откартированы внутри их цепи кольцевых вулканотектонических депрессий и кальдер (как в грабене Осло краевой части Балтийского щита), риолитовых экструзивных куполов, останцов конусов и других вулканических центров - элементов внутреннего строения вулканических грабенов [Каретин,1967, 1968, 1980, 2000]

Общее строение палеорифта троговое - со встречными под углами 50-70° падениями наслоений в бортах и всё более пологими залеганиями во внутренней области с плоским днищем, где кольцевые и другие вулканоструктуры сохраняются слабо деформированными, имеют мульдообразное и полого биклинальное строение. Их нескладчатая природа устанавливается по- признакам синвулканиче-ского формирования (закономерной концентрической зональности распространения фаций, кольцевых и радиальных разломов, залеченных внедрениями субвулканитов и т.д.) и раннего запечатывания вулканоструктурами следующих поколений. В их бортах потоки лав и вклинивающиеся между ними со стороны центральных впадин осадочные прослои приобрели наклон 15-35° в процессе синвул-канических погружений днищ. Троговое строение палеорифта, в том числе выявленного в результате бурения сверхглубокой скважины Именновского грабена, детально изучено в опорном пересечении с СГ-4 с использованием также данных профилей ГСЗ, ОГТ, многих десятков задокументированных автором скважин глубиной 700-1400 м и обнажений с замерами слоистости. Данные бурения СГ-4 подтвердили, что по крайней мере до глубины 6 км вулканогенный разрез сохраняет целостность, не нарушен аккреционными сдваиваниями, хорошо увязывается с геологией поверхности. Надвиги в районе известны, но, как оказалось, имеют малые, до 1 км, амплитуды и обнаруживают связь с интрузиями в их корневых зонах.

Автором обращено внимание на то, что Именновский грабен имеет отношения мощностей накоплений к ширине 1: 4, а более поздние - и до 1:2 (против 1:20 -1:50 в обычных рифтах растяжений), то есть имеют они в основном компенсационную надочаговую природу - днища их погружались по мере опустошения магматических камер под ними, и в небольшой степени в результате собственно рифто-вых раздвижений.

На основе изучения уникального разреза по СГ-4 также впервые осознано, что массовый вынос пирокластики (по оценкам автора - не менее 3000 км3 только в пределах Именновского вулканического грабена) происходил вследствие рифто-выхраскрытий, вскрывавших всё более глубокие уровни расслоенной магматической камеры в коре, с формированием мощной, 5 км, антидромной последовательности. Изученный вулканизм оказался рифтовым и по формам проявлений.

Существование таких антидромных последовательностей доказывает, что существовали и соответствующие по размерам (20 х 70 х 5 км) длительно эволюционировавшие расслоенные очаги порфировых магм в коре. В современных вулканических областях таковых не известно. Вероятно, они возникали в особых обста-новках - в жесткой рифтовой раме при малых скоростях и амплитудах раздвижений, вскрывавших затем сами очаги. При этом происходил резкий спад давлений и вскипание магм на глубине и немедленный массовый вынос вспененного стекловатого преимущественно капельно дезинтегрированного (песчаного по гранулометрии, но не терригенного по генезису) кислого, затем андезитового и все более основного (и иногда смешанного) материала в виде раскаленных пирокластиче-ских потоков. Эти особенности запечатлены в облике пемзовой, шлаковой потоковой пирокластики, строении разрезов и поддаются расшифровке. Механизм оказался универсальным для самых разных по составу магм (в т.ч. базальтовых, трахитовых) и впервые объясняет условия образования мощных антидромных серий. Раскаленные пирокластические потоки островодужных областей и активизированных зон континентов (вулканов Безымянный, Шивелуч, Сан-Хелене и др.) образуют накопления на два порядка меньших объемов, а в континентальных рифтах Кенийском и Афар зафиксированы трахитовые и кислые в основном игнимбрито-вые накопления объемом по 25000 км3. По этому параметру Именновский и Туринский (с трахитовыми туфами) грабены много ближе континентальным рифтам.

Первичное строение синседиментационного каледонского рифта не нарушено складчатостью и коллизионной тектоникой, но структуру усложняют мощные сланцевые зоны - Салатимская, Красноуральская и др., сформированные, согласно нашим исследованиям, ещё в ордовике-раннем силуре в связи с динамическими воздействиями внедрявшихся интрузий габбро, ультрабазитов и офиолитовых плагиогранитов - сланцы запечатываются их апофизами и контактовыми ореолами [Каретин, 2000].

Установлены и закономерные особенности глубинного строения, присущие именно рифтовым структурам [Дружинин, Каретин, 1999; Дружинин и др., 1981, 1993, 2002 и др.]: 1) в районе СГ-4 мощность палеозойского разреза оценивается по данным ГСЗ в 7-8 км; 2) ниже распространен высокоскоростной (6.6-6.8 км/с) мафический фундамент, представленный в его выступах амфиболитами раннедо-кембрийской офиолитовой ассоциации; 3) с глубины 11-12 км следует утоненный до 6 км сиалический (6-6,2 км/с) слой гнейсов дорифейской кристаллической коры; 4) с глуб.18 км до глубины 38-40 км - нижняя базитовая кора, гранитизированная под гранито-гнейсовыми образованиями смежного с востока Салдинского выступа. Таким образом, в отличие от поясов завершенной складчатости с корой, утолщенной в результате коллизионной аккреции, под Тагильским рифтом кристаллическая кора остается утоненной - до 28-30 км, по сравнению с 37-42 км в обрамляющих выступах докембрия; 5) в нижней части коры выделяется линзовидный массив мощностью 10-20 км переходного комплекса К-М типа «коро-мантийной смеси». Такое сочетание утоненности коры и линзы К-М характерно для рифтов в континентальной коре (Рио-Гранде, Рейнского и др.), но они не содержат офиоли-тов. 6) Граница Мохо (8,4 км/с) при этом испытывает под Тагильской рифтовой структурой прогиб на 8-10 км, примерно равный мощности вулканогенных накоплений палеозоя в рифте: по модели автора,- в результате массообмена, рифтовых проседаний, компенсировавших поступление магм из располагавшейся ниже в мантии астеносферной линзы - формы выражения мантийного диапира. 7) По данным численного моделирования гравитационного поля установлено [Дружинин, Каретин, Кашубин, 1999], что верхняя мантия под Тагильским рифтом имеет аномально высокую плотность, до 3,45 г/см3, которая снижается на флангах до 3,35 и затем фоновых 3,3 г/см3. Автор связывает это с эклогитизацией пироксени-тов(?) кровли астеносферы под воздействием ее горячих флюидов (механизм предложен Е.В. Артюшковым [1993]). При этом зона высоких плотностей рассматривается как след и контур былого распространения астеносферы в общей осесим-метричной структуре. Линза К-М и метаморфизованная верхняя мантия под ней зафиксированы в физических полях - остаются на месте их образования как глубинные корни магматических систем рифта, сохраняющиеся не субдуцированны-ми и не переработанными коллизией - эти процессы здесь не происходили.

Рифтовая природа процессов и структур определяла и особенный - характерный именно для эволюции рифтов в континентальной коре - тип завершающих событий геодинамического цикла: по мере и вследствие исчерпания энергопотенциала мантийного плюма ограниченной масштабности происходило постепенное, на этапах Б, - Э,, естественное отмирание саморазвивавшейся системы. Такой регрессивный ход эволюции зафиксирован в последовательно уменьшавшейся ширине рифтовых структур и уменьшении объёмов извергнутых магматитов, в нарастании щелочности вулканизма, увеличении длительности этапов - малых циклов эволюции.

На заключительной стадии цикла, С2- Р1, в некоторых зонах пояса уралид

происходило палингенное гранитообразование. Локализовалось оно вовсе не в областях аккреционных скучиваний палеозойских островодужных комплексов, а в обрамляющих отмершие к этому времени главные палеорифты палеозоид массивах дорифейской (см. раздел обоснований Положения 1) кристаллической коры. Соответственно, энергетику и потоки гранитообразующих флюидов в сухой гранулитовой коре могла обеспечивать только остаточная активность мантийного диапира. Поэтому вероятно, что в течение амагматичного периода длительностью 50 млн лет в карбоне в верхах астеносферы областей, смежных с отмершим Тагильским рифтом, происходило эманационное накопление летучих, щелочей, кремнезема и затем массовое их проникновение в древнюю гранулито-вую кору при заключительных эпизодах рифтовых растяжений [Каретин, 2000], когда кора становится проницаемой. Пути перемещения потоков флюидов из мантии зафиксированы, по результатам интерпретации автором данных ГСЗ, - как области и столбообразные зоны резко сниженных скоростных характеристик среды, распространяющиеся от самого основания коры, мощностью 40 км в Салдин-ском выступе: сниженных от типовых для нижней коры 6,8 км/с до 6,5-6,4 км/с и до 6,2 км/с на глубинах 10-15 км непосредственно под позднепалеозойскими интрузиями гранитов. Получены изотопные свидетельства участия мантийных источников в петрогенезисе орогенных гранитов Урала [Попов и др., 2003], а геохимия участия в гранитообразовании мантийных флюидов недавно изучена на материалах по Кольской сверхглубокой скважине [Ветрин, Гороховский, 2002]. Режим сжатий, столкновения плит при таком механизме гранитообразования не требуется. -Наоборот, необходим режим растяжений, и весь геодинамический цикл завершается совсем иначе, чем стандартный цикл Уилсона и иначе, чем классический геосинклинальный цикл.

На материалах по Уралу видно, что связанные с внедрениями гранитов оро-генные поднятия были узко локализованными, а на флангах гранитных поясов они сочетались со сдвиго-надвиговыми и складчатыми дислокациями в зонах динамических воздействий активно занимавших объемы в верхней части коры гранитных интрузий (с невскрытым эрозией гранитным поясом под Центально-Уральским поднятием автор связывает образование известной Западно-Уральской зоны надвигов), тогда как на удалениях от них более 5-10 км вулканиты и осадки такими деформациями не затронуты в обширных ареалах, где они не претерпели ни складчатости и инверсии первично-синформных структур, ни значительных оро-генных поднятий. Именно этим автор объясняет хорошую сохранность ордовикских и силурийских вулканоструктур, их небольшой эрозионный срез и сохранность ранне- и позднесилурийских кайнотипных базальтов и пропилитов с цеолитами, не испытавших метаморфизма погружения и эродирования на орогенной стадии.

Интенсивным орогенным деформациям, субвертикальному раздавливанию, образования Тагильского рифта подвергались в его краях около обрамляющих выступов докембрия, где происходил финальный гранитный магматизм, особенно в узкой южной его части около крупного Верх-Исетского гранитного плутона.

В отличие от Тагильского, в Магнитогорском звене пояса уралид полно проявлен и второй, герцинский, геодинамический цикл, и каледонские ордовикско-ран-недевонские структуры (в т.ч. наслоения ирендыкской формации) интенсивно переработаны проявлявшимися здесь же герцинскими процессами, тогда как вулка-ноструктуры герцинского этажа остаются большей частью слабо нарушенными.

Заложению Тагильского рифта предшествовало сводообразование и глубокая эрозия вершинной части свода, затем обрушенной (палеозой рифта с размывом залегает на рифее, хотя на западных склонах палеосвода сохраняются и отложе-

ния нижнего и верхнего венда и низов палеозоя), в связи с образованием обширной астеносферной линзы. Очень ранняя эклогитизация пород ее кровли вызвала нарушение изостазии и длительные слабые погружения всей геодинамически активной межкратонной области, в т.ч. формирование со среднего ордовика и в силуре рифовой платформы на сиалической коре западного плеча Тагильского рифта.

На основе полученного комплекса новых данных по Тагильской мега-зоне Урала, резко не соответствующих модели стандартного цикла Уил-сона, автором разработана целостная концепция маломасштабного варианта проявления геодинамического цикла - в связи с эволюцией мантийного диапира ограниченной масштабности, промежуточной между присущей континентальным и океаническим рифтам и потому сочетающей их главные черты (рифт в континентальной коре, но с офиолитами) и важные присущие структурам этого типа особенности магматизма: 1/ офиолитоге-нез имел внутриконтинентальную щелевую масштабность, хотя при этом по составу габбро-ультрабазитовых и базальтовых членов мало отличается от офиолитов более масштабных типов; 2/ на последующей стадии цикла петрографически сходный с островодужным вулканизм не связан с субдукцией и островодужным процессом, а является производным впервые выделяемого режима остаточного постофиолитового рифтогене-за, имел те же мантийные источники и происходил в рифтовых структурах в той же обстановке вулканического архипелага вдоль конвергентной границы континентальных плит. По геохимии продуктов и обстановкам он имеет черты сходства с вулканизмом рифтогенных континентальных окраин северного сектора круг-тихоокеанского кольца, где получили развитие также очень похожие на уральский габбро-ультрабазитовые платино-носные пояса. 3/ Процессы завершающей стадии цикла связаны с финальным гранитным магматизмом, инициированным также остаточной активностью того же мантийного диапира.

В итоге, по результатам выполненных по теме диссертации исследований сделан вывод, что вулканизм и геологическое развитие в Тагильском звене пояса уралид происходили не по стандартному сценарию геодинамического цикла, а в его маломасштабном варианте. В природе существует непрерывный ряд возрастания масштабностей мантийного диапиризма и рифтогенеза: от зачаточных внутрикратонных ответвлений рифтов и развитых континентальных рифтов (нескольких подтипов) - к более продвинутым рифтам-авлакогенам межкратонных областей континентов (типа Приуральско-Центральноуральской системы, в которой, согласно А.В. Маслову [1994], широкое распространение получают морские фации мелководий, при общих мощностях накоплений до 6-10 км) и затем к рифтам характеризуемого в данной работе типа (с офиолитами щелевого типа), переходным к рифтам океаническим по характеру глубинных магматических процессов, но еще внутриконтинентальным по масштабности раздвижений и обстановкам осадконакопления.

На примере Тагильской мегазоны Урала можно видеть, что пояса этого типа характеризуются минерагенией не палеоостроводужного, а существенно континентального профиля - с крупными месторождениями железных руд, золота, платиноидов, в сочетании с офиолитогенными медно-колчеданными, хромитов, асбеста. Предлагаемая концепция хорошо с этим согласуется и позволяет прогнозировать новые типы рудных объектов.

Заключение

В результате выполненных исследований получены принципиально новые данные по основным аспектам палеовулканизма и строения одной из типовых структур подвижных поясов континентов, по-новому раскрывающие их геодинамическую природу. Основные результаты сформулированы в виде защищаемых положений и в более развернутой характеристике научной новизны работы. В самом обобщенном виде научная новизна выполненного исследования формулируется так: впервые проведено комплексное изучение палеозойского вулканизма главной вулканогенной зоны пояса палеозоид Урала в его Тагильском звене и установлена его принадлежность к геодинамическому циклу ограниченной масштабности -с кратковременным офиолитообразованием внутриконтинентального щелевого типа и последующим многоэтапным вулканизмом, петрографически сходным с островодужным, но происходившим при режиме остаточного постофиолитового рифтогенеза, во всё более узких грабенах на сохранявшейся во внутренней области отмершего офиолитового трога древней континентальной коре и по составу и геохимии продуктов эквивалентным вулканизму рифтогенных континентальных окраин, при полном отсутствии в ассоциации с ним терригенных осадков, присущих подводным склонам островных дуг. Такой межкратонно-рифтовый тип геодинамической эволюции связан с мантийным диапиром ограниченной масштабности - промежуточной между присущей океаническим рифтам и рифтам континентов

Важнейший из полученных результатов - установление, всестороннее обоснование внутриконтинентальной рифтовой природы палеозойского вулканизма Тагильской мегаструктуры на офиолитовых и последующих этапах эволюции.

В работе впервые показано, что Тагильская синформа по общему строению и особенностям вулканизма представляет собой палеорифт, особенного типа: формировавшийся в дорифейской континентальной коре, но с офиолитообразованием на начальных этапах эволюции - с образованием офиолитовых трогов с парными системами краевых зон щелевых раздвижений и последующим внутритроговым магматизмом на сохранявшейся здесь континентальной коре. Палеорифт естественным образом отмирает еще на доорогенных этапах эволюции и затем испытал лишь некоторые усложнения в связи с проявлениями финального гранитного магматизма в обрамляющих массивах древней коры. Эти положения являются составными элементами разработанной автором целостной концепции геодинамического цикла ограниченной мас-

штабности, присущей геологической истории подвижных поясов континентов. Полученный фактический материал непротиворечиво согласуется в рамках этой концепции, но имеет и самостоятельную фундаментальную значимость. Это относится к выявленной билатеральной геохимической зональности базальтов палеоспрединговых осей; установленной распространенности в офиолитовых и последующих комплексах вулканитов ферробазальт-исландитовой серии и базальтоидов коматиитовой серии, индикаторных для рифтовых обстановок в континентальной коре; выявленной геохимической общности базальтов всего формационного ряда и других закономерностей эволюции вулканизма; выявленных, откартиро-ванных кальдерных структур, вулканических грабенов и многообразных фаций наземного вулканизма в разрезах ордовика и силура, установленное отсутствие в них граувакк, глинистых отложений и других признаков приостроводужных и глубоководных обстановок.

Работа выполнена при поддержке РФФИ, гранты 02-05-64109 и 01-05-65208.

Список основных публикаций автора по теме диссертации

Монографии

Геологическое развитие и металлогения Урала М.: Недра. 1981 / К.К. Золоев, М.С. Рапопорт и др. (Ю.С. Каретин - Гл. Вулканические формации, с. 59 -92)..

Каретин Ю.С. Геология и вулканические формации района Уральской сверхглубокой скважины СГ-4. Издательство УрО РАН. Екатеринбург. 2000. 277 с.

Другие публикации

Каретин Ю.С. О роли юрских сдвиговых дислокаций в строении Тагильского синклинория на Урале//Докл. АН СССР. 1965. Т. 161, № 1. С. 179-182.

Каретин Ю.С. Пемзовые туфы и кальдеры в силуре Среднего Урала//Докл. АН СССР. 1967. Т. 173. № 2. С. 421-424.

Каретин Ю.С. Новая схема развития силурийского вулканизма северной части Среднего Урала//Докл. АН СССР. 19672.Т. 173. №5. С. 1145-1148.

Каретин Ю.С. Субвулканические и наземные фации вулканитов в силуре Среднего Урала// Палеовулканизм Урала (УФАН СССР). Свердловск. 1968. С. 159-171.

Каретин Ю.С. Кислые экструзии в нижнем силуре севера Среднего Урала // Вулканические образования Урала (УфАН СССР). Свердловск 1968. С. 67-72.

Каретин Ю.С. Пемзовые туфы и игнимбриты Галкинской кальдеры в силуре северной части Среднего Урала //Труды 2-го Уральского петрографического совещания, Т. III. Свердловск (УфАН СССР). 1969. С. 301-307.

Каретин Ю.С, Условия формирования и геоструктурная позиция эффузивных формаций Тагильского погружения // Советская геология. 1969, № 2. С. 146-152.

Каретин Ю.С. Натриевые и калий-натриевые вулканические серии в силуре Среднего Урала// Вопросы петрохимии. Ленинград (ВСЕГЕИ). 1969. С. 339 - 341.

Каретин Ю.С. Опыт картирования силурийских вулканогенных образований зеле-нокаменной полосы Среднего Урала // Методика картирования вулканических формаций. Под ред. Е.Ф. Малеева. М.: «Наука». 1969. С. 139-144.

Каретин Ю.С. Выделение типов вулканической деятельности в палеовулканиче-ских областях на примере зеленокаменной полосы Среднего Урала // Докл. АН СССР. 1970. Т. 192. № 5. С. 1327-1330.

Каретин Ю.С. О закономерностях локализации медноколчеданного оруденения Валенторского месторождения // Вопросы геологии и магматизма Урала (УфАН СССР). Свердловск. 1970. С. 267-269.

Каретин Ю.С. Среднепалеозойский вулканизм западного крыла Тагильского синклинория на севере Среднего и Северном Урале // Автореферат Дисс. кандидата геол.-минер. наук. Свердловск. 1974. 33 с.

Каретин Ю.С. Фации кислого и андезито-дацитового вулканизма нижнего силура Северного и Среднего Урала // Палеовулканизм Урала. (УфАН СССР). Свердловск. 1975. С. 117-136.

Каретин Ю.С, Каретина Л.Т. Остатки наземных вулканических конусов в диабазовом комплексе верхнего ордовика Среднего Урала/ Там же. 1975. С. 180-184.

Каретин Ю.С. Об ультрамагнезиальных эффузивных аналогах тылаитов Тагильского прогиба// Докл. АН СССР. 1975. Т. 220, № 1. С. 201-204.

Каретин Ю.С. Геологические аспекты метаморфизма в зоне Платиноносного пояса // Геология метаморфических, комплексов Урала (Труды СГИ). Свердловск. 1976. С. 66-72.

Каретин Ю.С. Масштабы вариаций состава вулканических формаций //Тез. V Всесоюзного петрографического совещ-я. Алма-Ата. 1976. Т. 1. С. 362-365.

Силурийская система /Ходалевич А.Н., Каретин Ю.С., Шурыгина М.В./Материа-. лы к III Уральскому Междуведомственному стратиграфическому совещанию. Ч. II. Свердловск. 1977. С. 5-20.

Каретин Ю.С. К истории тектоно-магматического развития Тагильского прогиба // Докл. АН СССР. 1977i. Т. 234. № 3. С. 646-649.

Каретин Ю.С. Эволюция раннегеосинклинального базальтоидного вулканизма Тагильского прогиба // Вулканические образования Урала / Тр. ИГиГ УНЦ АН СССР.. Вып. 134. Свердловск. 1978. С. 69-86.

Каретин Ю.С. Внутриконтинентальный (Уральский) тип эвгеосинклинальных риф-тогенов //Докл. АН СССР. 1979. Т. 247. № 3. С. 657-662.

Каретин Ю.С. Латеральные вариации базальтоидного вулканизма и принципы -выделения вулканических формаций (на примере Тагильского прогиба) // Латеральные ряды магматических формаций /Тр. ИГиГ УНЦ АН СССР. Вып.155. Свердловск. 1 979L С. 54-72.

Каретин Ю.С. Строение и металлогеническое районирование Тагильского синклинория по данным палеовулканических реконструкций //Тектоника и металлогения Урала. (УНЦ АН СССР). Свердловск. 1980. С. 24-34.

Каретин Ю.С. Типы и происхождение раннегеосинклинальных базальтов Урала // Петрология литосферы и рудоносность. ВСЕГЕИ. Ленинград.1981.С.193-195.

Дружинин B.C., Каретин Ю.С. и др. Новые данные о глубинном строении Урала (на Красноуральском профиле ГСЗ) //Докл. АН СССР, 1981. Т. 251. № 1. С. 173-176.

Каретин Ю.С. Корреляция разрезов Тагильского прогиба и его обрамления в связи с бурением Уральской сверхглубокой скважины //Вопросы геологической корреляции и металлогении Урала (Изд. Геолфонда Мингеологии РСФСР). Москва. 1983. С. 49-60

Карта геологических формаций Урала М 1: 5 млн. // О.А. Кондиайн и др., один из соавторов - Ю.С. Каретин. Изд. ВСЕГЕИ. Ленинград. 1983.

Каретин Ю.С. Некоторые факторы структурного и вулкано-структурного контроля колчеданного оруденения Урала //Палеовулканические условия образования и размещения колчеданных м-ний Урала /Баш. ФАН СССР. Уфа. 1985. С. 44-50.

Каретин Ю.С. Раннегеосинклинальный вулканизм и геодинамика палеозойской эвгеосинклинали Урала // Палеовулканологические карты и металлогеническая специализация древнего вулканизма Урала / УНЦ АН СССР. Свердловск. 1985. С. 51-62

Каретин Ю.С. Эволюция офиолитовых ассоциаций Урала и вариации химизма их базальтов// Геология и палеонтология Урала (ИГиГ УНЦ АН СССР). Свердловск. 1986. С. 107-115.

Каретин Ю.С. Высокомагнезиальные базальты -андезиты и палеоисландиты Урала // Ежегодник-1985 /ИГиГ УрО АН СССР. Свердловск. 1986. С. 60-62.

Каретин Ю.С. Тагильский прогиб как типовая эвгеосиклинальная зона Урала // Типы магматизма Урала /ИГиГ УрО АН СССР. Свердловск. 1987. С. 62 -82.

Каретин Ю.С. Петрохимическая зональность в Тагильском троге и геодинамическая обстановка образования ферробазальтов // Ежегодник-1987 / ИГиГ УрО АН СССР. Свердловск. 1988. С. 79-81.

Каретин Ю.С. Об антидромном строении разреза постофиолитовой базальт- ан-дезитовой формации в районе Уральской сверхглубокой скважины // Ежегод-ник-1988 / ИГиГ УрО АН СССР. Свердловск. 1989 С. 38-39.

Путеводитель геологических экскурсий. Маршрут № 3 - Уральская сверхглубокая скважина СГ-4 / ИГиГ УрО АН СССР/ Каретин Ю.С, Пучков В.Н. и др. Свердловск. 1989. С. 24-38.

Каретин Ю.С. Модель строения и развития эвгеосинклинального офиолитового трога в районе Уральской сверхглубокой скважины //Тез. докл. Всесоюзного Тектонического совещ-я «Тектоника, геодинамика и металлогения Урало-Тянь-шаньской складчатой системы». Свердловск. 1989. С. 55 -56.

Каретин Ю.С. Геодинамическая природа и обстановка геосинклинального вулканизма Урала// Тез. докл. 8 Всесоюзного палеовулканологического симпозиума «Вулканизм (эволюция, геодинамика, рудоносность). Хабаровск. 1989 С2-4

Каретин Ю.С. Об офиолитовых коматиитовых базальтах Урала и вулканитах бо-нинитовой серии // Ежегодник-1989 / ИГиГ УрО АН СССР. Свердловск. 1990. С.41-43.

Корреляция магматических комплексов Среднего Урала. Тагильская мегазона. /Каретин Ю.С, Смирнов В.Н./ИГиГ УНЦ АН СССР. Свердловск. 1991. С. 24-39.

Каретин Ю.С. Особенности структурообразования в подвижных поясах Уральского типа // Механизмы структурообразования в литосфере и сейсмичность /Тез. докл. 3 Всесоюзный симпоз. «Экспериментальная тектоника в решении задач теоретической и практической геологии». М.: ГЕОС. 1991. С. 44- 46.

Каретин Ю.С. Структурная позиция и фациально-формационная принадлежность вулканогенных образований Уральской сверхглубокой скважины (СГ-4) // Уральская сверхглубокая скважина. Научное бурение в России. Вып.1. Ярославль. 1992. С. 158-165.

Karetin J.S., Koroteev V.A., Ivanov K.S., Superdeep Drillingin the Urals; hopes and Ferst Resalts. 1992 r. //Osaka.

Дружинин B.C., Каретин Ю.С. и др. Геолого-геофизическая модель земной коры района Уральской сверхглубокой скважины//Докл. РАН. 1993. Т. 333, № 4. С. 507-511

Палеовулканологические карты М 1:5 млн. России и сопредельных стран (Один из авторов - Каретин Ю.С.). ВСЕГЕИ. 199$,2003.

Дружинин B.C., Каретин Ю.С. и др. О глубинном строении и геодинамической обстановке формирования подвижного пояса Урала // Разведка и охрана недр. 1995. №5. С.12-15.

Каретин Ю.С. Строение и эволюция земной коры главного эвгеосинклинального пояса Урала на полигоне сверхглубокой скважины СГ-4 // Институт геологии и геохимии УрО РАН. Основные научные достижения за 1992-1996 гг. Екатеринбург. 1996. С. 166-172.

Каретин Ю.С. Концепция нестандартного геодинамического цикла в подвижных поясах континентов, на материалах по полигону Уральской сверхглубокой скважины // III Международная конф. "Новые идеи в науках о Земле". Т. 1. М. 1997. С. 59.

Каретин Ю.С. К петрологии вулканических комплексов разреза СГ-4 : сопоставления с мировыми эталонами // Проблемы петрогенезиса и рудообразования / Научная конф. "Чтения А.Н. Заварицкого" / ИГиГ УрО РАН. Екатеринбург. 1998. С. 84-86.

Каретин Ю.С. О палеогеографии и геодинамической природе бассейнов позднего докембрия и раннего палеозоя Уральского региона // Палеогеография венда -раннего палеозоя северной Евразии (УрО РАН). Екатеринбург. 1998 С. 82-89

Дружинин B.C., Каретин Ю.С. и др. Главные структуры коры и верхней мантии Уральского региона //Докл. РАН. 1998. Т. 360, № 3. С. 397- 401.

Каретин Ю.С. Проблемы структурообразования в подвижных поясах континентов, на примере Урала //Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты / 31-е Тектоническое совещание. М.: ГЕОС. 1998 . Т. 1. С. 229 -233.

Каретин Ю.С. Вулканизм и тектогенез палеозоид Уральского подвижного пояса -эквиваленты процессов в активных континентальных окраинах // Тектоника, геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма /32-е Тектонич. совещание. М.: ГЕОС. 1999. Т. 1. С. 285-288

Каретин Ю.С. Петрохимический способ приближенных оценок глубин магмогене-рации базальтов разных геодинамических обстановок // Тектоника, геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма. М.: ГЕОС. 1999. С. 289-291.

Дружинин B.C., Каретин Ю.С. Новые данные по глубинному строению района Уральской сверхглубокой скважины. // Результаты бурения и исследований Уральской сверхглубокой скважины (СГ-4). Научное бурение в России. Вып. 5. ФГУП НПЦ «Недра». Ярославль. 1999. С. 369-378.

Каретин Ю.С. Уральская сверхглубокая скважина: геолого-петрологическая и формационная характеристика вулканогенного разреза, вскрытого до глубины 5350 м//Там же. 1999. С. 100-112.

Дружинин B.C., Каретин Ю.С, Кашубин С.Н. Глубинное геокартирование Уральского региона по данным ГСЗ // Региональная геология и металлогения. № 10. Изд-во ВСЕГЕИ. 1999. Санкт-Петербург. С. 152-161.

Дружинин B.C., Каретин Ю.С. Башта К.Г., Коротеев В.А., Кашубин С.Н. Детальные сопоставления наземной и скважинной информации по району Уральской сверхглубокой скважины //Отечественная геология. 1999. № 5. С. 42- 48.

Каретин Ю.С. Рудолокализующие палеогеодинамические системы Урала // Геология и минерально-сырьевые ресурсы Европейской территории России и Урала Мат-лы Уральского металлогенич. совещ-я. Кн. 2. Екатеринбург. 2000. С. 83-85.

Karetin J.S.Volkanic complexes of the Ural superdeep borehole SD-4 section // Mathe-rials of a 31-st International Geological Congress/ Rio de Janeiro. Brazil. 2000.

Karetin Y.S., Korghaev V.P., Seravkin J.B., Sharpenok L.N. Kalderas and their ore content in the different geodynamical regimes /Abstract of 29th IGC. Kioto. 1992, vol. 13, p. 485.

Drushinin V.S., Karetin J.S. Early Precambrian crust of the Urals region and its evolution: resultsof nev Geology-Geophysical research. MAEG 9th Meeting of the Assotiation of European Geological Societies. 1995. P. 24-25.

Каретин Ю.С. Геология района Уральской сверхглубокой скважины СГ-4 // Горный журнал. Известия ВУЗов. Изд. Уральской государственной Горно-геологической академии. Екатеринбург. 2001. № 2. С. 21-142.

Каретин Ю.С. Иванов К.С. Новые данные о РЗЭ в вулканических формациях района Уральской сверхглубокой скважины СГ-4 // Ежегодник -2000 / ИГиГ УрО РАН. Екатеринбург. 2001. С. 140 -143.

Каретин Ю.С. Индикаторные петротипы и фации вулканитов разреза

Уральской сверхглубокой скважины СГ-4 и околоскважинного пространства // Уральская сверхглубокая скважина. Сб. научных трудов. Вып. 7. мПр РФ; ФГУП НПЦ «Недра». Пермь. 2001. С. 180 - 212.

Дружинин B.C., Каретин Ю.С, Дьяконова А.Г., Солодилов В.Н,. Золотое Е.Е Модель литосферы района Уральской сверхглубокой скважины СГ-4 // Разведка и охрана недр. 2002. № 2. С. 11-15..

Каретин Ю.С, Дружинин B.C. Новые геолого-геофизические данные о шовной межкратонной рифтовой природе подвижного пояса Урала // Глубинное строение и геодинамика Фенноскандии и окраинных зон/ Мат-лы 8-й Международной конференции. Петрозаводск. 2002. С. 117-119.

Каретин Ю.С Рифтовая природа вулканизма Тагильской мегаструктуры - новые обоснования внутриконтинентальной природы пояса уралид// Эволюция внутриконтинентальных подвижных поясов / Мат-лы научной конф. IX Чтения А.Н. Заварицкого. Екатеринбург. 2003. С. 20 -22.

Каретин Ю.С. Эволюция вулканизма Тагильского сегмента пояса палеозоид Урала: новые данные и геодинамические интерпретации // Вулканизм и геодинамика / Мат-лы 2-го Всероссийского симпозиума по вулканологии и палеовулканологии. Екатеринбург. 2003. С. 269-275.

Каретин Ю.С. Осадочные комплексы главной вулканогенной зоны Урала как от ражение ее рифтогенной эволюции // Мат-лы 3-го Всероссийского литологиче-скго совещания. Москва. Изд. МГУ. 2003. С. 77-80.

Каретин Ю.С. Модель геодинамического цикла с офиолитами внутриконтинента-льного типа (на примере Урала) // Эволюция тектонических процессов в истории Земли / Мат-лы 37-го Тектонического совещ-я. Новосибирск. СО РАН, «Гео». 2004. С. 214-217.

Подписано к печати 12.10. 2004 Формат 60 х 84 1/16

Уч.-изд. л. 2. Тираж 150 экз. Заказ № 165

Размножено с готового оригинал-макета в типографии ООО «ИРА УТК». 620219. Екатеринбург, ул. Карла Либкнехта, 42

Р22 971

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Каретин, Юрий Сергеевич

Введение.

Глава 1. Основные черты геологического строения.

1.1. Положение в региональной структуре.

1.2. Общие черты строения и развития Тагильской палеорифтовой структуры.

1.2.1. Стратиграфия и формации.

1.2.2. Интрузивный магматизм.

1.2.3. Вулканические структуры.

1.2.4. Вулканизм и рудогенез.

1.2.5. Особенности глубинного строения.

1.2.6. Допалеозойские комплексы обрамления.

1.2.7. Зональность строения Тагильской мегаструктуры.

1.2.8. Деформации, разломная тектоника. Выводы.

Глава 2. Главные петротипы базальтов -индикаторы геодинамических обстановок.

2.1. Главные петротипы базальтов и других производных базальтовых магм.

2.2. Зеленокаменный метаморфизм. Первичный химизм спилитов.

2.3. Оценки глубин магмогенерации и геодинамических обстановок по химизму базальтов (новый способ).

Глава 3. Вулканогенные формации.

3.1. Метатолеитбазальтовая зеленосланцевая формация карадока.

3.2. Формация офиолитовых базальтов - плагиориолитов этапа Оз - Sjl]

3.2.1. Спилит-диабазовый комплекс.

3.2.2. Бимодальный комплекс.

3.2.3. Кальдерный комплекс.

Обстановки осадконакопления.

3.3. Риолит-андезит-базальтовая формация позднего лландовери - раннего венлока.

Формация в разрезе СГ-4.

3.4. Андезит-базальтовая формация верхнего венлока - низов лудлоу.

3.5. Базальт (трахибазальт) - трахитовая формация пржидолия - лохкова.

3.6. Субщелочная андезит-базальтовая формация прагиена-эмса

3.7. Андезибазальт- риолитовый комплекс франа.

3.8. Траппоидная серия раннего карбона.

Эволюция осадкообразования в ордовике, силуре и девоне.

Глава 4. Эволюция вулканизма и геодинамические реконструкции.

4.1. Закономерности эволюции вулканизма главного (O3-S1) этапа офиолитовой стадии.

4.2. Особенности постофиолитовой и общей эволюции вулканизма.

4.3. Рифтовая модель строения и эволюции Тагильской вулканогенной мегазоны.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Палеозойский вулканизм и геодинамика Тагильской мегазоны Урала"

Актуальность проблемы определяется дискуссионностью существующих представлений о строении и закономерностях формирования подвижных поясов континентов, особенностей проявлений в них офиолитообразования, вулканизма и всего геодинамического цикла. Со слагающими их образованиями связаны крупные месторождения медных, железных руд, хромитов, золота и других металлов. Важно поэтому получение полной объективной информации по геологии, геохимии, эволюции их вулканизма - важнейшего индикатора глубинных процессов, геодинамики формирования таких эталонных объектов, как Уральский пояс палео-зоид. Его Тагильское звено характеризуется наиболее масштабным, многообразным и надежно датированным ордовикско-силурийским (каледонским) вулканизмом и интрузивным магматизмом, в основном сохраняет первичное строение и является поэтому весьма благоприятным объектом для исследований данного направления, тем более, что здесь по программе глубокого континентального бурения ведется проходка сверхглубокой скважины (СГ-4), нацеленной на решение глобальных проблем эволюции литосферы таких поясов и закономерностей рудо-образования в них.

Задачи исследования: 1) стратиграфическое и формационное расчленение вулканогенных образований палеозоя Тагильского прогиба на основе изучения вещественного состава естественных подразделений разреза и их биостратиграфического датирования; 2) их детальное петрогеохимическое и палеовулканологическое изучение, с выделением главных петротипов - индикаторов геодинамических об-становок, диагностикой генетических типов и фаций вулканитов и осадков, реконструкцией типов извержений, вулканических центров и вулканотектонических структур, обстановок вулканизма и осадкообразования, особенностей латеральной геохимической зональности вулканизма и его эволюции; 3) изучение по той же программе опорного разреза Уральской сверхглубокой скважины СГ-4 и его корреляция с геологическим окружением; 4) выяснение особенностей глубинного строения и эволюции литосферы данной области и ее соотношений с континентальным обрамлением; 5) непротиворечивое согласование всего комплекса фактических данных в рамках целостной концепции геодинамической эволюции. Актуальной являлась также задача создания современной монографической сводки по геохимии вулканических формаций всей Тагильской мегазоны и геологии района бурения Уральской сверхглубокой скважины как фактологической основы для корреляций ее разреза с геологией поверхности. Предшествовавшие обобщающие работы по этому региону имеют полувековую давность.

Фактический материал. Базовый материал для диссертации получен автором в ходе проведения им крупномасштабного геологического картирования главной вулканогенной зоны Урала на Северном и Среднем Урале (рис.1) в непрерывной полосе от р. Ивдель на севере до р. Ёлвы в Павдинском районе (блок из 14,5 листов геологической карты М 1:50000), выполнявшегося впервые на палеовулканологической основе, с авторской документацией керна и просмотром шлифов более 4000 картировочных и поисково-разведочных скважин и отстройкой разрезов и детальных карт районов медноколчеданных месторождений Валенторского, Шему-рского, Ново-Шемурского, Галкинского, Калугинского, Тагило-Красноуральской и Кабанской групп, скарново-магнетитовых м-ний Ill-Северного, Покровск-Уральс-кого, Гороблагодатского, бокситовых м-ний СУБРа, структурных скважин глубиной 1200 -1400 м Красноуральского и других пересечений. Закартированы также листы в бассейнах рек Ляли, Иса, Туры и затем, в масштабе 1:100000, - ордовикской зеленосланцевой полосы между 60 - 58° с.ш., в целом территории 500 х 30 -50 км. Проведены также геологические маршруты в более северных и южных частях Тагильской мегаструктуры и в докембрийском обрамлении -в бассейнах рек Лозь-вы, Ваграна, Салды, Тагила, Серебрянки, Ревды, Чусовой, Исети, Уфы (рис.2). Обобщением этих и геологосъемочных и поисковых работ многих авторских коллективов явилось составление автором многолистной Структурно-формационной карты Тагильского мегасинклинория м-ба 1:200000 (1979 г., фонды Уралгеолкома). Выполнены также совместные с геофизиками исследования глубинного строения Урала, с отстройкой серии сейсмо-геологических профилей, карт мощностей земной коры и т.д. В 1980-1982 гг. автором составлена обновленная геологическая карта района, где ныне проводится бурение сверхглубокой скважины СГ-4 и выполнено задание Уралгеолкома по выбору точки ее заложения. Затем проведено комплексное изучение ее керна до глубины 5700 м и отработка серии геолого-геохимических пересечений. Полевые наблюдения проведены также на ряде разрезов южных и восточных зон Урала и в некоторых вулканогенных зонах Средней Азии, Крыма, Кавказа и современного вулканизма Камчатки.

Методика исследований. Опорный материал получен в процессе детального геологического картирования главной вулканогенной зоны Урала, выполнявшегося в сочетании с формационным и палеовулканологическим анализом, с диагностикой и картированием вулканических фаций и структур, что позволило выявить крупные кольцевые, кальдерные, грабеновые структуры, останцы палеовулканов, шлейфов лахаров и тефроидов их подножий и, таким образом, впервые расшифровать внутреннее строение палеовулканической области. В течение 42 полевых сезонов в полосе 500 км на Северном и Среднем Урале автором лично выполнен комплекс геологических наблюдений, прослеживания взаимоотношений, петрографической и фациальной диагностики пород (просмотрено более 30 тыс. шли фов), анализа материалов геофизики. Впервые выполнено систематическое петро-химическое изучение вулканитов этой территории: из опорных разрезов автором отобрано более 1200 силикатных анализов (и затем количественных определений рассеянных элементов), обработанных с помощью созданной им компьютерной базы данных, включающей также аналитический материал других авторов по Уралу и по мировым эталонам островодужных, континентальных, океанических обстано-вок. В базе данных построены сотни диагностических и других диаграмм, в т.ч. с пространственной и возрастной координатами - для изучения латеральной геохимической зональности и эволюционных трендов: анализ данных геохимии был важнейшим рабочим методом получения новой информации. Специальное изучение породообразующих минералов вулканитов выполнялось по пробам автора Е.Е. Порошиным [ВСЕГЕИ, 1985, 1986]. Существенным в методике был комплексный системный анализ самой широкой совокупности данных.

Защищаемые положения

1. Вулканизм Тагильского звена пояса палеозоид Урала происходил в поли-циклически мобильной рифтовой зоне на границе крупнейших литосферных плит- геоблоков Евразийского континента. Здесь выделен, изучен последовательный ряд вулканических формаций полного геодинамического цикла: ранней (офиолитовой) стадии (этапов карадока и позднего ордовика- начала силура) и до 6 формаций средней сходной с островодужной стадии (Sil3 -Dt - С/). От формационных рядов островодужных систем его отличает многое, в т.ч. то, что начинает его континентальный терригенно-ферробазальтовый комплекс, постепенно переходящий в офиолитовый.

2. Впервые установлена билатеральная геохимическая зональность базальтов спрединговых комплексов О2- 03, по ней трассированы оси спрединга и установлен узкощелевой масштаб раздвижений - был сформирован лишь офиолитовый трог шириной 40 -80 км, образованный парной системой краевых зон щелевых раздвигов, между которыми во внутренней области трога сохранялся массив континентальной коры и происходил вулканизм позднеофиолитового бимодального комплекса Oy-St и последующих формаций и уже с ордовика формировались кальдерные структуры с массовым кислым вулканизмом, наземными и мелководно-морскими фациями вулканитов и осадков.

3. Вулканизм постофиолитовой стадии цикла развивался в течение однотипных этапов эволюции Si^-V]; SiV3-S2l; S2p-D/; Dj2 и локально в D2eh Djf и Ch во всё более узких вулканических грабенах при режиме остаточного рифтоге-неза. Рифтовой природе соответствуют и особенности состава его продуктов: большие объемы (тысячи км3) потоковой пирокластики в связи с рифто-выми раскрытиями, излияния пиллоу-лав базальтов инициального типа и фер-робазальтов, исландитов, а преобладающие контаминированные коровым материалом порфировые K-Na производные этих магм сохраняют присущие риф-тогенным толеитам более высокие, чем в островодужных сериях содержания

Nb, Zr, Sc, Cr и Sr, Ba, Na20. Вулканизм происходил в линейном архипелаге островов (в обширном морском бассейне на континентальной коре) вдоль остато-чно дивергентной границы плит, где протягивалась центральная рифтовая впадина, в которой накапливались лавово-пирокластические, тефроидные и рифогенные отложения, но отсутствуют граувакки и глинистые терригенные осадки, характерные для подводных склонов островодужных систем.

4. Тагильская синформа представляет собой палеорифт, сформированный в континентальной литосфере на доорогенных этапах эволюции как ансамбль вложенных друг в друга офиолитовых трогов и последующих вулканических грабенов 3- 6 поколений, формировавшихся по мере опустошения магматических очагов в коре как структуры компенсационных проседаний, с отношениями мощностей накоплений к ширине 1:5 и до 1:2 (против 1: 20 -50 в обычных рифтах растяжений). Строение палеорифта усложняют внедрения различных интрузий и связанные с ними зоны крутопадающего рассланцевания, но во внутренней области сохраняются слабо нарушенные вулканоструктуры и силурийские кайнотипные базальты. Деформации заключительной стадии цикла проявлены в краях около обрамляющих массивов докембрия, где происходил финальный гранитный магматизм и орогенез.

Научная новизна.

1. Диссертация подводит итог 45-летних исследований палеозойского вулканизма УралЗ*. в его типовом Тагильском звене, где автором впервые составлены крупномасштабные геологические карты главной вулканогенной зоны, выделен и изучен единый для нее последовательный ряд вулканических формаций (и этапов эволюции) полного геодинамического цикла: офиолитовой стадии (этапов Огк и 03-Si') и до 6 формаций сходной с островодужной средней стадии цикла (S[l3 -Di -С1у). Установлено, что этот ряд существенно отличен от стандартного в цикле Уил-сона ряда островодужных формаций: 1) начинают его не примитивные толеиты и бониниты юных дуг на океанической коре, а континентальный терригенно-ферро-базальтовый комплекс, переходящий от бортов внутрь рифта в спрединговый (обстановки, сходные с современными рифтами Красного моря и Исландии);

2) кратковременность (менее 10 млн. лет) режима спрединга, его общая малая масштабность, с образованием лишь узкого офиолитового трога в континентальной коре мобильной области крупнейшего межплитного шва Евразийского континента;

3) последующий вулканизм происходил внутри того же трога и с самого начала характеризуется признаками вулканизма на зрелой континентальной коре;

4) завершающие события геодинамического цикла соответствовали эволюции рифтов в континентальной коре.

2. Впервые систематически изучен вещественный состав продуктов вулканизма на обширных территориях, в результате выделены прежде в формациях палеозоя Урала неизвестные петротипы, в т.ч. высокохромистыеразальты осей спрединга, супернизкохромистые и коматиитовые базальты их флангов, вулканиты высоконатриевой субщелочной серии и ферробазальты, исландиты ордовикских и силурийских этапов эволюции, индикаторные для континентальных обстановок.

3. Впервые для офиолитов подвижных поясов континентов установлена сходная с известной в современных океанических рифтах билатеральная геохимическая зональность спрединговых базальтов ордовика главной (западной) офиолитовой зоны и обнаружено, что особенности её соответствуют узкощелевому масштабу раздвижений: сходные с океаническими базальты (пиллоу-лавы и дайки с 7,5- 9 % MgO, 220-580 г/т Сг), слагают только узкую, 2 км, зону оси спредин-га и уже на ближних ее флангах сменяются афировыми же лейкобазальтами, всё более обедненными MgO и особенно хромом, до 40-10 г/т, неизвестными среди базальтов океанического дна. Такие составы могут возникать при удалении из магм хромшпинелидов и оливина. Однако необходимые для этого условия охлаждения и начального фракционирования отсутствуют в тонкой прогретой океанической литосфере, но они реализовались на путях перемещения таких же магм сквозь мощную холодную (континентальную) кору ближних обрамлений спрединговых осей Тагильского и подобных ему трогов. Толеитовые лейкобазальты этого впервые выделенного типа - индикаторы подобных обстановок. В 3-5 км дальше от осей их сменяют дифференциаты с 54 - 56 % Si02, исландиты, коматиитовые базальты, те и другие индикаторные для обстановок рифтовой деструкции континентальной коры. Оси спрединга трассированы также серпентинизированными гарцбургитами, дуни-тами, но чаще всего лишь мелкими внедрениями офиолитовых габбро, клинопиро-ксенитов, пересекаемых дайками диабазов и офиолитовыми плагиогранитами. Такие осевые комплексы симметрично-зонального строения первичны, сформированы в осях раздвижений, не являются аккреционными сутурами.

Впервые установлена кратковременность режима спрединга и его прерывистость - в течение 2-х эпизодов (в 02к и 03') общей продолжительностью менее 10 млн. лет. По низкой титанистости осевых базальтов скорости спрединга оценены большей частью в 1 см/год. В итоге был сформирован лишь офиолитовый трог шириной 40 -80 км с парной системой краевых осей щелевых раздвижений - клиньев новообразованной базитовой коры, между которыми сохранялся массив древней континентальной коры - судя по впервые полученным характеристикам формировавшегося здесь позднеофиолитового датированного конодонтами 0з бимодального комплекса: развитие в нем крупных кольцевых структур с массовым кислым вулканизмом, исландитами, K-Na базальтами, обилием наземных шлаковых конусов.

Впервые установлена мелководная природа встречающихся здесь линз яшмо-идов с радиоляриями и не обнаружено признаков океанических обстановок.

Таким образом, полученными целиком новыми данными впервые обосновывается, что дфиолиты Тагильского трога относятся к изначально маломасштабному внутриконтинентальному щелевому типу.

4. Предлагаемой троговой модели, альтернативной формированию обширных пространств с океанической корой, независимо соответствуют и впервые установленные особенности послеофиолитового вулканизма: 1) начался он во внутренней области отмершего офиолитового трога, почти без перерыва и крупных структурных перестроек; 2) происходил во всё более узких грабенах, в связи с впервые вы деляемым режимом остаточной постофиолитовой рифтовой активности мантийного диапира; 3) рифтовой природе вулканизма соответствуют и выявленные особенности состава его продуктов: в первой и последующих формациях обнаружены базальты инициального типа и ферробазальты, исландиты (неизвестные в современных островных дугах), при преобладающем развитии порфировых дифферен-циатов толеитовых магм, обогащенных щелочами, Sr, Ва и при этом сохраняющих присущие рифтогенным толеитам более высокие, чем в островодужных сериях содержания Nb, Zr, Sc, Cr, Ni (а также Sr, Na, K, Ba, Fe, V, P) и низкие отношения Zr/Nb, Ti/Nb, Y/Nb - как в континентальных толеитах и базальтах окраинноконти-нентальных поясов. Также впервые установлено, что обстановки вулканизма по-слеофиолитовых формаций не были островодужными - в ассоциации с ним типичны различные тефроиды и рифовые фации и установлено отсутствие граувакк и глинистых терригенных отложений (хотя именно ими сложены подводные склоны современных островодужных систем). Т.е. по всем позициям это вулканизм особенного типа, в какой-то степени сходный с вулканизмом поясов рифтогенных континентальных окраин.

5. Впервые изучено всё многообразие форм проявлений палеозойского вулканизма Тагильской мегаструктуры. Диагностированы и откартированы ранее на Урале неизвестные типы вулканоструктур и индикаторных фаций вулканитов: крупные вулканотектонические депрессии и кальдеры и слагающие их продукты преобладающе наземного вулканизма - агглютинаты лавового фонтанирования ос-танцов шлаковых конусов, лиловые кислые лавы, спекшиеся пемзовые туфы раскаленных пирокластических потоков, туфы аэральных пеплопадов и их ветрового перевеивания, тефровый аллювий временных речек, наряду с различными подводными фациями. Установлено, что уже с ордовика вулканизм происходил в синвулка-нических грабенах - структурах рифтовых растяжений, но главным образом компенсационных проседаний по мере опустошения магматических камер в коре, объемом в тысячи км , как оказалось, связанных с рифтовыми раскрытиями всё более глубоких уровней этих расслоенных магматических очагов и формированием антидромных последовательностей (до 4800 м мощности по скв.СГ-4) - палеозойский вулканизм и по формам проявлений оказался рифтовым.

6. Впервые показано, что Тагильская мегаструктура представляет собой па-леорифт в континентальной коре, но с офиолитами (внутриконтинентального щелевого типа), с особенным набором вулканических формаций и осадочных комплексов, сформированный в течение доорогенных этапов эволюции как система вложенных друг в друга вулканических грабенов 5-9 поколений, сохраняющий слабо нарушенные вулканоструктуры и общее троговое строение, в данном случае - не нарушенное складчатостью и коллизионной тектоникой. Элементами строения рифта являются также раздвиговые зоны узких крутопадающих базитовых интрузий и дайковых пакетов и сланцевые зоны (Салатимская и др.), сформированные ещё в ордовике -раннем силуре динамическими воздействиями внедрявшихся ульт-рабазит-базитовых и плагиогранитных интрузий. По геологическим соотношениям с вулканитами рамы впервые установлен [Каретин, 1976] возраст интрузий габбро-норитов Платиноносного пояса Урала - на рубеже между ранним и поздним вен-локом, вблизи 423 млн.лет, что недавно получило геохронологические подтверждения. Раннее становление этого крупного плутона упрочнило всю структуру, с чем в т.ч. связан феномен сохранности кайнотипного облика базальтами послеплатино-носных формаций силура. Заключительная стадия цикла проявлена деформациями в краевых частях рифта около обрамляющих массивов дорифейской коры, где происходил финальный гранитный магматизм - вовсе не в зонах аккреционных скучи-ваний островодужных комплексов палеозоя, как показали результаты изохронных U-Pb датирований [Краснобаев, 1986 и др.] гнейсов, вмещающих .эти гранитоиды.

Предлагаемой модели палеорифта в континентальной коре соответствует и совсем не палеоостроводужная минерагения Тагильской мегазоны: впервые обращается внимание на то, что профилирующим здесь является комплекс присущих континентальным областям месторождений железных руд, золота, платиноидов, в сочетании, с офиолитогенными медноколчеданными, хромитов, асбеста. I

7. Из комплекса полученных данных следует, что вулканизм и геологическое развитие в типовом Тагильском звене пояса уралид происходили не по стандартному сценарию цикла Вилсона, а по маломасштабному варианту. Согласно разработанной автором модели, режим маломасштабного внутриконтинентального спре-динга сменялся в пределах того же отмершего офиолитового трога последующим вулканизмом и интрузивным магматизмом, эквивалентным магматизму активных континентальных окраин, в связи с остаточной рифтовой активностью мантийного диапира, закономерно ослабевавшей, что обусловило наблюдаемое последовательное уменьшение масштабности вулканизма и увеличение его щелочности, тогда как его мантийные источники оставались теми же, что и на офиолитовой стадии цикла (близкие уровни концентраций Nb, Yb, Та, Hf, Sc и т.д.).

При этом уже с ордовика вулканизм происходил в пределах линейно вытянутого архипелага островов среди обширного морского бассейна на континентальной коре мобильной межкратонной области континента, на этапах C^k-S-D:,1- в ' позиции дивергентной границы плит, выраженной в т.ч. центральной рифтовой . впадиной, заполнявшейся пиллоу-лавами, туфами, тефроидными, кремнистыми и (с позднего лландовери) рифогенными накоплениями. В западном обрамлении архипелага на докембрии западного плеча рифта в ордовике и силуре формировалась рифовая платформа; на массиве древней коры восточного обрамления рифта осадочный чехол в основном эродирован на орогенных этапах эволюции.

Выявленные особенности геодинамической эволюции связываются автором с мантийным диапиризмом ограниченной масштабности, промежуточной между присущей океаническим и континентальным рифтам и потому сочетающим их | главные черты: формирование особого рода рифта в континентальной коре, но с , офиолитообразованием (внутриконтинентального щелевого типа) на ранней стадии эволюции и последующим дифференцированным магматизмом в связи с режимом остаточного рифтогенеза. Всё это по-новому раскрывает геодинамическую природу и особенности эволюции Уральского эталона подвижных поясов континентов.

Практическая значимость выполненных исследований: они развивают теоретическую базу познания строения недр и закономерностей локализации рудных месторождений. Автором было прогнозировано местоположение Ново-Шемур ского медноколчеданного месторождения (прогноз в отчете по съемке, 1977), разработки автора использовались при поисковых работах на медные руды и при разработке региональных схем стратиграфической корреляции, при составлении карты геологических формаций Урала и Атласа палеовулканологических карт России и сопредельных стран. Позднее автор консультировал исследования на СГ-4.

Апробация работы. Основные положения диссертационной работы докладывались на более, чем 30 конференциях всероссийского, регионального и международного уровней, в том числе на 2, 3, 5, 6 Уральских петрографических совещаниях, на шести Палеовулканологических симпозиумах в Черкассах, Миассе, Ташкенте, Хабаровске, Петрозаводске, Екатеринбурге, трех Всесоюзных вулканологических совещаниях, 4-х Всероссийских Тектонических совещаниях в Москве (ГИН), Екатеринбурге, Новосибирске, 4-х Литологических совещаниях в Екатеринбурге, Москве, 3-х региональных металлогенических совещаниях, на ряде форумов геофизиков и геологов - в Москве (ГЕОН), С-Петербурге, Екатеринбурге, Уфе, Ярославле, Петрозаводске, Праге.

Публикации. По теме диссертации опубликовано более 150 работ, в том числе 11 работ в Докладах РАН, главы в 2-х коллективных монографиях, авторская монография, ее журнальный вариант, участие в составлении Карты геологических формаций Урала (ВСЕГЕИ, 1983) и Атласа палеовулканических карт России и сопредельных стран (ВСЕГЕИ, 198?). Результаты исследований приведены также в виде геологических карт и отчетов по геологическому картированию и научно-тематическим работам (1959-1986 гг., фонды Уралгеолкома МПР)

Структура и объем работы. Диссертация, объемом 253 страницы, состоит из Введения, 4 глав и Заключения (Глава 1 - Основные черты геологического строения, Глава 2 - Главные петротипы базальтов - индикаторы геодинамических обстановок, Глава 3 - Вулканогенные формации; Глава 4 - Эволюция вулканизма и геодинамические реконструкции), содержит 30 таблиц, 76 рисунков и библиографию (353 наименований).

Заключение Диссертация по теме "Общая и региональная геология", Каретин, Юрий Сергеевич

Выводы. Приведенный в разделах данной главы новый материал о вещественном составе вулканитов формационного ряда согласованно свидетельствует, что вулканизм Тагильской мегаструктуры 1) был на всех этапах эволюции, включая офиолитовые этапы, однотипным по набору основных петротипов базальтов, 2) которые, как оказалось, целиком принадлежат толеитовому семейству одного и того же истощенного мантийного источника, 3) характеризующемуся в том числе развитием почти на всех этапах эволюции ферробазальт- исландитовых производных, индикаторных для обстановок рифтогенеза в континентальной литосфере, а также Mg-базальтов коматиитовой серии с глубинами магмогенерации 70 и более километров - в основании утоненной рифтогенезом континентальной литосферы; 4) этими ранее неизвестными особенностями вещественного состава продуктов вулканизма и его эволюции исследованный формационный ряд резко отличен от эталонных характеристик вулканизма островодужных систем.

ГЛАВА 3 ВУЛКАНОГЕННЫЕ ФОРМАЦИИ

3.1. Формация офиолитовых зеленосланцевых метабазальтов карадока.

Слагает она полосу шириной 5- 20 км - моноклиналь западной прибортовой части Тагильской синформы. В районе г. Ревды это мариинский комплекс, далее на север - выйский комплекс мощностью до 6 - 7 км. Низы его слагает непрерывно распространенная вдоль борта почти на 900 км базальная толща кварцитопесчани-ков, в самом низу с примесью аркозового материала (кварц-микроклиновые сростки - продукты разрушения гранитов, отмеченные автором в полосе между рекой Вагран и р. Б. Косьва), в зонах палеодельт содержащая внизу линзы существенно кварцевых аллювиальных конгломератов и гравелитов, на р. Большая Косьва резко несогласно залегающих на субвертикально смятых сланцах рифея. На 90% гальки и гравий представлены жильным кварцем, на 10 % кварцитопесчаниками рифея. Такой состав возникал при истирании реками с быстрым течением материала эрозии мощных кварцитопесчаниковых толщ с большим количеством кварцевых жил, характерных для ишеримской свиты верхнего рифея ближнего западного обрамления, широко распространенной севернее параллели 60° с.ш. Песчаный материал разносился вдоль морского побережья - вверху толщи встречаются линзы белых мраморизованных рифовых известняков, на р. Б. Косьве и южнее на р. Пальничной - с остатками криноидей и брахиопод карадока [Варгрнов и др, 1973]. Мощность базальной толщи обычно 200 -300 м, но в зоне выделенной автором Западно-Кыт-лымской палеодельты с упомянутыми конгломератами - возрастают до 1,5 -2 км (рис. 5, 28). Здесь, в прибортовой части палеорифта, появляются прослои лав и дайки характерных для бортов рифтов Исландского типа высокотитанистых ферро-базальтов, исландитов, субщелочных лав основного и среднего состава и агломера-товые кислые туфы (табл. 11, 12). Далее от борта на восток грубопесчаные кварци-топесчаники становятся всё более отсортированными мелкозернистыми и содержат прослойки 2 -5 мм, прослои (1-3 м) и иногда пачки мощностью до 20 -50 м черных углисто-кварцевых алевролитов, нередко в ленточном чередовании с белыми кварцевыми песчаниками. Уже в этой части разреза появляются прослои лав ферроба-зальтов, ранее в разрезах ордовика и в палеозое Урала неизвестных. На хребте Козмер дайки их подводящих каналов секут кварцитопесчаники базальной толщи -они внедрялись именно здесь (а не появились в разрезе как тектонические фрагменты в меланже). На диаграмме F - Si02 ферробазальты отвечают серии Тингму-ли ферробазальтов Исландии (рис. 27), а на диаграмме ТЮ2 -FeOVMgO соответствуют полю континентальных толеитов (рис. 29). Геологическим картированием автора установлено, что на восток (и выше по разрезу) они постепенно, через ряд промежуточных составов, становятся всё менее титанистым и менее железистыми рис. 26), более щелочными (метаспилитовыми), содержат всё меньше Nb, Zr (рис. 30) (видимо, становится меньшим влияние континентального фундамента), затем сменяются афировыми же метабазальтами карадокской оси спрединга - наименее железистыми низкотитанистыми, с высокими концентрациями MgO, Cr, Sc (табл. 11, 12, рис. 26. 30). Такая первичная латеральная зональность вулканизма впервые выявлена [Каретин,1988] и прослежена по многим геологическим пересечениям.

Химизм базальтов спрединговой оси и ее флангов оказался очень близким подобной же породной ассоциации более поздней главной офиолитовой зоны этапа Оз, отличаясь от нее несколько более высокими концентрациями железа, титана, а также Nb, Zr, особенно в ферробазальтах, ферроспилитах прибортовой части палеорифта, где вулканизм несет ясные черты континентально-рифтового (рис. 30), тогда как базальты спрединговой оси соответствуют в основном базальтам Красном орского рифта и отчасти Срединно-Атлантического рифта САХ (рис. 29), а на ее ближних флангах - континентальным толеитам, как это имеет место в современной рифтовой системе Исландии [Исландия и., 1978 и др.].

В переходной, шириной от 3 до 10 км, зоне от борта к оси спрединга наблюдается чередование кварцитопесчаников не только с метабазальтами, но и эффузивными метаандезитами, исландитами и местами кислыми агломератовыми туфами, а также вулкано-терригенными зелеными сланцами смешанного (альбит-кварц-хлоритового) состава, иногда с примесью карбонатного, в т.ч. криноидного материала. Резко преобладают они в разрезе в полосе к югу от пос. Кытлым и до широты города Кушвы, замещая по простиранию базальтовые лавы крупного лавового массива выделенного автором Выйского щитового палеовулкана, протягивающегося на 50 км западнее Павдинского массива габбро, рис. 28. Размеры этой наклоненной на восток постройки - до 6-7 км (высота) х 12-15 х 40-50 км. Нижняя часть ее разреза западнее горы Вересовый Бор представлена слабо сланцеватыми неслоистыми метагиалокластитами, сложенными хлоритизированным, в обнажениях на р. Кипсии первично глыбовым стекловатым материалом. Частью мелкая гиалокла-стика разносилась в бассейне и перемешивалась с кварцево-терригенным и местами с кислым пепловым материалом, образуя зеленые сланцы со значительной долей в составе тонкого серицита и альбита.

Восточнее, в зоне оси спрединга, весь разрез сложен монотонными афировыми метабазальтами массивного и изредка реликтово подушечного строения, сходными по химизму с океаническими. Ширина полосы их развития варьирует от 5-7 км (севернее Кытлымского массива, р. Ольва), а чаще всего лишь 1-1,5 км. С севера в базальтовый массив вклинивается цепочка небольших тел апогарцбургитовых серпентинитов (Салатимского пояса), самое южное из которых поперечником до 100 м обнажается на р. Ольве, притоке р. Турьи. Местами осевые базальты пересечены

Мас.% 20 ->

12 . 10

6 rh '4(.Ю "

MgO

Ю0 Ш л

Сг Т о —^зк '-А я

X. "v i

Н - /Л ' ж

Мж, % ч.

-a «

I NTio2 $4' 4 4

--- ч V i ! I к

Mac. % .4 FeO' * V

15 13 11

9 1

•J'

I A*r

4 i > * i V

•4

•Л л i t i i /• Л jV с

4—

1 - конгломераты кваревые

2 -гравелиты кварцевые аллювиальные, з- сланцы рифея листоватые J

-Ж а, т п i и!

Ось Ось спрединга спрединга этапа к этапа Оз ежь

Рис.26

Латеральная геохимическая зональность двух ордовикских осей спрединга-карадо-кского и позднеордовикского этапов офио-литообразования в западной части Тагильского офиолитового трога

Рис.28. Схема взаимоотношений зеленосланцевых мета базальтов (1), ферроба-зальтов (2), терригенных (3),карбонатных с фауной, карадока (4а) и смешанных терригенно-базальтоидных отложений (46). За - кварци-топесчаники, б -конгломераты В- кварцево-углистые алевролиты Другие обозначения см. на рис И 1 Л

W'i'k

Ш'Н

4шГЛ А' v^i

85 75 65 55 45 rF= FeO'/ FeO'+MgO

Ферробазальты, исландиты т Тинмули у jq Серии /' Я остр, дуг

У*т /

Мд-серия

Серия Каскады у тю2

Поле базальтов ** сах ,—* J**} уг» Поле континента-т льиых толеитов

Бониниты юных дуг ЭЮг, мас.%'

Рис.27. Диаграмма F-Si02 для вулканитов зеленосланцевой формации карадока. О 2 щуХ " и т ▼ \ * т . 4

Попе Красноморсхого рифта FeOVMgO —(-,-)-,--—,

12 3 4

Рис. 29. Диаграмма TIOj- индекс дифференциации, для метабазальтов зеленосланцевой формации карадока. жилами сланцеватых плагиогранит-порфиров и Mg-базальтов. Вблизи оси в 10 км южнее пос. Шомпа среди метабазальтов в развалах элювия можно видеть глыбы тонко слоистых зелено-сургучных кремнистых туффитов, в которых прослойки тонкой базальтовой витрокластики эпидотизированы. Это единственный из обнаруженных в разрезах данной формации пункт находки кремнистых отложений. Вероятно, они не глубоководные, так как находятся всего в 10 км восточнее зоны прибортовых вулканических и прибрежных осадочных фаций, тем более, что во всем разрезе формации не обнаружено филлитов - первично глинистых отложений (тоже не обязательно пелагических). Состав и фациальная зональность терриген-ных отложений в карадокском разрезе доказывают близость континентальной суши в эпоху их формирования. При этом никакой разграничительной линии, регионального разлома, отделяющего осадочные разрезы «палеоконтинентального сектора от базальтоидов океанического сектора»,- не существует, а, наоборот, обычны их переслаивания и естественные взаимопереходы, в т.ч. развитие обильных смешанных кварцевотерригенно- базальтоидных отложений.

Основная масса базальтов выйского комплекса по афировому облику и химизму, по набору петротипов очень близка базальтам последующего спилит-диабазо-вого комплекса главной офиолитовой зоны, что можно видеть при сравнении данных таблиц 10, 11 и 12-16 и по петрохимическим диаграммам (рис. 27, 29 и 31, 35 -38 и др.), хотя отчетливы и закономерные различия (связанные с большей близостью континентального массива борта): базальты карадокской оси спрединга несут больше черт сходства с континентальными толеитами - содержат несколько больше Fe, Ti, Nb, Zr. Вместе с тем породные ассоциации флангов обоих осей аналогичны, особенно это касается ферробазальтов и исландитов. В целом обнаружено сочетание признаков спрединговых комплексов рифтов Красноморского типа (характеризующимися очень низкими скоростями спрединга - 1 см/год), переходных от континентальных к океаническим, а на флангах» спрединговой оси - вулканизма провинций континентальных толеитов. Однако в карадокском и последующем спрединговых комплексах среди осевых и фланговых базальтов полностью отсутствуют оливиновые базальты (небольших, 25 км, глубин магмогенерации), что, вместе с особенностями обстановок вулканизма (близость континентальных структур, кратковременность эпизодов спрединга и т.д.) указывает на обособленность этих комплексов, несопоставимость с известными эталонами.

Зеленосланцевый комплекс местами выступает около серпентинитов восточного борта Тагильского трога, причем представлен симметрично такими же, как и в его западном борту ферробазальтами, а немного западнее дальше от борта - толеи-товыми метабазальтами с прослоями углистых кварцитопесчаников (в выемках у шоссе в 4 км восточнее г. Первоуральска и др.). Причина отсутствия зеленых сланцев около серпентинитов борта севернее широты Н-Тагила заключается в том, что они там перекрыты несланцеватыми базальтами, спилитами последующего бимодального комплекса. Серпентиниты пересечены дайками подводящих каналов этих излияний (р. Тагил восточнее пос. Ясьва, см. табл. 9). В центральной части трога рассматриваемый карадокский комплекс глубоко погребен. С учетом результатов^

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

На основе систематических исследований палеозойского вулканизма изучены его стратиграфия, формации, этапы эволюции, вещественный состав и геохимия продуктов, генетические типы и фации вулканитов и связанных с ними осадочных образований, реконструированы типы извержений, вулканические и вулканотекто-нические структуры, палеогеографические и геодинамические обстановки формирования, изучен опорный разрез по Уральской сверхглубокой скважине СГ-4. выявлены закономерности вулканогенного рудообразования.

Установлено, что в Тагильской рифтовой структуре вулканизм мегацикла па-леозоид происходил с карадока до конца раннего девона - раннего эйфеля и затем в отдельных зонах во фране и раннем карбоне, одновременно с образованием рифта особенного типа: в континентальной коре, но с офиолитами. Выявленные особенности офиолитов заставили автора отнести их к внутриконтинентальному щелевому типу. Последующий многоэтапный вулканизм происходил во всё более узких протяженных грабенах и по особенностям состава, геохимии продуктов и другим признакам впервые квалифицирован как вулканизм режима остаточного постофио-литового рифтогенеза. Он толеитовый по природе и сочетает черты вулканизма и обстановок деструктивных континентальных окраин, по вещественному составу продуктов сходен с вулканизмом Каскадных гор и считающегося зрелоострово-дужным Восточно-Камчатского вулканического пояса, не соответствует острово-дужному по геохимии, по отсутствию зональности типа фронт - тыл дуг и отсутствию среди ассоциирующих осадков граувакк и глинистых отложений, характерных для подводных склонов островных дуг.

В работе впервые показано, что Тагильская синформная структура по общему строению и по многим особенностям вулканизма представляет собой палеорифт, особенного типа: формировавшийся в дорифейской континентальной коре, на начальных этапах эволюции как офиолитовый трог с краевыми щелевыми раздвига-ми спрединговых зон, затем как телескопированная система вулканических грабенов 3-6 поколений, развивавшихся на погребенной континентальной коре внутренней области отмершего офиолитового трога. Заполнение их - лавы и резко преобладающая пирокластика производных толеитовых магм - низкощелочных, ферробазальт-исландитовых и преобладающих калий-натриевых и субщелочных, в ассо -циации с рифовыми и неглубоководными тефроидными и иногда кремнистыми отложениями. Океанические обстановки ни на одном из возрастных уровней палеозойского разреза не зафиксированы.

Нестандартно проявленной оказалась и заключительная стадия цикла: финальный гранитный магматизм происходил в обрамляющих выступах докембрия, и связанные с этим дислокации затронули лишь краевые части палеорифта; складчатость и коллизионные скучивания вообще не проявлены.

Установленные закономерности геологического строения и эволюции, геохимии, форм и обстановок проявлений вулканизма и всего геодинамического цикла, как оказалось, по всем параметрам отличаются от стандартов полномасштабного цикла Уилсона - не сводятся к последовательности океанической, затем острово-дужной и коллизионной стадий цикла. Поэтому автором разработана концепция геодинамической эволюции, непротиворечиво согласующая всю совокупность накопленных фактических данных - модель маломасштабного варианта геодинамического цикла в связи с эволюцией мантийного диапира ограниченной масштабности, промежуточной между присущей континентальным и океаническим рифтам, с офиолитогенезом внутриконтинентального щелевого типа, часто проявленным лишь эмбрионально, с последующей остаточной рифтовой активностью того же мантийного диапира, выраженной в многоэтапном дифференцированном вулканизме и интрузивном магматизме ультрабазит-габбро-гранитоидного ряда. С динамическими воздействиями внедрявшихся интрузий известных и невскрытых эрозией мафических и гранитоидных интрузий автор связывает образование зон субвертикального рассланцевания, раздавливания в краевых зонах палеорифта и зоны складчато-надвиговых дислокаций осадочных комплексов 03-Р] западной периферии подвижного пояса.

На примере Тагильского сегмента Уральского подвижного пояса можно видеть, что пояса этого типа характеризуются минерагенией не палеоостроводуж-ного, а существенно континентального профиля - с крупными месторождениями железных руд, золота, платиноидов, в сочетании с офиолитогенными медноколче-данными, хромитов, асбеста, что хорошо согласуется, с предлагаемой рифтовой моделью.

Проведенное комплексное изучение палеозойского вулканизма Тагильской палеорифтовой структуры раскрывает геодинамическую природу и особенности эволюции и минерагении Уральского эталона подвижных поясов континентов.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ, гранты 01-05-65208 и 02-05-64109.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Каретин, Юрий Сергеевич, Екатеринбург

1. Авдонин В.Н. Гиалобазальты из зеленокаменной полосы Ивдельского района // Тр.1 Уральского петрографического совещ-я, Т. 1 1. 1963. Свердловск. С. 213 223.

2. Альмухамедов А.И., Кашинцев Г.Л., Матвеенков В.В. Эволюция базальтового вулканизма Красноморского региона. Наука. Сибирск. отделение. Новосибирск. 1985. 190 с.

3. Альмухамедов А И., Медведев А.Я., Кирда Н.П., Батурина Т.П. Триасовый вулканогенный комплекс Западной Сибири// Докл. РАН. 1998. Т.362. № 3. С. 372 -377.

4. Анцыгин Н.Я., Шурыгина М.В., Наседкина В.Н. Новые данные по стратиграфии палеозоя Северного Урала //Геологическое развитие Урала: факты и концепции. М.: Изд. Геолфонда Мин. геологии РСФСР. 1988. С 118 121.

5. Анцыгин Н.Я. Стратиграфическое расчленение отложений Улсовско-Висим-ской структуры // Палеогеография венда -раннего палеозоя северной Евразии. Екатеринбург. 1998. С. 74 82.

6. Апродов В.А. Вулканы. М : «Мысль». 367 с. '

7. Артюшков Е.В. Физическая тектоника. М. "Наука". 1993. 455 с.

8. Афанасьева М.С., Вишневская B.C. Радиолярии прошлого как индикаторы эволюции кремнисто-карбонатного осадконакопления // Литология и полезные ископаемые. 1993, № 5. С. 52 68.

9. Балашов Ю.А. Геохимия редкоземельных элементов. М.: Наука .1976. 276 с.

10. Башта К.Г., Кусков В.Н., Шахторина JI.H. и др. Первые результаты бурения и исследований Уральской сверхглубокой скважины СГ-4 // Геология и полезные ископаемые Урала. Свердловск. 1990. С. 19 30.

11. Башта К.Г., Шахторина JI.H. Задачи, результаты и проблемы исследований Уральской сверхглубокой скважины СГ-4 // Горный журнал. Изд. Уральской Гос. Горногеологической академии. Екатеринбург. 1994. № 9-10. С. 78-86.

12. Беридзе М.А. Тефрогенные флишоидные образования в байосской вулканогенной толще Грузии / Литология и полезные ископаемые. 1982. № 1. С. 30 40.

13. БешиД.К. Континентальное рифтообразование и щелочной магматизм // Щелочные породы. М.: Мир. 1976.

14. Белоусов В.В. Основы структурной геологии. М.: Недра. 1985. 208 с.

15. Богатиков О.А., Цветков А.А. Магматическая эволюция островных дуг. М.: Наука. 1988. 248 с.

16. Богданов Н.А. Тектоника глубоководных впадин окраинных морей. М.: Недра. 1988. 221 с.

17. Берлянд Н.Г., Водолазская В.П., Мареичев A.M., Румянцева Н.А., Брошевская Р.И. Палео-геодинамика земной коры Уральской складчатой системы и её метал логения // Глубинное строение и развитие Урала. Екатеринбург. 1996. С. . 119- 140.

18. Бороздина Г.Н., Иванов К.С., Десятниченко Л.И., Богоявленская В.М. О возрасте кабанской и красноуральской свит Тагильской мегазоны // Ежегодник-2002/ Ин-т геологии и геохимии УрО РАН. Екатеринбург. 2003. С. 37- 41.

19. Бочкарев В.В., Язева Р.Г. Субщелочной магматизм Урала. Екатеринбург. 2000. 256 с.

20. Буслаев Ф.П., Гараева А.А., Гуляева Т.Я., Шерендо Т.А., Докучаев А.Я., Башта К.Г. Рудные минералы в разрезе именновской свиты по данным сверхглубокой скважины СГ 4 // Записки ВМО, 2000, ч. CXXIX, № 4. С. 63 -75.

21. Варганов В.Г., Анцыгин Н.Я., Наседкина В.А., Мшицина B.C., Шурыгина М.В. Стратиграфия и фауна ордовика Среднего Урала. М.: Недра. 1973. 285 с.

22. Ветрин В.Р., Гороховский Б.В. Гранитизация пород архейского комплекса Кольской сверхглубокой скважины: возраст и источники вещества // Петрология. 2002. Т. 10. № 2. С. 210- 224.

23. Волынец О.Н. Петрохимия и геохимическая типизация вулканических серий современных островодужных систем // Дис. доктора геол.-мин.наук. М. 1993. 67 с.

24. Волынец О.И., Успенский B.C., Аношин Г.Н. и др. Эволюция геодинамического режима магмообразования на Восточной Камчатке в позднем кайнозое (по геохимическим данным) // Вулканология и сейсмология. 1990. № 5. С. 14 27.

25. Воробьева О.А., Самойлова Н.В., Свешникова Е.В. Габбро-пироксенит-дуни-товый пояс Среднего Урала.// Труды ИГЕМ АН СССР. М. 1962. 319 с.

26. Геологическое развитие и металлогения Урала / Золоев К.К, Рапопорт М.С., Попов Б.А., Каретин Ю.С. (Глава Вулканические формации, С. 59 -92). М.: Недра. 1991. 293 с.

27. Горшков Г. С., Богоявленская Г.Е. Вулкан Безымянный и особенности его последнего извержения 1955 1963 гг. М.: Наука. 1965. 171 с.

28. Грачев А. Ф., Федоровский В. С. О единой природе рифтов-авлакогенов и геосинклинальных трогов//Советская геология. 1970. № 12. С. 23 -30.

29. Грачев А.Ф., Поляков А.И. Кайнозойский рифтовый магматизм: тектонические и петрохимические закономерности // Континентальный и океанический риф-тогенез. М.: Наука. 1985. С. -121.

30. Грачев А.Ф. Рифтовые зоны Земли. J1.: Недра. 1977. 247 с.

31. Грачев А. Ф. Мантийные плюмы, рифтогенез и геодинамика//Тектоника, геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма. М.: ГЕОС. 1999. С.218 -222.

32. Грачев В.А., Кейльман Г.А. О минеральной ассоциации гранулитовой фации в гнейсах Урала // Докл. АН СССР. 1962. Т. 177. № 6.

33. Дианова Т.В. Вулканогенные горные породы восточной части Павдинского района // Тр. Горно-геол. ин-та УФАН СССР. Вып. 53. Свердловск. 1958. С. 3 -139.

34. Дмитриев Ю.И. Трапповый магматизм и океанообразование //Изв. АН СССР, серия геол. 1991. № 6. С. 3 -16.

35. Добрецов H.JI. Введение в глобальную петрологию. Изд-во «Наука» Сибирск. отделение. 1980. Новосибирск. 200 с.

36. Дружинин B.C., Каретин Ю.С., Рыбалка В.М., Халевин Н.И. Новые данные о глубинном строении Урала (на Красноуральском профиле ГСЗ) //Доклады АН СССР, 1981. Т. 251. № 1. С. 173 -176. .

37. Дружинин B.C., Каретин Ю.С., Автонеев С.В., Рыжий Б.П. Геолого- геофизическая модель земной коры района Уральской сверхглубокой скважины // Доклады РАН. 1993. Т. 333, №4. С. 507 511.

38. Дружинин B.C., Каретин Ю.С., Рыжий Б.П. и др. О глубинном строении и геодинамической обстановке формирования подвижного пояса Урала // Разведка и охрана недр. 1995. № 5. С. 12 -15.

39. Дружинин B.C., Каретин Ю.С., Автонеев С.В. и др. Главные структуры коры и верхней мантии Уральского региона // Докл. РАН. 1998. Т. 360, № 3. С. 397 401.

40. Дружинин B.C., Каретин Ю.С., Начапкин Н.И., Осипов В.Ю. Схематическая разломно-блоковая модель литосферы Среднего Урала // Геофизика XXI столетия: 2002 год. М.: Научный Мир. 2003. С 83- 90.

41. Дружинин B.C., Каретин Ю.С., Кашубин С.Н. Глубинное геокартирование Уральского региона по данным ГСЗ // Региональная геология и металлогения. № 10. 1999. Изд-во ВСЕГЕИ С- Петербург. С. 152 -161.

42. Дружинин B.C., Каретин Ю.С., Башта КГ., Коротеев В.А., Кашубин С.Н. Детальные сопоставления наземной и скважинной информации по району Уральской сверхглубокой скважины // Отечественная геология. 1999. № 5. С. 42 48.

43. Дружинин B.C., Каретин Ю.С., Дьяконова А.Г., Солодилов В.Н., Золотое Е.Е. Модель литосферы района Уральской сверхглубокой скважины СГ-4 // Разведка иохрананедр. 2002. № 2. С. 11-15.

44. Душин В.А. Магматизм и геодинамика палеоконтинентального сектора севера Урала. М.: ОАО «Издательство «Недра». 1997. 213 с.

45. Душин В.А. Рифейская офиолитовая ассоциация Полярного Урала / Известия Уральской горно-геологической академии. Вып. 8. 1998. Екатеринбург. С. 32 38.

46. Ефимов А.А., Ефимова Л.П. Кытлымский платиноносный массив. М.: Недра. 1967.336 с.

47. Ефимов А.А. «Горячая тектоника» в гипербазитах и габброидах Урала/ Геотектоника. 1977. № 1. С. 2- 42.

48. Ефимов А.А., Таврин И.Ф. О генетическом единстве платиноносных дунитов Урала и Алданского щита // Докл. АН СССР. 1978. Т. 243. № 4. С. 991 994.

49. Ефимов А.А., Потапова Т.А. .О поведении редкоземельных и других следовых элементов при метаморфизме габбро-норитов Платиноносного пояса Урала //

50. Ежегодник- 2001/ ИГиГ УрО РАН. Екатеринбург. 2002. С. 228 -232

51. Зенков И.И., Коровин Н.Ф. Закономерности развития вулканизма южной части Тагильского прогиба // Палеовулканологические карты и металлогеническая специализация древнего вулканизма Урала / ИГиГ УНЦ АН СССР. Свердловск. 1985. С. 123 -127.

52. Золоев К.К., Рапопорт М.С. Металлогения и особенности коллизионной стадии развития Урало-Монгольского подвижного пояса // Коллизионная стадия развития подвижных поясов /Научная конф. VI Чтения А.Н. Заварицкого. Екатеринбург. 2000. С. 49-50.

53. Золотое Е. Е., Ракитов В.А., Солодилов Л.Н. и др. Модель литосферы под профилем «Уральский» по наблюдениям объемных продольных и обменных волн //Разведка и охрана недр. 1994. № 10. С. 15 -18.

54. Золотарев Б. П. Петрология базальтов современного океана в связи с их тектонической позицией / Геотектоника. 1979. № 1. С. 22 35.

55. Иванов К.П., Чурилин Н.С. Распространение и условия образования фаций гиалокластитов в некоторых уральских формациях // Палеовулканизм Урала. 1975. С. 10-33.

56. Иванов К.С., Абдуазимова З.М., Каретин Ю.С. и др. Биостратиграфическое обоснование возраста вулканогенных толщ по разрезу Уральской сверхглубокой скважины СГ-4 // Уральская сверхглубокая скважина. НПО «Недра». Ярославль. 1992. С. 175 183.

57. Иванов КС., Шмелев В.Р. Платиноносный пояс Урала магматический след раннепалеозойской зоны субдукции // Докл. РАН. 1996. Т. 347. № 5. С. 649 -652.

58. Иванов К.С. Основные черты геологической истории (1,6 0,2 млрд. лет) и строение Урала //Диссертация на соиск. ученой степени доктора г.-м. наук. Екатеринбург, 1998. 252 с.

59. Иванов КС., Смирнов В.Н., Ерохин Ю.В. Тектоника и магматизм коллизионной стадии (на примере Среднего Урала) // Путеводитель геол. экскурсий Международной Научной конф. VI Чтения А.Н. Заварицкого/ ИГГ УрО РАН. Екатеринбург. 2000. 133 с.

60. Иванов К.С. Оценка палеоскоростей субдукции и коллизии при формировании Урала//Доклады РАН. 2001. Т. 377. № 2. С. 231- 236.

61. Иванов O.K. Концентрически-зональные пироксенит-дунитовые массивы Урала. Изд- во Уральского университета. Екатеринбург. 1997. 488 с.

62. Иванов С.Н., Кориневский В.Г., Белянина Г.П. Реликты рифтовой океанической долины на Урале // Докл. АН СССР. 1973. Т. 221. № 4. С. 939 942.

63. Иванов С.Н. О байкалидах Урала. Докл. АН СССР. 1977. Т. 237. № 5. С.1144 -1147.

64. Исландия и срединно-океанический хребет. Геохимия. М.: Наука. 1978. 230 с.

65. История развития Уральского палеоокеана (Под ред. Л.П. Зоненшайна, В.В. Матвеенкова). М. АН СССР. 1984. 154 с.

66. Йодер Г.С., Тилли К.Э. Происхождение базальтовых магм. М.:Мир.1965. 248 с.

67. Казьмин В.Г. Рифтовые структуры Восточной Африки раскол континента и зарождение океана. М.: Наука. 1987. 205 с.

68. Канн Д.Р. Вариации содержаний главных химических элементов в базальтах дна океана // Петрология изверженных и метаморфических пород дна океана. М.: Мир. 1973. С. 91-102.

69. Каретин Ю.С. О роли юрских сдвиговых дислокаций в строении Тагильского синютинория на Урале//Докл. АН СССР. 1965. Т. 161. № 1.С. 179-182.

70. Каретин Ю.С. О роли юрских сдвиговых дислокаций в формировании нижнемезозойских депрессий и структуры восточного склона Урала // Изв. АН СССР. Серия геологическая. 1965. № 10. С. 45 62.

71. Каретин Ю.С. Силурийский вулканизм и колчеданное оруденение северной части Среднего Урала // Тез. докл. 2-го Уральского петрографического совещ-я. Вып. VII. Свердловск. 1966. С. 65-66.

72. Каретин Ю.С. Пемзовые туфы и кальдеры в силуре Среднего Урала // Докл. АН СССР. 1967. Т. 173. № 2. С. 421- 424.

73. Каретин Ю.С. Новая схема развития силурийского вулканизма северной части Среднего Урала // Докл. АН СССР. 1967. Т. 173. № 5. С. 1145- 1148.

74. Каретин Ю.С. Субвулканические и наземные фации вулканитов в силуре северной части Среднего Урала // Палеовулканизм Урала (УФАН СССР). Свердловск. 1968. С. 159 -171.

75. Каретин Ю.С. Кислые экструзии в нижнем силуре севера Среднего Урала // Вулканические образования Урала. Свердловск (УфАН СССР). 1968 . С. 67 -72.

76. Каретин Ю.С. Пемзовые туфы и игнимбриты Галкинской кальдеры в силуре северной части Среднего Урала // Тр. 2-го Уральского петрографического совещ-я, Т. III. (УфАН СССР). Свердловск 1969 . С. 301-307.

77. Каретин Ю.С. Силурийский вулканизм северной части Среднего Урала// Мат-лы. 2-го Уральского петрографического совещ-я. Т. VII. Свердловск. 1969. С. 135 -141.

78. Каретин Ю.С. Натриевые и калий-натриевые вулканические серии в силуре Среднего Урала//Вопросы петрохимии. (ВСЕГЕИ). Ленинград. 1969. С. 339 -341.

79. Каретин Ю.С. Опыт картирования силурийских вулканогенных образований зеленокаменной полосы Среднего Урала // Методика картирования вулканических формаций. Под ред. Е.Ф. Малеева. М.: Наука. 1969. С. 139 -144.

80. Каретин Ю.С. Условия формирования и геоструктурная позиция эффузивных формаций Тагильского погружения // Советская геология. 1969. № 2. С. 146152.

81. Каретин Ю.С. Выделение типов вулканической деятельности в палеовулкани-ческих областях на примере зеленокаменной полосы Среднего Урала // Докл. АН СССР. 1970. Т. 192. №5. С. 1327-1330.

82. Каретин Ю.С. О закономерностях локализации медноколчеданного орудене-ния Валенторского месторождения // Вопросы геологии и магматизма Урала (УфАН СССР). Свердловск. 1970. С. 267- 269.

83. Каретин Ю.С. Среднепалеозойский вулканизм западного крыла Тагильского синклинория на севере Среднего и Северном Урале // Дис. кандидата геол.-мин., наук. 1974. 33 с.

84. Каретин Ю.С. Фации кислого и андезито-дацитового вулканизма нижнего силура Северного и Среднего Урала // Палеовулканизм Урала. (УфАН СССР). Свердловск. 1975. С. 117- 136.

85. Каретин Ю.С., Каретина JI.T. Остатки наземных вулканических конусов в диабазовом комплексе верхнего ордовика на Среднем Урале // Там же. 1975. С. 180 -184.

86. Каретин Ю.С. Об ультрамагнезиальных эффузивных аналогах тылаитов Тагильского прогиба // Доклады АН СССР. 1975. Т. 220. № 1. С. 201 -204.

87. Каретин Ю.С. Геологические аспекты метаморфизма в зоне Платиноносного пояса // Геология метаморфических комплексов Урала (Труды СГИ). Свердловск. 1976. С. 66 -72.

88. Каретин Ю.С. Масштабы вариаций состава вулканических формаций // Тез. докл. V Всесоюзного петрографического совещания. Алма-Ата. 1976. Т. 1. С. 362365.

89. Каретин Ю.С. К истории тектоно-магматического развития Тагильского прогиба // Доклады АН СССР. 1977. Т. 234. № 3. С. 646 649.

90. Каретин Ю.С. К геохимии базальтов и андезитов Тагильского звена главной эвгеосинклинальной зоны Урала//Ежегодник-1986 / ИГиГ УНЦ АН СССР. Свердловск. 1987. С. 93 95.

91. Каретин Ю.С. Эволюция раннегеосинклинального базальтоидного вулканизма Тагильского прогиба // Вулканические образования Урала / Тр. ИГиГ УНЦ АН СССР. Вып. 134. Свердловск. 1978. С. 69 86.

92. Каретин Ю.С. Внутриконтинентальный (Уральский) тип эвгеосинклиналь-ных рифтогенов//Доклады АН СССР. 1979. Т. 247. №3. С. 657- 662.

93. Каретин Ю.С. Латеральные вариации базальтоидного вулканизма и принципы выделения вулканических формаций (на примере Тагильского прогиба) // Латеральные ряды магматических формаций / Труды ИГиГ УНЦ АН СССР. Вып. 155. Свердловск. 1979. С. 54-72.

94. Каретин Ю.С., Дружинин В С. Разломы земной коры Тагильского прогиба по новым данным ГСЗ // Разломы земной коры Урала и методы их изучения (УНЦ АН СССР). Свердловск. 1983. С. 57- 64.

95. Каретин Ю.С. Строение и металлогеническое районирование Тагильского синклинория по данным палеовулканических реконструкций // Тектоника и металлогения Урала. (УНЦ АН СССР). Свердловск. 1980. С. 24 34

96. Каретин Ю. С. Типы и происхождение раннегеосинклинальных базальтов Урала // Петрология литосферы и рудоносность. ВСЕГЕИ. Ленинград. 1981. С. 193- 194.

97. Каретин Ю.С. Ордовикский цикл в развитии геосинклинального вулканизма Урала // Вопросы петрологии и металлогении Урала / Тез. докл. IV Уральской петрографической. конф. Свердловск. 1981. С. 98 -99.

98. Каретин Ю.С. Корреляция разрезов Тагильского прогиба и его обрамления в связи с бурением Уральской сверхглубокой скважины // Вопросы геологической корреляции и металлогении Урала ( Изд. Геол. фонда Мингео РСФСР). М. 1983. С. 49- 60.

99. Каретин Ю.С. Проблемы раннегеосинклинального вулканизма Урала//Тез. докл. VI Всесоюзного палеовулканологического симпозиума. Миасс. Т. II. Свердловск. 1983. С. 44-47.

100. Каретин Ю.С. Оценка объёмов кислых вулканитов кольцевых структур Северного и Среднего Урала // Ежегодник -1983 / ИГиГ УНЦ АН СССР. Свердловск. 1984. С. 55.

101. Каретин Ю.С. Раннегеосинклинальный вулканизм и геодинамика палеозойской эвгеосинклинали Урала // Палеовулканологические карты и металлогениче-ская специализация древнего вулканизма Урала / УНЦ АН СССР. Свердловск.1985. С. 51-62.

102. Каретин Ю.С. Некоторые факторы структурного и вулкано-структурного контроля колчеданного оруденения Урала // Палеовулканические условия образования и размещения колчеданных месторождений Урала / Баш. ФАН СССР. Уфа.1985. С. 44 -50.

103. Каретин Ю.С. Вулкано-тектонические структуры Уральской геосинклина-ли//Докл. на 7 Всесоюзном палеовулканологич. симпозиуме. Ташкент. 1985 . Ч. 2. С. 183 -185.

104. Каретин Ю.С. Эволюция офиолитовых ассоциаций Урала и вариации химизма их базальтов // Геология и палеонтология Урала (ИГиГ УНЦ АН СССР). Свердловск. 1986. С. 107-115.

105. Каретин Ю.С. Высокомагнезиальные базальты андезиты и палеоисландиты Урала//Ежегодник-1985 /ИГиГ УНЦ АН СССР. Свердловск. 1986. С. 60 -62.

106. Каретин Ю.С. Вулкано-тектонические структуры Уральской геосинклинали // Тез. VII Всесоюзного палеовулканологич. симпоз. Ч. II. Ташкент. 1986. С. 183-185.

107. Каретин Ю. С. К геохимии базальтов и андезитов Тагильского звена г лавной эвгеосинклинальной зоны Урала//Ежегодник-1986 / ИГиГ УНЦ АН СССР. Свердловск. 1987. С. 93 95.

108. Каретин Ю.С. Петрохимическая зональность в Тагильском троге и геодинамическая обстановка образования ферробазальтов //Ежегодник-1987/ ИГиГ. УНЦ АН СССР. Свердловск. 1988. С. 79 81.

109. Каретин Ю.С. Геодинамическая природа и обстановка геосинклинального вулканизма Урала // Тез. докл. 8-го Всесоюзного палеовулканологического симпоз. "Вулканизм (эволюция, геодинамика, рудоносность). Хабаровск. 1989. С. 2- 4.

110. Каретин Ю.С. Об офиолитовых коматиитовых базальтах Урала и вулканитах бонинитовой серии // Ежегодник-1989/ ИГиГ УрО АН СССР. Свердловск. 1990. С. 41 -43.

111. Каретин Ю.С. Структурная позиция и фациально-формационная принадлежность вулканогенных образований Уральской сверхглубокой скважины (СГ-4).// Уральская сверхглубокая скважина. Научное бурение в России. Вып. 1. Ярославль. 1992. С. 158 -165.

112. Каретин Ю.С. Специфика геодинамической обстановки и металлогении подвижных поясов Уральского типа // «Металлогения складчатых систем с позиции тектоники плит»/ Тез. Всероссийского металлогенического совещания. Екатеринбург. 1994. С. 144 -146.

113. Каретин Ю.С. Строение и эволюция земной коры главного эвгеосинклинального пояса Урала на полигоне сверхглубокой скважины СГ-4 // Институт геологии и геохимии УрО РАН. Основные научные достижения за 1992 -1996 гг. Екатеринбург. 1996. С. 166 -172.

114. Каретин Ю.С. Концепция нестандартного геодинамического цикла вжных поясах континентов, на материалах по полигону Уральской сверхглубокой-скважины // III Международная конференция "Новые идеи в науках о Земле".Т. 1. Москва. 1997. С. 59.

115. Каретин Ю.С. К петрологии вулканических комплексов разреза СГ-4: сопоставления с мировыми эталонами // Проблемы петрогенезиса и рудообразования / Научная конф. Чтения А.Н. Заварицкого/ ИГиГ УрО РАН. Екатеринбург. 1998. С. 84- 86.

116. Каретин Ю.С О палеогеографии и геодинамической природе бассейнов позднего докембрия и раннего палеозоя Уральского региона // Палеогеография венда -раннего палеозоя северной Евразии (УрО РАН). Екатеринбург. 1998. С. 82 89.

117. Каретин Ю.С. Проблемы структурообразования в подвижных поясах континентов, на примере Урала // Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты/ 31-е Тектоническое совещание. М.: ГЕОС. 1998. Т. 1. С. 229 233.

118. Каретин Ю.С. Петрохимический способ приближенных оценок глубин маг-могенерации базальтов разных геодинамических обстановок // Тектоника, геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма. М.: ГЕОС. 1999. С. 289 -291.

119. Каретин Ю.С. Взаимоотношения зеленосланцевого и спилит-диабазового комплексов ордовика в районе СГ-4 // Ежегодник -1998 / ИГиГ УрО РАН. Екатеринбург. 1999. С. 41-45.

120. Каретин Ю.С. Вулканические формации и петрохимические серии в разрезе Уральской сверхглубокой скважины СГ-4 // Петрография на рубеже XXI века: итоги и перспективы / Мат-лы. 2-го Всероссийск. Петрографич. совещ-я Т. 4. Сыктывкар. 2000. С. 69-71.

121. Каретин Ю.С. Рудолокализующие палеогеодинамические системы Урала // Геология и минерально-сырьевые ресурсы Европейской территории Росси и Урала Мат-лы Уральского металлогенич. совещ-я. Кн. 2. Екатеринбург. 2000. С. 83- 85.

122. Каретин Ю.С. Геология и вулканические формации района Уральской сверхглубокой скважины СГ-4. Изд-во УрО РАН. Екатеринбург. 2000. 277 с.

123. Каретин Ю.С., Иванов К.С. Новые данные о РЗЭ в вулканических формациях района Уральской сверхглубокой скважины СГ-4 // Ежегодник -2000 / Ин-т геол. и геохимии УрО РАН. Екатеринбург. 2001. С. 140 -143.

124. Каретин Ю.С. Геология района Уральской сверхглубокой скважины СГ-4// Горный журнал. Известия ВУЗов Изд. Уральской Государственной Горно-геологической академии. Екатеринбург. 2001. № 2. С. 21-142.

125. Каретин Ю.С. Петротипы ферробазальтов и исландитов в вулканических формациях района СГ-4 // Ежегодник-2000 / ИГиГ УрО РАН. Екатеринбург. 2001. С. 77-81.

126. Каретин Ю.С. Индикаторные петротипы и фации вулканитов разреза Уральской сверхглубокой скважины СГ-4 и околоскважинного пространства // Результаты исследований Уральской сверхглубокой скважины (СГ-4) / Научное бурение в

127. России. Сб. научн. трудов. Вып. 7. МПР Р. ФГУП НПЦ «Недра. Пермь. 2001. С. 180 -212.

128. Каретин Ю.С. Типы морского седиментогенеза в Тагильском палеорифте палеозоид Урала // Терригениые осадочные последовательности Урала и сопредельных территорий / Мат-лы 5 Уральского регионального литологического совещания. Екатеринбург. 2002. С. 84 -86.

129. Каретин Ю.С. Особенности геохимии спрединговых базальтов ордовика Тагильской мегаструктуры Урала // Ежегодник -2001 / ИГГ УрО РАН. Екатеринбург. 2002. С. 233- 240.

130. Каретин Ю.С. Рифтогенная природа вулканизма силура и девона Тагильской палеорифтовой структуры // Рифты литосферы / Мат-лы 8 Международной научной конференции VIII Чтения А.Н. Заварицкого. Екатеринбург. 2002. С. 218 220.

131. Каретин Ю.С. Осадочные комплексы главной вулканогенной зоны Урала как отражение ее рифтогенной эволюции // Мат-лы 3-го Всероссийского литологического совещания. М Изд. МГУ. 2003. С. 77 80.

132. Каретин Ю.С. Модель геодинамического цикла с офиолитами внутриконтинентального типа (на примере Урала) // Эволюция тектонических процессов в истории Земли / Мат-лы 37-го Тектонич. совещ-я. Новосибирск. Изд. СО РАН, «Гео». 2004. С. 214-217.

133. Каретина JI.T. Петрография кремнекислых вулканитов спилито-кератофи-ровой формации северной части Тагильского погружения // Вулканические образования Урала. Свердловск. 1978. С. 114 -120.

134. Каретина Л. Т. Кислые эффузивы спилито-кератофировой формации зпе-ленокаменной полосы севера Среднего Урала/ Труды 2 Уральск петрогр. совещ. Т. 3. Свердловск. 1969. С. 242- 254.

135. Карта и Объяснительная записка к ней: Государственная геологическая карта СССР. М 1:200000. Серия Средне-Уральская, лист 0-40 -XIII. Авторы В.А. Грачев, А.Ф. Пылаева, Ю.С. Каретин и др. Изд. Недра, ВСЕГЕИ. 1982.

136. Карта геологических формаций Урала М 1: 5 млн. // Кондиайн О.А. и др., один из авторов- составителей Ю.С. Каретин. Изд. ВСЕГЕИ. Ленинград. 1983.

137. Карты палеовулканологические России и сопредельных стран. Атлас М 1: 5 млн. (Один из авторов-составителей Ю.С. Каретин). Изд. ВСЕГЕИ. Ленинград-Санкт-Петербург. 1984. 2003.

138. Кашинцев Г.Л. Глубинные породы океанов. М. : Наука. 1991. 277 с.

139. Клюжина МЛ. Палеогеография Урала в ордовикском периоде. М.: Наука. 1985. 189 с.

140. Князева Л.Н., Ефанова Н.В. Эйфельские вулканогенные образования Ивдель -ского района на Северном Урале // Магматические формации, метаморфизм, металлогения Урала. Свердловск (УФАН СССР). 1969. Т. 3. С. 165 -175.

141. Козин Б.П. Остатки палеозойских вулканов центрального типа на восточном склоне Среднего Урала// Вулканические образ-я Урала (ИГиГ УФАН СССР), Свердловск . С.109 -123.

142. Колман Р.Г. Внедрение перидотитов верхней мантии вдоль краев континентов в свете положений тектоники плит // Новая глобальная тектоника. М.: Мир. 1974. С. 234 242.

143. Колман Р.Г. Офиолиты. М.: Мир. 1979. 262 с.

144. Колли X., Хиндл В.Х. Вулкано-тектоническая эволюция архипелага Фиджи // Геология окраинных бассейнов. М.: Мир. 1987. С. 256 -274.

145. Колчеданные месторождения Урала. Условия формирования / Прокин В.А. Серавкин И.Б., Буслаев Ф.П. и др. Екатеринбург. 1992. 307 с.

146. Кондиайн О.А., Румянцева Н.А., Мареичев A.M. и др. Магматизм в геологической истории и структуре Урала // Эволюция магматизма Урала. Свердловск. 1987. С. 61-74.

147. Контарь Е.С. Структурная позиция колчеданных месторождений Среднего и Северного Урала// Советская геология. 1980. № 7. С. 22 31.

148. Коротеев В.А. Об эпилейцитовых порфирах Полевского района на Среднем Урале//Тр. 1-го Уральского петрографического совещания. Свердловск. 1963.

149. Коротеев В.А., Мельникова Г.Б. О находках пизолитовых туфов на Южном Урале//Вулканические образования Урала. Свердловск. 1968. С.153 -162.

150. Коротеев В.А., Дианова Т.В., Кориневский В.Г. Вулканические фации Урала. УНЦ АН СССР. Свердловск. 1986 . 205 с.

151. Коротеев В.А., Зоненшайн Л.П., Парначев В.П. и др. Офиолиты Южного Урала. // ИГиГ УНЦ АН СССР. Свердловск. 1985. 80 с.

152. Корреляция магматических комплексов Среднего Урала / Каретин Ю.С., Сми-рнов В.Н. и др. Свердловск: ИГиГ УрО СССР. 1991. 75 с

153. Краснобаев А.А. Циркон как индикатор геологических процессов. М.: Наука. 1986. 147 с.

154. Краснобаев А.А., Петров Г.А., Давыдов В.А. и др. Цирконология и некоторые особенности петрологии Салдинского комплекса // Ежегодник-2000/ ИГГ УрО РАН. Екатеринбург. 2001. С. 191 -196.

155. Кривцов А.И. Металлогения андезитоидных вулкано-плутонических поясов. Ч. 2.М. 1999.268 с.

156. Кузнецов П.П., Симонов В.А. Офиолиты и рифты. Новосибирск. Наука. СО АН СССР. 1988. 151 с.

157. Кузьмин М.И. Геохимия магматических пород фанерозойских подвижных поясов. Изд. Наука, Сибирск. отд. Новосибирск. 1985. 199 с.

158. Кузьмин М.И., Альмухамедов А.И. Химический и редкоэлементный состав ба-зальтоидов р. Шулдак// История развития Уральского палеоокеана. М.: Наука. 1984. С. 126 -139.

159. Кураленко Н.П. Отложения подножий вулканов различных климатических обстановок. М.: Наука. 1986. 110 с.

160. Курбацкая Ф.А. Поздний докембрий Центрально-Уральского поднятия. 1979. 191 с.

161. Курицина Г.А. Геолого-петрографическая характеристика рудовмещающей толщи северной части Красноуральского района// Тр. Горно-геол. ин-та УФАН СССР. Вып. 33. Свердловск. 1958. С.141-197.

162. Леонов Ю.Г. Континентальный рифтогенез: современные представления, проблемы и решения // Геотектоника. № 2. 2001. С. 3-18.

163. Летников Ф.А. Синергетические аспекты изучения природных открытых неравновесных систем//Докл. РАН. 2000. Т. 370. № 2. С. 212-215.

164. Лисов Н.С. Калийсодержащие и калиевые эффузивы Краснотурьинского района //Труды 4-го Уральского петрографического совещ-я. Т.2. Свердловск. 1963.

165. Логинов В.П. Закономерности локализации колчеданных месторождений на Среднем Урале и некоторые вопросы их генезиса // Закономерности размещения полезных ископаемых. Т. 1. (Изд-во АН СССР). М. 1958. С. 339 362.

166. ЛутцБ.Г. Геохимия океанического и континентального магматизма. М.: Недра. 1980. 246 с.

167. Лучицкий И.В. Основы палеовулканологии. М.: Наука.1971. Т. 1 478 е.; т. 2 -381 с.

168. Магматические горные породы (главн. ред. О.А. Богатиков). Т. 1. Классификация. М.: Наука. 1985. 367 с.

169. Магматические горные породы (гл. ред. О.А. Богатиков). Т. 3. Основные породы. М.:Наука. 1985. 488 с. и Т. 6.Эволюция магматизма в истории Земли. 1985. 438 с

170. Маегов В.И. Стронций в зоне метасоматической базификации габбро-норитов вокруг габбро-пегматитовых жил (Кытлымский платиноносный массив) // Ежегод-ник-1991/ ИГиГ УрО РАН. Екатеринбург. 1992. С. 50-51.

171. Макдональд Г.А. Вулканы. М.: Мир. 1975. 328 с.

172. Малеев Е. Ф. Критерии диагностики фаций и генетических типов вулканитов. М.: Наука. 1975.255 с.

173. Мартынов Ю.А. К проблеме химической классификации базальтовых пород -систематика по глинозему// Тихоокеанская геология. 1994. N2. С. 94-99.

174. Маслов А.В. Осадочные комплексы в разрезах рифтогенных структур. Екатеринбург. (ИГиГ УрО РАН). 1994. 163 с.

175. Матвеенков В.В., Альмухамедов А.И., Костоглотов В В. Вариации химического состава низкокалиевых толеитов из рифтовых зон с различными скоростями спрединга// Докл. АН СССР. 1983. Т. 271. №3. С. 698-701.

176. Мельников А.С., Ерошевская Р.И. Среднепалеозойский вулканизм и тектоге-нез Тагильской зоны погружений на Урале // Тр. Ин-та геол. и геохимии УНЦ АН СССР. Вып. 92. Свердловск. 1972. С. 68 -73.

177. Мельникова Г.Б. Петрология андезитов главной вулканогенной зоны Урала. Изв. АН СССР, серия геол. 1981. № 11. С. 34 44.

178. Миоценовые базальты Исландии и проблемы спрединга // Тр. ГИН СССР. Вып. 461. М.: Наука. 1991. 187 с.

179. Милановский Е.Е. Рифтогенез и геосинклинальный процесс. Вестник МГУ. Серия геол. 1975. № 4. С. 28 40.

180. Милановский Е.Е. Рифтовые зоны континентов. М.: Недра. 1976. 280 с.

181. Мияширо А. Новая глобальная тектоника. М.: Мир. 1974. 267 с.

182. Младших С.В., Аблизин В.Д. Стратиграфия верхнего докембрия западного склона Урала // Изв. АН СССР, серия геологическая. № 2. С. 67-80.

183. Москалева В.Н. Мантийно-коровый магматизм и особенности глубинного строения областей континентального рифтогенеза // Региональная геология и металлогения. 1999. № 9. С. 20 25.

184. Нефедов В.А. Вулканизм Северо-Сосьвинеского района // Геосинклинальный вулканизм Урала и колчеданоносность вулканогенных формаций. С. 102 -110.

185. Нечеухин В.М., Краснобаев А.А., Соколов В.Б. Террейны древней континентальной коры в аккреционно-коллизионных структурах Урала // Докл. РАН. 2000. Т. 370. № 5. С. 655- 657.

186. Носова А.А., Сазонова Я.В., Наркисова В.В. и др. Элементы-примеси в клино-пироксенах из палеозойских вулканитов Тагильской островной дуги Среднего Урала//Геохимия. 2002. №3. С. 254 268.

187. Овчинников JI.H. Контактово-метасоматические месторождения Среднего и Северного Урала // Труды Горно-Геол. ин-та УФАН СССР. Вып.39. Свердловск. 1960. 286 с.

188. Однотипные магматические горные породы в истории Земли // Под ред. О.А. Богатикова. М.: Наука. 1989. 206 с.

189. Основные результаты глубокого и сверхглубокого бурения в России (МПР РФ, ГНПП Недра). С-Петербург. 2000. 111 с.

190. Павлидис Ю.А. Некоторые особенности образования современных отложений подводных склонов Курильской гряды. М.: Наука. 1968. 112 с.

191. Пейве А.В. Тектоника Североуральского бокситового пояса // Матер, к познанию геологического строения СССР. Вып. 4(8). М.: Изд-во МОИП. 1947.204 с.

192. Пейве А.В., Иванов С.Н., Нечеухин В.М., Иванов К.С. и др. Тектоника Урала (Объяснительная записка к тектонической карте Урала. М.1:1 млн. М.: Наука. 1977. 120 с.

193. Петров Г.А., Пучков В.Н. Главный Уральский разлом на Северном Урале // Геотектоника. 1994. № 1. С. 25-37.

194. Петров Г.А., Фриберг П. М., Ларионов A.M., Шмелев В.Р. Новые данные по геологии и метаморфизму Салдинского комплекса (Средний Урал) // Геология и металлогения Урала. Екатеринбург. 1999. С. 66 94.

195. Петров Г.А., Шмелев В.Р., Фриберг П.М. Новые данные по геологии и метаморфизму Салдинского комплекса (Средний Урал) // Геология метаморфических комплексов. Екатеринбург. 1998. С. 40 54.

196. Петров Г.А., Десятниченко J7.H Особенности стратиграфии и строения Са-латимской структурной зоны (зоны Главного Уральского Глубинного разлома) // Проблема стратиграфии, палеонтологии Урала/Екатеринбург. 1999. С. 165 -170.

197. Петров Г.А., Свяжина И.А., Рыбалка А.В. Геодинамическая реконструкция Тагильской палеоостроводужной системы по геологическим и геофизическим данным // Отечественная геология. 2000. № 4. С. 14 20.

198. Петров Г.А., Григорьев А.Г. К вопросу о геодинамических реконструкциях Тагильской мегазоны // Результаты бурения и исследований Уральской сверхглубокой скважины СГ-4/ Сб. научных тр. Вып. 7. (МПР РФ; ФГУП НПЦ «Недра»). Пермь. 2001. С. 158-162

199. Петрография. 4.1. /А.А. Маракушев, Т.Н. Фролова и др. Изд. МГУ. 1976. 384 с.

200. Петрохимия кайнозойской Курило-Камчатской вулканической провинции. Под редакцией Э.Н. Эрлиха. М.: Наука. 1966. 279 с.

201. Перцев А.Н., Савельева Т.Н., Астраханцев О.В. Магматическая природа ультрамафит-габбровой ассоциации массива Кытлым, Платиноносный пояс Урала

202. Петрология. Т 8. № 4. 2000. С. 370-394.

203. Пирс Дж. A., JIunnapd С. Дж., Роберте С. Особенности состава и тектоническое значение офиолитов над зоной субдукции // Геология окраинных бассейнов. М.: Мир. 1987. С. 134-165.

204. Покровский Б.Г. Коровая контаминация мантийных магм по данным изотопной геохимии. М.: Наука. 2000. 226 с.

205. Попов B.C. Последовательность кристаллизации известково-щелочных магм и ее петрологическое значение // Геохимия. 1981. № 11. С. 1665-1675.

206. Попов B.C., Черная Л.А. Позднекайнозойский вулканизм Средиземноморья и происхождение островодужных магматических систем // Геология и разведка. 1998. № 2. С. 27-43.

207. Попов B.C. Механизм формирования коллизионных магматических серий Урала //Палеозоны коллизии / VI Чтения А.Н. Заварицкого. Екатеринбург. 2000. С. 82- 83.

208. Порошин Е.Е. Акцессорные хромшпинелиды из магнезиальных базальтов Тагильского синклинория Урала// Докл. АН СССР. 1985. Т. 284. № 2. С. 452 456.

209. Порошин Е.Е., Куранова В.Н. Двупироксеновые пижонитсодержащие вулканиты Тагильского синклинория Урала// Записки В. Минер. Об-ва. 1986, вып. 2, 4.115. С. 205 216.

210. Порошин Е.Е. Высокохромистые хромшпинелиды и вопросы происхождения базальтовых магм//Геология и геофизика, 1988. Т. 242, № 8. С. 39-47.

211. Порошин Е.Е. Гранаты нижнекарбоновых вулканитов Магнитогорского синклинория Урала и ассимиляция вещества коры// Докл. АН СССР. 1988. Т. 300. № 4. С. 914-918.

212. Порошин Е.Е., Багдасаров Э.А. Акцессорные гранаты вулканических пород Урала и Алтае-Саянской складчатой области // Докл. АН СССР. 1980. Т. 251. № 4. С. 956 959.

213. Покровский Б.Г., Викентьев И.В., Розен О.М. Уральская сверхглубокая сква-жина:геохимия стабильных изотопов и некоторые параметры гидротермальных ру-дообразующих систем // Литология и полезные ископаемые. 1996. № 2. С. 168-181.

214. Путеводитель геологических экскурсий. Маршрут № 3 Уральская сверхглубокая скважина CY-МКаретин Ю.С., Пучков В.Н. и др. Свердловск. 1989. С. 24 -32.

215. Путеводитель геологических экскурсий. Международная научная конф. VI Чтения А.Н.Заварицкого /Иванов К.С., Смирнов В.Н., Ерохин Ю.В. Тектоника и магматизм коллизионной стадии (на примере Среднего Урала) / ИГиГ УрО РАН. Екатеринбург. 2000. 33 с.

216. Пучков В Н. Рифтогенные окраины континентов и их реликты в палезоидах Лавразии. Сыктывкар. Научн. доклады. 1974. Вып. 9. 47 с.

217. Пучков В Н. Батиальные комплексы пассивных окраин геосинклинальных областей. М.: Наука. 1974. 260 с.

218. Пучков В.Н. Палеогеодинамика Южного и Среднего Урала. Уфа. 2000. 145 с.

219. Пущаровский Ю.М. Малые спрединговые системы в современных океанах и их геодинамическое значение // Докл. АН 1999. Т. 369. № 4. С. 498 -502.

220. Рамберг И., Морган П. Физическая характеристика и направленность эволюции континентальных рифтов//Доклады 27-го МГК. Тектоника. Т. 7. 1984. С. 78-100.

221. Раст Н. Зарождение, подъем и становление магмы// В кн. Механизм интрузии магмы. М. 1962. С. 284 -310.

222. Ритман А. Вулканы и их деятельность. М.: Мир. 1964. 437 с.

223. Рукояткин Н.А. Линеаменты индикаторы строения земной коры // Методическое руководство по изучению планетарной трещиноватости и линеаментов. ВСЕГЕИ. Л. 1977. 78 с.

224. Румянцева Н.А. Формация щелочных базальтоидов западного склона Урала // Щелочные вулканические формации складчатых областей. Л.:Недра. 1967. С. 132 -279.

225. Румянцева Н.А. Вариации химизма базальтов Урала // Геохимия. 1979. № 4. С. 509- 240.

226. Румянцева Н.А., Юшкова Г.А., Шмелева К.Л., Кукуй А.А. Силурийская бони-нитовая серия на Урале // Докл. АН СССР. 1989. Т. 304. № . С. 947 951.

227. Румянцева Н.А., Башта К.Г., Кукуй А.А. и др. Уральская СГС // Сверхглубокие скважины России и сопредельных регионов. Санкт-Петербург. 1996. С. 96 -128.

228. Русин А.И., Краснобаев А.А. О природе раннедокембрийской земной коры в зоне Урала// Ежегодник-1988 / ИГиГ УрО АН СССР. Свердловск. 1989. С. 3-16.

229. Русин А.И. Высокобарический метаморфизм Салдинского комплекса //Еже-годник-1988 / ИГиГ УрО АН СССР. Екатеринбург. 1989. С. 70 78.

230. Савельева Г.Н. Габбро-ультрабазитовые комплексы офиолитов Урала и их аналоги в современной океанической коре. М.: Наука. 1987. 246 с

231. Савельева Г.Н., Перцев А.Н., Астрханцев О.В. и др. Структура и геодинамика становления плутона Кытлым на Северном Урале // Геотектоника, 1999. № 2. С. 36 -60.

232. Сазонова Л.В., Носова А.А. Зональность клинопироксенов как функция условий остывания магматических расплавов (на примере одинитов Урала) // Геохимия. 1999. № 12. С. 1268-1285.

233. Самойлов B.C., Ярмолюк В.В. Континентальный рифтогенез (типизация, магматизм, геодинамика) // Геотектоника. 1992. № 1. С. 3 20.

234. Сапельников В.П. Мизенс Л.И., Шатров В.П. Стратиграфия и брахиоподы верхнесилурийских среднедевонских отложений севера восточного склона Урала. М.:Наука. 1987. 223 с.

235. Сейсмо-геологическая модель литосферы Северной Европы: Лапландско -Печенгский район // Под ред. Н.В. Шарова. Изд. КНЦ РАН. Апатиты. 1997. 226 с.

236. Семенов И.В., Коленко Л.И. Штенке А.А. РЗЭ в базальтах вулканогенных формаций Уральской геосинклинали // Элементы-примеси в минералах и горныхпородах Урала. Свердловск. 1980. С. 36 64.

237. Семенов И.В. Палеоокеанический спрединговый вулканизм Урала и реконструкция параметров Уральского палеозойского океана. Екатеринбург. УрО РАН. 2000. 362 с.

238. Семенова Н.Н., Ершова В.Г. Особенности околорудного метасоматоза на Ва-ленторском и Галкинском колчеданных рудопроявлениях // Тр. 2-го Уральского Петрографии, совещ-я. T.V. Свердловск. 1969.

239. Серавкин И.Б. Вулканизм и колчеданные месторождения Южного Урала. М.: Наука. 1986.268 с

240. Свяжина И.А., Петров Г.А., Мезенина З.С. Палеомагнетизм и эволюция ранне островодужной офиолитовой ассоциации Северного Урала // Геология и геофизика. 1999. № 1.С. 36-44

241. Сергиевский В.М. Среднепалеозойский вулканизм и история формирования тектонических структур восточного склона Урала.//Мат-лы ВСЕГЕИ. 1948. Общ. серия, 8.

242. Сергиевский В.М. Проявления колчеданной минерализации к северу от Красноуральска // Изв. АН СССР, серия геол. 1944, № 5.

243. Силурийская система / Ходалевич А.Н., Каретин Ю.С., Шурыгина МБ / Материалы к Уральскому стратиграфическому совещанию(УНЦ АН СССР. Свердловск. 1977. С. 5-20.

244. Сирин А.Н. О соотношении центрального и ареального вулканизма. М.: Наука. 1968. 196 с.

245. Сколотнев С.Г., Крамер В., Цуканин Н.В. и др. Новые данные о происхождении офиолитов Камчатского мыса // Докл. РАН. 2001. Т. 380. № 5. С. 652- 655.

246. Смирнов В.Н., Чащухина В.А. Находка ксеногенных гранатов в магматических породах восточной части Тагильской зоны// Ежегодник-1991/ ИГиГ УрО РАН. Свердловск. 1992. С. 102 -103.

247. Смит Р.Л. Потоки вулканического пепла // Проблемы палеовулканизма. М.: Наука. 1963. С. 171-189.

248. Соболев И.Д. Основные черты и проблемы геологического строения Урала / Рудная база Урала. М.: Наука. 1973. С. 3- 46.

249. Сондерс А. Д., ТарниД. Геохимическая характеристика вулканизма в задуго-вых бассейнах//Геология окраинных бассейнов. М.: Мир. 1987. С. 102 133.

250. Сугимура А. Состав первичных магм и сейсмичность мантии Земли в области островных дуг // Окраины континентов и островные дуги. М.: Мир. 1970. С. 263269.

251. Трухин В.И., Геншафт Ю.С., Горшков А.Г. и др. Высокожелезистые базальты Исландии и их магнитные свойства // Физика Земли. 1995. № 1. С. 24 37.

252. УэджерЛ., Браун Г. Расслоенные изверженные породы. М.: Мир. 1970. 293 с.

253. Ферштатер Г.Б. Петрология главных интрузивных ассоциаций. М.: Наука. 1989.232 с.

254. Ферштатер Г.Б. Структурно-формационная зональность Урала и магматизм //Геотектоника. 1992. № 6. С. 3-17.

255. Ферштатер Г.Б., Бородина Н.С., Рапопорт М.С., Смирнов В. Н. (Эрогенной гранитоидный магматизм Урала (УрО РАН). Миасс. 1994. 250 с.

256. Ферштатер Г.Б., Беа Ф. Геохимическая типизация Уральских офиолитов// Геохимия. 1996. №3. С. 195-218.

257. Ферштатер Г.Б., Пушкарев Е.В. Некоторые вопросы петрогенезиса дунит-клинопироксенит-габбровой серии Платиноносного пояса Урала //Ежегодник-1996/ ИГиГ УрО РАН. Екатеринбург. 1997. С. 81- 86.

258. Ферштатер Г.Б., Беа Ф., Пушкарев Е.В. и др. Новые данные по геохимии Платиноносного пояса Урала: вклад в понимание петрогенезиса // Геохимия. 1999. № 4. С. 352-370.

259. Филатова Н. И. Периокеанические вулканические пояса М: Недра. 1988. 264 с.

260. Филатова Н.И. Вариации рифтогенных эпиконтинентальных комплексов раннего протерозоя (на примерах Казахстана и Балтийского щита)// Проблемы геологии Урало-Монгольского пояса. Изд. МГУ. 1998. С. 15-26.

261. Фишер Р.В. Субаквальные вулканокластические породы II Геология окраинных бассейнов. М.: Мир. 1987. С. 9 51.

262. Фролова Т.Н., Бурикова И.А. Геосинклинальный вулканизм. Изд. МГУ. М. 1977. 279 с.

263. Фролова ТИ., Бурикова И.А. Магматические формации современных геотектонических обстановок Изд-во МГУ. М. 1997. 319 с.

264. Фролова Т.И. Роль магматических процессов в преобразовании континентальной земной коры // БМОИП. 2000. Т. 76. № 2. С. 7 -24.

265. Фролов В. Т. Масштабы переотложения тефры и разграничение лав, туфов и экзогенотипов // Седиментогенез и литогенез осадочных образований /Уральское литологическое совещание. Екатеринбург. 1996. С. 52- 54.

266. Харленд У., Кокс А. и др. Шкала геологического времени. М.: Мир. 1985. 140 с.

267. Хворова И.В. Кремненакопление в геосинклинальных областях прошлого. М.: Наука. 1968.234 с.

268. Холе Г.К. Позднедокембрийская система континентальных рифтов центра Сев. Америки // Континентальные рифты. М.: Мир. 1981. С. 255 265.

269. Хахаев Б.Н., Башта К.Г., Горбунов В.И и др. Особенности вскрытого разреза и перспективы дальнейшего углубления Уральской СГ-4 // Разведка и охрана недр. 2003. № 6. С. 2-4.

270. Цветков А.А. Субщелочной базальтовый магматизм активных зон перехода от океана к континенту // Изв. АН СССР. Серия геол.1984. № 3. С. 24 41.

271. Цветков А. А. Индикаторные и сквозные магматические серии островных дуг и проблемы их происхождения // Докл. АН СССР. 1987. Т. 293. № 4. С. 955 -959.

272. Цветков А. А., Волынец О.Н., БейлиДж. Шошониты Курило-Камчатской островной дуги//Петрология. 1993. Т 1. № 2. С. 123 -151.

273. Червяковский Г. Ф. Об остатках среднепалеозойских вулканических аппаратов на Урале //Вопросы вулканизма. Труды 1-го Всесоюзн. вулканологич. совещ-я. М. Изд-во АН СССР. 1962.

274. Червяковский Г.Ф. Среднепалеозойский вулканизм восточного склона Урала. М.: Наука. 1972. 258 с.

275. Червяковский Г. Ф. О теоретических основах палеовулканологических карт

276. Урала // Палеовулканологические карты и металлогеническая специализация древнего вулканизма Урала / УНЦ АН СССР. Свердловск. 1985. С. 11 13.

277. Чувашов Б.И. Эпохи сжатия (коллизии) в Уральском подвижном поясе (палеозой, кайнозой) // Коллизионная стадия развития подвижных поясов / VI Чтения А.Н. Заварицкого. Мат-лы научной конф. Екатеринбург. 2000. С. 127 -130.

278. Чурилин Н.С. Базальт-трахитовая формация Урала// Советская геология. 1979. № 1. С. 93 -101.

279. Шалагинов В.В. Глаукофансодержащие сланцы восточного склона Северного Урала // Геология метаморфич. комплексов / Тр. СГИ. В.116. Свердловск. 1975. С.15- 22.

280. Шейнман Ю.М. Некоторые черты геосинклинальных (складчатых) поясов // Проблемы тектоники. М Изд. АН СССР. 1961. С. 156 -169.

281. Шерендо Т.А., Гараева А.А., Каретин Ю.С. и др. Нанокристаллические выделения самородных металлов в вулканитах Уральской скважины СГ-4// Уральская сверхглубокая скважина/ Сб. научн. тр. В. 7. (ФГУП НПЦ «Недра». Пермь. 2001. С. 235 -238.

282. Шиллинг Дж. Г. Эволюция морского дна на основе данных геохимии редкоземельных элементов //Петрология изверженных и метаморфических пород дна океана. М.: Мир. 1973. С. 198- 242.

283. Широбокова Т.Н. Стратиформное полиметаллическое оруденение Урала. Препринт . ИГиГ УНЦ АН СССР. Свердловск. 1985. 78 с.

284. Шмелев В.Р. Природа расслоенности и зональности в габброидных комплексах Урало-Аляскинского типа // Проблемы петрогенезиса и рудообразования // IV Научн. конф. чтения А.Н. Заварицкого / ИГиГ УрО РАН. Екатеринбург. 1998. С. 173- 175.

285. Шмелев В.Р., Седлер И. К вопросу о природе геологического окружения Платиноносного пояса // Ежегодник-1998/ ИГиГ УрО РАН. Екатеринбург. 1999. С. 148 -150.

286. ШтейнбергД.С., Соболев ИД. Формационное деление магматических образований на Урале. // Магматические формации. М. 1963. С. 213 224.

287. Штейнберг Д. С. О химической классификации эффузивных горных пород (УНЦ АН СССР). Свердловск. 1963. 87 с.

288. Штейнберг Д.С. Базальтоидный магматизм Урала // Труды 2-го Уральского петрографического совещания. T.III. Свердловск. 1969. С. 4-9.

289. Штейнберг Д.С. Проблемы раннегеосинклинального вулканизма Урала //Палеовулканологические карты и металлогеническая специализация древнего вулканизма Урала / УНЦ АН СССР. Свердловск. 1985. С. 14 20.

290. Штейнберг Д. С., Лагутина М.В. Новые данные о содержании свободного углерода в базитах и ультрабазитах // Ежегодник-1990. Свердловск. 1991. С. 74 76.

291. Штрейс Н.А. Стратиграфия и тектоника зеленокаменной полосы Среднего Урала. Тектоника СССР. Т. III. Изд-во АН СССР. М. 1951.380 с

292. Эрлих Э.Н. О структурной приуроченности четвертичного вулканизма Камчатки //Геотектоника, 1965. № 1. С. 93-105

293. Язева Р.Г. Геохимические критерии для формационного анализа меденосных комплексов Уральской эвгеосинклинали (ИГиГ УНЦ АН СССР).Свердловск. 1985. 63 с.

294. Язева Р.Г. Геохимия меденосных вулканических и вулкан о-плутонических комплексов Урала // Рудоносные и рудные формации Урала. Свердловск. 1988. С. 23 -29.

295. Язева Р.Г., Бочкарев В.В. Силурийская островная дуга Урала: структура, развитие, геодинамика // Геотектоника, 1995. № 6. С. 32 44.

296. Яковлева О.М. Стронций, ванадий и хром в метабазитах Западно-Тагильской зоны // Ежегодник-1988 / ИГиГ УрО АН СССР. Свердловск. 1989. С. 96 98.

297. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И. Рифтогенный магматизм активных континентальных окраин и его рудоносность. М.: Наука. 1997. 263 с.

298. Ярмолюк В.В., Иванов В.Г. Магматизм и геодинамика Западного Забайкалья в позднем мезозое и кайнозое // Геотектоника. 2000. № 2. С. 43- 64.

299. Ярош П.Я Червяковский Г.Ф., Нечеухин В.М. Гора Азов/ Путеводитель геологических экскурсий III Уральского петрографичемкого совещания. Свердловск. 1974. С. 33 35.

300. Anderson D. L. Chemical plumes in the mantle // Geol. Soc. Amer. Bull. 1975. Vol. 86. 11, P. 1593 -1600.

301. Arndt N.T., Czamanske G. K. , Wooden J. L. et. al. Mantle and krustal contributions to continental flood volkanism // Tectonophysics. 1993. Vol. 223. № 1-2. P. 39-62

302. Baile J. C., Frolova T.I. and Burikova I.A. Mineralogy, geochemistry and pedogenesis of Kurileis land-arc basalts // Contributions to Mineralogy and Petrology/ Springer-Verlag. 1989. P.265-280

303. Beccaluva L., Piccardo G., Serri G. Petrology of Northen Apennine ophiolites and comparison with other Tethyan ophiolites I I Ofioliti. 1979. Vol. 4 . № 1. P. 23- 48.

304. Bryan W.B., Moore J.G. Compositional variations of young basalts in the Mid-Atlantic Ridge rift valley near 36° 49'N.// Bull. Geol. Soc. Amer. 1977. Vol. 88. № 4. P. 556 -570.

305. Condie K.C. Archean magmatism and crustal thickening // Geol. Soc. Amer. Bull. 1979. Vol.84. P. 2981-2992.

306. Drushinin V.S., Karetin J.S. Early Precambrian crust of the Urals region and its evolution: results of nev Geology-Geophysical research. //MAEG 9 -9th Meeting of the Assotiation of European Geological Societies. 1995. P. 24 25.

307. Engel A F., Engel C. G. Cemical characteristics of okeanic basalt and upper mantle //Geol. Soc. Amer.Bull. 1965. Vol. 76. № 9. P. 719 -734

308. Fujii Т., Kushiro I., Hamuro K. Melting relations and viscosity of an abissal olivine toleite.// Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project. Vol. XLV. Washington. 1978. 1002 p.

309. Gill J.B. Geochemistry of Viti Levu, Fiji and its evolution as an island arc //Con-trib. Miner, and Petrol. 1970. Vol. 27. P. 179 203.

310. Gill J.B. Orogenic andesites and plate tecktonics. Berlin. Springer-Verlag. 1981. 385 p.1.itial reports of the Deep Sea Drilling Project. (DSDP). XLV. Washinton. 1978.1002 p.

311. Juhlin C., Knapp J., Kashubin S., Bliznetsov M. Evolution of the Middle Urals based on seismic data // Tectonophysics. 1996. Vol. 264. P. 34.

312. Juhlin C., Bliznetsov M., Pevzner L., Hismatulin T, Rybalka A., Glushkov A. Seismic imaging of reflectors in the SG-4 borehole, Middle Urals, Russia.// Tectonophysics. 1997. Vol. 276 .P. 1 -18.

313. Karetin J.S., Korghaev W.P., Seravkin J.B., Sharpenok L.N. Kalderas and their ore content under various geodynamic conditions. // MGK. Osaka. 1992.

314. Karetin J.S., Koroteev V.A., Ivanov K.S., Basta K.G., Drushinin V.S. Superdeep Drill ingin the Urals: hopes and Ferst Resalts. Osaka. 1992.

315. Karetin Ju.S. Volkanic complexes of the Ural superdeep borehole SD-4 section//

316. Matherials of a 31-st International Geological Congress / Rio de Janeiro. Brazil. 2000.

317. Knapp J.H., Diaconescu C.C., Bader M.A., Sokolov V.B., Kashubin S.N., Rybalka A. V. Seismic reflection fabrics of continental collision and post-orogenic extension in the Urals, central Russia // Tectonophysics. 1998. V. 288. P. 115 126.

318. McGregor I.D. The system MgO Si02 - Ti02 and its bearing to distribution of Ti02 basalts // Amer. J. Sci. 1969. Vol. 267 A. P. 242 - 269

319. McPhie J., Walker G.,Christiansen R. Phreatomagmatic and phreatic fall and surge deposits from explosions at Kilauea volkano, Hawaii // Bull. Volcanol.1990. Vol. 52. № 4. P. 334- 354.

320. Morgan W.J. Deep mantle convection plumes and plate motions // Bull. Amer. Ac-coc. Petrol. Geol. 1972. Vol. 56. # 2. P. 203 -213

321. Morrison G. W. Characterustics and tectonic setting of the shoshonite rock association // Lithos. 1980. Vol. 13. # 1. P. 98 -108.

322. Mullen E. D. MnO Ti02 -P2O5'. a minor element discriminant for basaltic rocks of oceanic enviroments and its implications for petrogentsis // Earth Planet. Sci. Lett. 1983. Vol. 57. P. 53 -62.

323. Nakamura N. Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and К in carbonaceous and ordinary chondrites // Geochim. Cosmohim. Acta. 1974. Vol. 38. # 5. P. 757 775.

324. Pearce J.A., Cann J.R. Tectonic setting of basic volkanic rocks determined using trace element analises // Earth and Planet. Sci. Lett. 1973. Vol. 19. # 2. P. 290 -301.

325. Pearce Т.Н., Gorman B.E. and Birkett T.C. The relationship between major element chemistry and tectonic enviroment of basic and intermediate volkanic rocks // Earth and Planetary Science Letters. 1977. Vol. 36. P. 121-132.

326. Shervais J. W. Ti V plots and the pedogenesis of molern and ophiolitic lavas // Earth and Planetary Sci. Lett. 1982. Vol.59. P.101- 118.

327. Sun S.S. Chemical composition and origin of the Earth's primitive mantle// Geochim et Cosmochim Acta. 1982. Vol. 46. P. 179 -192.

328. Sun S.S., McDonough W.F. Cemical and isotopic sistematics of oceanic basalts: implication for mantle composition and processes // Magmatism in the oceanic basins. L. 1989. Vol. 42. P. 313-345

329. Wedepohl K.H. Toleitic basalts from spreding ocean ridges/ Tengrouth og the oceanic crust. //Naturrissenschaften. Vol. 68. 1981. P. 110- 119.

330. Wedepohl K.H. The composition of the rjntintntal krus // Geochimica et Cosmo Chimica Acta 1995. № 7. Vol. 59. P. 1217 -1232.

331. Viljoen M.J. and R.P. The geology and geohemistry ofthe lower ultramafic unitof the Africa, Sapec. Publ. 1971. № 2. P. 55 85.

332. Jager B. at. al. Chromit als imdikator fur Komatiite.//Berlin Dtsh. Mineralog. Ges.-1989. № l.C. 85 (нем).

333. Wilson R. Igneous petrogenesis. A global tectonic approach. Harper Collins Academic. 1991.466 р.

334. WoodD.A. The applicatic of Th- Hf- Та diagram to problem / Earth and Planetary Sci. Lett. 1980. Vol. 50. P. 11 -30

Информация о работе

Каретин, Юрий Сергеевич
доктора геолого-минералогических наук
Екатеринбург, 2004
ВАК 25.00.01

Диссертация

Палеозойский вулканизм и геодинамика Тагильской мегазоны Урала - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы