Строение и условия формирования ранне-среднедевонских структурно-вещественных комплексов западной части Магнитогорской мегазоны и краевых аллохтонов Южного Урала

Белова, Анастасия Андреевна

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Строение и условия формирования ранне-среднедевонских структурно-вещественных комплексов западной части Магнитогорской мегазоны и краевых аллохтонов Южного Урала
ВАК РФ 25.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Строение и условия формирования ранне-среднедевонских структурно-вещественных комплексов западной части Магнитогорской мегазоны и краевых аллохтонов Южного Урала"

Белова Анастасия Андреевна

Строение н условия формирования ранне-среднедевонских структурно-вещественных комплексов западной части Магнитогорской мегазоны и краевых аллохтонов Южного Урала

Специальность 25.00.01 - Общая и региональная геология

1 о НОЯ 2011

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Москва, 2011

005001261

Работа выполнена в лаборатории геодинамики позднего докембрия и фанерозоя Геологического института РАН и на кафедре динамической геологии геологического факультета МГУ имени М.В. Ломоносова.

Научный руководитель:

Доктор геолого-минералогических наук, профессор Николай Владимирович Короновскнй

Официальные оппоненты:

Доктор геолого-минералогических наук

Александр Вениаминович Тевелев

Доктор геолого-минералогических наук Суреп Ашотович Паландшш

Ведущая организация:

Институт геологии Уфимского научного центра РАН (г. Уфа)

Защита состоится 25 ноября 2011 года в 16:00 на заседании диссертационного совета Д 501.001.39 при Московском государственном университете имени М.В. Ломоносова по адресу; 119991, Москва, ГСП-1, Ленинские горы, МГУ имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, ауд. 415.

С диссертацией можно ознакомиться в научной библиотеке геологического факультета МГУ (главное здание, корпус А, б этаж)

Автореферат разослан 24 октября 2011 года

Ученый секретарь диссертационного совета, доктор геолого-минералогических наук, профессор

А.Г. Рябухин

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Аюуалыюсть работы.

Южный Урал - один из наиболее хорошо изученных, с геологической точки зрения, регионов России. На его примере был решен целый ряд фундаментальных проблем геологии складчатых поясов. За последние 20 лет исследованию палеозойских комплексов Южного Урала посвящено огромное количество работ. Несмотря на это, многие вопросы истории палеозойской эволюции южного сегмента Уральской складчатой системы до сих пор являются дискуссионными. Это определяется сложным геологическим строением и слабой обнаженностью палеозойских комплексов региона. Неоднозначность геодинамических интерпретаций свидетельствует о недостаточно обоснованной характеристике выделяемых структурно-вещественных комплексов, их структурного положения, возраста и вещественного состава. Дискуссионными остаются вопросы геодинамической природы палеозойских вулкапогенно-осадочных комплексов; проблема времени и обстановок формирования широко распространенных на Южном Урале офиолитовых ассоциаций; вопросы строения и генезиса метаморфических комплексов. Одним из наиболее важных вопросов является корреляция магматических, метаморфических событий и этапов осадконакопления в регионе.

Ранне-среднедевонское время является одним из ключевых этапов эволюции Южного Урала. Интервал 420-360 млн. лет знаменуется формированием метаморфических и магматических комплексов, маркирующих различные этапы геодинамической эволюции региона. Ранне-среднедевонские комплексы представлены чрезвычайно разнообразными формациями, что позволяет реконструировать сложный палеоструктурный ряд в зоне перехода океан-континент и проследить его эволюцию во времени.

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

Целью работы является разносторонняя характеристика, корреляция, а так же выявление палеогеодинамических обстановок формирования структурно-вещественных комплексов раннего и среднего девона, распространенных в пределах Западно-Магнитогорской, Присакмаро-Вознесенской, Сакмарской и Кракинской зон Южного Урала.

Для достижения поставленной цели необходимо было решить следующие основные задачи:

1. Анализ структурного положения палеозойских комплексов и составление детальных геологических схем опорных участков.

2. Определение возраста стратифицированных вулканогенно-осадочных комплексов на основе оригинальных находок фауны конодонтов.

3. Уточнение существующих стратиграфических схем, расчленение и корреляции девонских вулканогенно-осадочных толщ.

4. Определение особенностей вещественного состава магматических комплексов.

5. Определение абсолютного возраста магматических и метаморфических комплексов пород.

6. Составление обобщающих корреляционных схем

7. Выяснение геодинамических обстановок формирования ранне- ^ среднедевонских структурно-вещественных комплексов 'V/

Фактический материал и методика исследовании.

В основу работы положены данные, полученные автором в ходе полевых исследований на Южном Урале в 2006-2011 г.г., в составе отряда ГИН РАН под руководством A.B. Рязанцева. При полевых исследованиях проводилось крупномасштабное геологическое картироваЕше ряда опорных участков в полосе протяженностью порядка 900 км, на территории республики Башкортостан, Челябинской и Оренбургской областей, а так же Актюбинской области северного Казахстана. Лабораторная обработка материала включала петро-геохимические и геохронологические исследования.

Для проведения геохронологических исследований выделение зерен циркона проводилось в лаборатории минералогического и трекового анализа ГИН РАН под руководством A.B. Соловьева. U-Pb исследования цирконов проводились методом термо-ионизационной масс-спектрометрии (ID-TIMS) в лаборатории изотопной геологии ИГГД РАН (г. Санкт-Петербург) Е.Б. Сальниковой, Яковлевой С.З., Анисимовой И.В., Загорной Н.Ю. под руководством А.Б. Котова, а также на ионном микрозонде SHRIMP-II (Sensitive High Resolution Ion Micro Probe II) в Центре Изотопных Исследований ВСЕГЕИ им. А.П. Карпинского, оператор С.Л.Пресняков, и в Стэпфордском микро-аналитическом центре (The Stanford USGS Micro Analysis Center) на установке SHRIMP-RG (Sensitive High Resolution Ion Micro Probe - Reverse Geometry). Всего получено 12 определений изотопного возраста пород.

Петро-геохимические исследования магматических пород проводились различными методами. Концентрации главных элементов определялись для более чем 200 образцов рентгено-флюоресцентным методом в лаборатории химико-аналитических исследований ГИН РАН под руководством С.М. Ляпунова на последовательном спектрометре S4 Pioneer фирмы «Bruker» (Германия). Концентрации редкоземельных элементов (РЗЭ) и других элементов-примесей определены более чем для 60 образцов методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS) на приборе Perkin-Elmer® ELAN-DRC в лаборатории ИМГРЭ МПР РФ Д.З. Журавлевым, а также в Аналитическом сертификационном испытательном центре Института микроэлектроники и особо чистых материалов РАН (г. Черноголовка) под руководством В.К. Карандашева.

Помимо этого, в полевых условиях автору удалось сделать более 120 сборов конодоптовой фауны из кремнистых пород. Определения конодонтов выполнены A.B. Аристовым и C.B. Дубининой (ГИН РАН), а так же Т.Ю. Толмачевой (ВСЕГЕИ).

Научная новизна.

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

2. Впервые в пределах Западно-Магнитогорской и Сакмарской зон установлено широкое распространение коровых частей раннедевонских офиолитовых ассоциаций, формирование которых происходило в надсубдукционной обстановке на стадии заложения Магнитогорской островной дуги.

3. Впервые выделены комплексы эмсско-эйфельского океанического бассейна, пространственно разделявшего Магнитогорскую островную дугу и пассивный край Балтики.

4. Подтвержден позднеэйфельский возраст процессов растяжения в пределах Магнитогорской островной дуги. В Западно-Магнитогорской зоне впервые описан и

датирован комплекс параллельных даек, прорывающий толщу островодужных вулканитов ирендыкской свиты (D2ef|).

5. Проведена корреляция ранне-среднедевонских вулканогснно-осадочных, магматических и метаморфических комплексов, учитывающая новые данные.

Защищаемые положения

1. Дайковые и кремнисто-базальтовые комплексы офиолитовых ассоциаций, западной части Магнитогорской мегазоны и Сакмарского аллохтона, формировались в пражско-эмсское время в обстановке надсубдукционного растяжения до формирования Магнитогорской островной дуги.

2. В покровпо-складчатой структуре Присакмаро-Вознесенской, Кракинской и Сакмарской зон присутствует кремнисто-базальтовый комплекс эмсско-эйфельского возраста, в современной структуре тектонически сближенный с батиальными толщами пассивной окраины Балтики. Формирование кремнисто-базальтового комплекса, сочетающего геохимические признаки надсубдукционных вулканитов и вулканитов срединноокеанических хребтов, происходило в бассейне, разделявшем пассивную континентальную окраину и Магнитогорскую вулканическую островную дугу.

3. На севере Западно-Магнитогорской зоны выявлена серия позднеэйфельских долеритовых даек, прорывающих островодужные вулканогенно-осадочные породы ирендыкской свиты (D2efj). Формирование этого дайкового комплекса синхронно образованию контрастной колчеданоносной карамалыташской свиты (D2cf2) и свидетельствует о расколе Магнитогорской островной дуги в позднеэйфельское время.

Теоретическая ч практическая значимость работы

Результаты исследований, приведенные в работе, могут быть использованы при проведении разномасштабных геолого-съемочных, а так же при прогнозно-поисковых работах на различные виды полезных ископаемых. Полученные данные о возрасте стратифицированных толщ могут быть использованы при составлении новых региональных стратиграфических схем.

Апробация работы и публикации. Результаты исследований, положенные в основу диссертационной работы, докладывались на XIV Междунадродной конференции студентов аспирантов и молодых ученых "Ломоносов" (Москва, 2007); VIII международной конференции «Новые идеи в науках о Земле» (Москва, 2007), международных конференциях Европейского Геологического союза (General Assembly of the EGU, Вена, 2007, 2008); совещании Французского и Чешского геологических обществ по вопросам Варисцид (Mechanics of Variscan orogeny: a modern view on orogenic research. Special meeting of French and Czech geological societies, Орлеан, 2007); XI.I и Х1ЛП Международных тектонических совещаниях (Москва, 2008, 2010); научной международной студенческой школе «Металлогения древних и современных океанов. Рудоносные комплексы и рудные фации» (Миасс, 2008); I Международной научно-практической конференции молодых ученых и специалистов, посвященной памяти академика А.П. Карпинского (С.-Петербург,

2008); IV Российской конференции по изотопной геохронологии (С.-Петербург,

2009); Пятой Сибирской конференции молодых учёных по наукам о Земле (Новосибирск, 2010); Международной конференции "Современное состояние наук о Земле", посвящешюй памяти В. Е. Хаина (Москва, 2011).

Диссертант является соавтором 43 работ по теме диссертации, включая 5 статей в отечественных реферируемых журналах, рекомендованных ВАК.

Структура и объем работы

Диссертация состоит из введения, шести глав и заключения. Работа объемом 215 страниц содержит 72 рисунка, 1 приложение. Список литературы включает 352 наименования.

Благодарности

Материалы для написания диссертации были получены в период работы автора в лаборатории геодинамики позднего докембрия и фанерозоя ГИН РАН, под руководством д.г.-м.н. К. Е. Дегтярева, которому автор выражает глубокую признательность за всестороннюю поддержку исследований на всех этапах их проведения. Автор благодарен своему научному руководителю д.г.-м.н., профессору, зав. каф. динамической геологии геологического факультета МГУ Н.В. Короновскому за ценные советы и постоянное внимание к исследованиям. В полевых работах на Южном Урале в разные года принимали участие A.B. Рязанцев, Н.Б. Кузнецов,

A.А.Разумовский, Н.В. Пучков, A.M. Косарев, Е.В. Пушкарев, О.В. Артюшкова,

B.А. Маслов, A.A. Третьяков, которым автор выражает глубокую благодарность за интересную совместную работу, получение ценных навыков ведения полевых исследований и обсуждение вопросов геологии Южного Урала. Проведение биостратиграфических исследований по изучению фауны конодонтов проводились

C.B. Дубининой, В.А. Аристовым и Т.Ю. Толмачевой, которым автор искренне признателен. Автор благодарен всем коллегам, проводившим геохронологические, петро-геохимические и изотопные исследования. Хочется выразить благодарность коллегам из Лаборатории геодинамики позднего докембрия и фанерозоя и других лабораторий Геологического института РАН: Г.Н. Савельевой, М.В. Лучицкой, К.Е. Дегтяреву, Н.Б. Кузнецову, A.A. Третьякову, А.Б. Кузьмичеву, С.Г. Самыгину, М.Л.Баженову, A.A. Щипанскому, A.B. Соловьеву, A.A. Федотовой за полезные консультации при проведении исследований и написании работы, а так же за доброжелательное отношение и поддержку. Автор благодарит сотрудников кафедры динамической геологии геологического факультета МГУ, а также сотрудников кафедры региональной геологии и истории Земли зав. каф. д.г.-м.н., профессора A.M. Никишина и д.г.-м.н., профессора Арк. В. Тевелева за постоянное доброжелательное и внимательное отношение к диссертанту.

Особую благодарность автор выражает своему учителю и наставнику Алексею Викторовичу Рязанцеву, под чутким и внимательным руководством которого, автор работал на протяжении шести лет и сформировался как исследователь.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ Глава 1. Общая тектоническая зональность и палеозойские комплексы Южного Урала

Тектонической зональности Южного Урала в последние годы посвящен ряд работ [Пучков, 2000; Пучков и др., 2001; Знаменский и др., 2001; Косарев и др., 2001; Савельев и др., 2001; Дегтярев, Руженцев, 2004 и др.]. В работах, посвященных структурному районированию Южного Урала, выделяются два основных элемента -палеоконтинентальный западный и палеоокеанический - восточный секторы. Это деление довольно условное, так как в целом, Урал представляет собой результат шарьирования и скучивания тектонических единиц различной геодинамической природы, и палеоконтинентальные, палеоокеанические и палеоостроводужные комплексы часто оказываются тектонически сближенными. Многие детали глубинного строения Урала были выяснены в результате интерпретации геофизических данных полученных по профилям URSEIS-95 и ESRU-SB, По

геологическим данным, подтвержденным геофизическими методами, в поперечном (широтном) сечении палеозоиды Урала имеют бивергентное строение, обусловленное симметричной, относительно осевой части (Магнитогорская мегазона), вергентностью структур, а также симметричным распространением слагающих их палеозойских комплексов. Покровно-складчатое сооружение Южного-Урала подразделяется на шесть меридиональных мегазон. (рис.1). С запада на восток выделяют Предуральский краевой прогиб, Западно-Уральскую мегазону, Центрально-Уральскую мегазону, Магнитогорскую мегазону, Восточно-Уральскую мегазону, Зауральскую мегазону [Пучков, 2000; Дегтярев и др., 2004; Руженцев, 2005]. В главе дано описание геологического строения всех крупных структурных единиц Южного Урала. Наиболее детально описаны зоны, в пределах которых проводились исследования. Зилаиро-Сакмаро-Кракинская зона краевых аллохтонов, представляет собой крупное аллохтонное тело, надвинутое в позднем палеозое с востока на комплексы Восточно-Европейской платформы (ВЕП), и занимает восточную часть Западно-Уральской мегазоны. Сакмарский и Кракинский аллохтоны слагает серия тектонических пластин, в пределах которых совмещены кембрийские, ордовикские, силурийские и девонские комплексы. Присакмаро-Вознесенская, Актау-Таналыкская и Западно-Магнитогорская зоны, выделяются в пределах западного крыла Магнитогорской мегазоны (синформы). Присакмаро-Вознесенская зона часто отождествляется с зоной Главного Уральского разлома (ГУР) и считается сутурой. В строении зоны большую роль играют офиолиты, серпентинитовые меланжи и тектонизированные олистостромы, содержащие фрагменты палеозойских осадочных, магматических и метаморфических комплексов. Аналоги распространенных здесь комплексов можно найти в Сакмарском и Кракинском аллохтонах, для которых зона ГУР является корневой. В пределах Актау-Таналыкской и Западно-Магнитогорской зон преимущественно распространены девонские вулканогенно-осадочные и магматические островодужные комплексы. Для этих зон характерна относительно слабая тектоническая нарушенность первоначальных разрезов.

Глава 2. Стратифицированные нижне-среднедевонские комплексы.

В этой главе дается характеристика возраста, состава и структурного положения стратифицированных толщ раннего и среднего девона. Построение главы отражает структуру реконструируемого палеоряда. В каждой подглаве дается описание определенного типа разреза, чье формирование отражает развитие той или иной палеоструктуры. Стратифицированные разнофациальные девонские комплексы, как правило, сближены в системах интенсивно дислоцированных тектонических покровов, или слагают олистоплаки в олистостромовых комплексах. Для нижне-среднедевонских комплексов удается реконструировать палеоструктуры зоны перехода от континента в океану, включающие: шельф, склон и подножье пассивной окраины, бассейн между пассивной окраиной и островной вулканической дугой, аккреционную призму, островную вулканическую дугу и задуговой бассейн.

Терригенно-карбонатный тип разреза. Палеозойские терригенно-карбонатные толщи, накопление которых происходило на шельфе Балтики, широко распространены в Башкирском антиклинории [Пучков, 2000; Якупов и др., 2002]. Девонские терригенно-карбонатные отложения трансгрессивно, с базальными песчаниками в основании, перекрывают терригено-карбонатные отложения среднего ордовика - силура. В эмсско-фаменской части разреза преобладают известняки, глинистые сланцы, мергели. Разрез согласно с постепенным переходом перекрывается граувакками зилаирской свиты фамена.

Рис.1 Схема основных структур и комплексов западной части Южного Урала (составлена с использованием опубликованных карт 1:500000 и 1:1000000 м-ба)

I — каменноугольные и пермские флиш, молассы и карбонатные отложения; 2 -каменноугольные карбонатные и терригенно-карбонатные отложения; 3 - фаменские граувакки, на западе также подстилающие конденсированные кремнистые отложения D ¡I-Djfr; 4 - вулканогенные и вулканогенно-осадочные островодужные толщи D¡e-D¡ и рифтогенные вулканогенные толщи С;; 5 — нижнедсвонские вулканогенные толщи и ассоциирующие комплексы параллельных даек; 6 - ордовикские, силурийские и девонские туфогенно-осадочные и вулканогенные толщи; 7 - верхнедокембрийские образования и ордовикско-среднедевонские терригенно-карбонатные отложения; 8 - палеозойские, частично допалеозойские кварг/ито-сланцы (суванякский комплекс); 9 - эклогит-глаукофансланцевый максютовский комплекс; 10 - средне-позднепалеозойские гранитоиды;

II - комплексы параллельных даек; 12 - мафит-упьтрамафитовыг комплексы и серпентинитовый меланж; 13 - вендские вулканогенные и вулканогенно-осадочные породы; 14 - тектонические границы. Цифрами обозначены; 1 -Предурапьский краевой прогиб; II -Центрально-Уральская мегазона: Башкирский антиклинорий (На), зона Уралтау (116); III-Зилаирский синхлинорий, Кракинскиий аллохтон (Ша), Сакмарский аллохтон (1116); IV -Присакмаро-Вознесенская зона; V — Магнитогорская мегазона; Va — Актау-Таналыкская зона; VI - Восточно-Уральская мегазона: Цифрами в треугольниках обозначены районы и участки детальных исследований: I - Хабарнинский; 2 - Рамазановский; 3 - Актау-Таналыкский; 4 — Чингизовский; 5 — Акмантауский; 6 - Буйдинский; 7 - Поляковский; 8 — Кокпектинский; 9 — Шулдакский. К — Кемпирсайский массив

Кремнисто-тсрригевный тип разреза. Отложения кремнисто-терригенного типа девонского возраста распространены в Кракинских аллохтонах, в зоне Уралтау и в Присакмаро-Вознесенской зоне. Разрезы во всех зонах литологически очень схожи между собой. Терригенная часть представлена алевролитами и песчаниками, редко с прослоями гравелитов и конгломератов, широко развиты кремнистые толщи. В структуре Кракинских аллохтонов эмс-эйфельская часть палеозойского кремнисто-базальтового разреза выделяется как хуторская толща (D1.2) [Пучков, 1995; 2000; Иванов, 1998; Маслов и др., 1999; Якупов и др.. 2002]. В западной части зоны Уралтау палеозойские кремнисто-терригенные отложения выделяются в суванякский комплекс. Породы комплекса интенсивно кяиважированы и метаморфизованы в зеленосланцевой фации. Толща слабо охарактеризована находками органических остатков. В Присакмаро-Вознесенской зоне кремнисто-терригенные отложения слагают тектонические линзы в серпентинитовом меланже. Изученный разрез в районе г. Сэрекей имеет сходство с разрезами зоны Уралтау и Кракинских покровов, но охарактеризован наиболее древними — лохковскими конодонтами. Отложения этого типа формировались на склоне и подножье пассивной окраипы Балтики.

Кремнистый тип разреза. Кремнистые толщи девонского возраста широко распространены в структурах Западно-Магнитогорской, Присакмаро-Вознесенской и Сакмарской зон. В наиболее полных ненарушенных разрезах они наращивают кремнисто-черносланцевую толщу сакмарской свиты (Si-Dil) и согласно перекрываются грауваками зилаирской свиты (D3fm). Выделение этих образований в особый батиальный тип и обоснование возраста было сделано В.Н. Пучковым и К.С. Ивановым. Предполагается, что данные глубоководные толщи формировались в непосредственной близости от пассивной окраины Балтии [Иванов, Пучков, 1984; Пучков, 1986; Формирование..., 1985; Пучков, 2000]. Автором проведено изучение этого типа разреза, в результате чего была существенно дополнена его палеонтологическая характеристика фауной конодонтов. Доказывается, что в

большинстве случаев первоначальная стратиграфическая последовательность единого силурийско-девонского разреза тектонически нарушена. Приблизительно на уровне границы силура и девона разрез нарушен тектоническим срывом, в результате чего его верхняя часть, включающая нижнедевонско-франские кремнистые отложения и перекрывающие фаменсхие граувакки, слагает уже тектонические покровы. Стратиграфический объем кремнистых разрезов в пределах отдельных тектонических покровов имеет разную полноту, что связано с тектоническим срезанием в подошве покрова. Эти структурные и стратиграфические наблюдение важны для понимания геологического строения. территории. Ранее в ряде районов покровы сложенные кремнистым типом разреза объединялись в единую стратиграфическую последовательность с комплексами подстилающими их структурно. Для Сакмарской зоны было доказано, что тектонические покровы сложенные кремнистым типом разреза подстилаются олистостромовыми толщами [Хворова, Ружекцев 1971]. Автором показано существование аналогичных тектонических покровов и олистостромов в Присакмаро-Вознесенской зоне.

Кремнисто-базальтовый тип разреза Присакмаро-Вознесенской, Кракинской и Сакмарской зон. Обоснование возраста, структурной позиции и интерпретация обстановок формирования данного типа разреза приводятся впервые. Выделенный кремнисто-базальтовый комплекс слагает фрагменты тектонических покровов в Присакмаро-Вознесенской зоне и в структуре краевых аллохтонов (Сакмарского и Кракинского). Кремнисто-базальтовые породы занимают закономерное структурное положение в современной структуре, где они тектонически сближены с батиальными кремнистыми и кремнисто-терригенными породами палеоконтинентального сектора. Породы комплекса структурно и стратиграфически не связаны с девонскими островодужными толщами Магнитогорской мегазоны. Они слагают тектонические пластины, внутри которых породы интенсивно деформированы. По находкам конодонтов возраст кремнисто-базальтового комплекса отвечает эмсскому и эйфельскому ярусам. В Присакмаро-Вознесенской зоне кремнисто-базальтовый комплекс описан в двух районах, в пределах ее северного (д. Абсалямово) и центрального сегментов (д. Ишкильдино, д. Утяганово). В Кракинской зоне разрез комплекса изучен на p. Kara, вслед за [Салихов, Якупов, 2003], где выявлен комагматичный базальтам дайковый комплекс. В Сакмарской зоне к данному типу разреза отнесены кремнисто-вулканогенные породы утягуловской (D2efi) и ишмуратовской свит (D2ef2).

Вулканиты кремнисто-базальтового комплекса Кракинской и Присакмаро-Вознесенской зон сходны по составу и принадлежат базальт-адезибазадьтовой толеитовой серии с повышенным содержанием ТЮ2 (1-2%). Линия нормированного тренда распределения редкоземельных элементов (РЗЭ) демонстрирует обогащение легкими РЗЭ (La„/Yb„ =0,8-4). Мультиэлементпые спектры, нормированные по составу примитивной мантии, показывают обогащение крупноионными литофилами. Распространенные в Сакмарской зоне вулканиты ишмуратовской свиты принадлежат дифференцированной базальт-аидезитовой умеренно-высоко титанистой (Ti02 - 1,31,9%) серии. На дискриминационных диаграммах точки составов попадают в поля как островодужных пород так и базальтов СОХ. На основании структурных и вещественных данных предполагается, что описанные комплексы были сформированы в бассейне, располагавшемся между островной вулканической дугой и пассивной окраиной Балтики. Присутствие дифференцированных серий вулканитов со смешанными характеристиками надсубдукционных и срединноокеанических обстановок формирования объясняется обогащением вещества сублитосферной

мантии надсубдукционной компонентой в ордовике-силуре, во время развития задугового бассейна.

Мнкститовый и карбонатный типы разрезов. Карбонатная рысхужинская толща (Р,(Г?)р-е) и микститовая толща шандинского олистострома (Оф-е^ рассмотрены в работе как комплексы, сформированные в преддуговой зоне, возможно включавшей в себя аккреционную призму, на ранних стадиях эволюции Магнитогорской островной дуги. Карбонаты, содержащие сериентинигокластовые прослои, слагают блоки и тектонические линзы в структуре меланжа Присакмаро-Вознесенской зоны, а также залегают в основании разреза эмсских островодужнмх вулканогенно-осадочных толщ Западно-Магнитогорской зоны. Шандинская свита представлена полимиктовым олистостромовым комплексом и выделяется в Сакмарской зоне [1'уженцев, 1976; Формации..., 1978]. Матрикс олистострома сложен мелкообломочным терригенным материалом с примесью туфовой компоненты. Олистолиты представлены в основном нижнедевонскими органогенными известняками, породами офиолитовой ассоциации, эффузивными породами различного состава. Олистостром прорывается субвулканическми телами чанчарского комплекса (О,р-с|).

Субщелочной н щелочной вулканогенный тип разреза. Субщелочные и щелочные магматические образования нижнего девона распространены в Сакмарской и Присакмаро-Вознесенской зонах (чанчарская свита), а так же в Западно-Магнитогорской зоне (мостостроевский комплекс). Мостостроевский комплекс тектонически залегает на кремнистых комплексах силура и согласно перекрывается вулканитами и представлен дифференцированными вулканитами низкотитанистого тефрит-шошопит-латит-трахитового состава с кремнистыми и терригенными прослоями. [Тмценко, 1971, 1978; Косарев, 2007] По конодонтам данный комплекс датирован нижним эмеом [Стратиграфия... 1993]. Главными типами вулканитов мостостроевского комплекса являются пикробазальтьг, трахибазальты, тефриты, фонотефриты, шошониты, латиты, трахиты, трахидациты. Предполагается, что исходные магмы комплекса были выплавлены из деплетировашюй мантии при участии флюидов, обогащенных субдукционной компонентой [Косарев, 2007]. Подчеркивается сходство мостостроевского комплекса и туринского комплекса Тагильской мегазоны Среднего Урала [Косарев, 2007].

Чанчарская свита образует наиболее крупные выходы в Косистекском районе Актюбинской области северного Казахстана, в бассейнах рек Чанчар, Торангул, Домбар, Медее [Коряневский, 1971; Золотарев и др., 1975; Кориневский, 2007; и ссылки в этих работах]. В стартотипическом районе, в долине р. Чанчар, свита с тектоническим контактом залегает на кремнистых породах раннего-среднего девона, и тектонически перекрывается кремнистыми породами верхнего девона. Основной объем свиты занимают субщелочные вулканические породы среднего и основного состава, выделяемые в особую группу - чанчариты. Характерной особенностью их состава является присутствие первичного биотита и клинопироксена, высокое содержание калия (до 9% и более). В работе дается подробное описание двух участков распространения чанчарской свиты в пределах Кувандык-Медногорского района. К западу от дер Хмелевка на правом берегу р. Чебакла, а также в 3 км к север-северо-западу от дер. Нижнеутягулово на правом берегу р. Сахмара, породы чанчарской свиты слагают тектонические блоки в пакете смятых в складки тектонических покровов. В обоих районах чанчарские комплексы тектонически подстилаются силурийско-нижнедевонскими кремнистыми комплексами. На р. Чебакла удалось сделать сборы конодонтов и уточнить возраст чанчарской свиты как

пражско-рапнеэмсский. . Изучение вещественного состава вулканитов показало сходство их состава с чапчаритами стратотипического района распространения.

Вулканиты чанчарской свиты и мостостроевского комплекса обладают сходными петро-геохимическими характеристиками и близким возрастом. В работе делается предположение, что данные вулканиты являются излившимися аналогами субщелочных плутонических комплексов и были сформированы в надсубдукционной обстановке на завершающих этапах эволюции ордовикско-силурийской островной дуги.

Вулканогенные н вулканогенно-осадочные комплексы западной части Магнитогорской мегазоны. Нижне-среднедевопские вулканогенные и вулканогенно-осадочные породы распространены в западной части Магнитогорской мегазоны, и слагают основание разреза девонских островодужных вулканитов. Детальное изучение пражско-эмсского уровня разрезов, позволило выявить фациальную изменчивость основания островодужного разреза. Фациальная изменчивость отчетливо проявлена по простиранию современной структуры, поэтому в работе западная часть Магнитогорской мегазоны условно разделена на серию сегментов.

В Баймак-Бурибайском сегменте (Актау-Тааалыкская зона от г.Баймак до с. Акьяр и Присакмаро-Вознесенская зона дер. Иткулово-2 до дер. Ишкинино) основание островодужного разреза представлено баймак-бурибайской свитой, состоящей из трех толщ: нижней - базальтовой (500 м), средней - пиллоу-базальтовой (240-670 м) и верхней -базальт-риодацитовой (150-300 м) [Косарев и др., 2005]. Нижняя часть толщи ассоциирует с комагматичным комплексом параллельных даек и вместе с ним отнесена в работе к верхнекоровой части офиолитового разреза. В пределах Присакмаро-Вознесенской зоны, впервые по фауне конодонтов установлен пражско-эмсский возраст свиты. Вулканиты баймак-бурибайской свиты и породы дайкового комплекса по химическому составу являются боншштоподобпыми, или представлены переходными от бонинитов к островодужным толеитам разностями. Породы принадлежат дифференцированной, высокомагнезиальной (^0=5-19%) базальт-авдезитовой серии, #Mg=55-74. Характерно небольшое обогащение ЛРЗЭ (Ьа/УЬ,, =1-2). Разрез баймак-бурибайской свиты с постепенным переходом наращивает верхнетаналыкская свита, при этом постепенно изменяется состав эффузивов. Свита представлена вулканитами базальт-андезит-дацитовой серии с прослоями туффитов и яшмоидов [Вулканизм..., 1992; Косарев и др., 2005]. Возраст свиты по конодонтам определен как верхне-эмсский [Маслов, Артюшкова, 2002]. Выше разрез согласно наращивается кремнистыми породами сагитовской толщи (П|е2) с вулканитами среднего девона.

В Рыскужинском сегменте (Западно-Магнитогорская зона, р. Большой Кизил д. Бурангулово, Рыскужино) основание островодужного разреза представлено известняками с серпентинитокластовыми прослоями. Возраст карбонатов определен как пражско-эмсский, «частично лохковский» [Маслов, Артюшкова, 2002]. Выше известняков согласно залегает толща дацитов, риолито-дацитов и их туфов. В .основании вулканогенной толщи туфогенные породы содержат линзы известняков с брахиоподами верхнего прагиена-нюкнего эмеа [Иванов и др., 1997; Сапелышков и др., 1999]. Вулканогенная толща сопоставляется с верхнетаиалыкской свитой. Выше согласно залегает кремнистый горизонт сагитовской толщи.

На западном склоне хребта Малый Ирендык стратиграфическим аналогом верхнетаиалыкской свиты является мансуровская толща. В этом районе вулканогенно-осадочный островодужный комплекс с несогласием и базальным

горизонтом залегает на дислоцированных ордовикских и силурийских толщах. Разрез мансуровской толщи представлен ритмично чередующимися туфогснно-осадочными породами разной гранулометрии с горизонтами литокластических туфов андезитового состава псаммитовой размерности и пачек туфогенно-осадочных пород с обломками нижпедевонских известняков. Разрез наращивается сагитовской толщей.

В пределах Аратауского сегмента (от г. Аратау до оз. Аушкуль) выделяется аратауская толща, представленная вулканогенными породами дифференцированной от базальтов до риолитов серии с прослоями карбонатных и туфогенно-кремнистых пород. Стратиграфических соотношений с более молодыми и древними отложениями аратауская толща не имеет. Возраст аратауской толщи, по конодонтам из карбонатных и кремнистых пород, отвечает интервалу от нижнего эмеа [Самыгин и др., 2007] по верхний эме [Маслов, Артюшкова, 2000], и, таким образом, в различных частях сопоставляется с верхнетаналыкской свитой и сагитовской толщей.

Буйдинский сегмент (по дер. Буйды) находится в северной части Западно-Магнитогорской зоны. Здесь описана толща базальтов, с прослоями кремнистых туффитов и кремней, датированная эмсскими конодонтами. Данная толща по возрасту и по сходству вещественного состава вулканитов сопоставляется с баймак-бурийбайской свитой. На кремнисто-базальтовой толще с размывом залегает микститовая пачка гравелито- и конгломератобрекчий с линзами туфогенных песчаников и олистоплаками нижнедевонских кремней. Эта пачка является стратиграфическим и, отчасти, фациальным аналогом мансуровской и сагитовской толщ. Выше разрез наращивается среднедевонскими островодужными вулканитами.

Кремнисто-базальтовый тип разреза Западно-Мугоджарской зоны. Кремнисто-базальтовые толщи южной части Мугоджарских гор Западно-Мугоджарской зоны венчают разрез офиолитов, и перекрываются островодужными вулканитами [Кориневский,1984; Иванов и др., 1973; Формирование...,1986; Иванов, 1998; Семенов, 2000, 2007; Куренков и др., 2002; и др.]. В разрезе на р. Шулдак подушечные базальты с линзами яшм находятся в скрипах комплекса параллельных даек, а также слагают самостоятельные мощные толщи. В кровле кремнисто-базальтового разреза автором собраны конодонты середины эйфельского яруса. Проведенный анализ составов пород дайкового комплекса и ассоциирующие с ним вулканитов показал, что они принадлежат к тояеитовой базальт-андезибазальтовой серии с повышенным содержанием ТЮ2 (до 2,2%), #Mg =38-50. Породы обеднены ЛРЗЭ (La„/Ybn =0,4-0,9) и КИЛ, что характерно для пород срединно-океанических хребтов. Дана характеристика состава островодужных вулканитов, согласно перекрывающих эйфельскую кремнисто-базальтовую толщу. Они принадлежат базальт-апдезидацитовой известково-щелочной серии. Характерно обогащение ЛРЗЭ (La„/Yb„ = 4) и КИЛ. Предполагается, что дайковый и кремнисто-базальтовый комплексы формировались в структуре задугового бассейна.

Глава 3. Офиолнтовые комплексы

Согласно современным представлениям, офиолиты представляют собой особую ассоциацию мафит-ультрамафитовых пород, формировавшуюся в различных геодинамических обстановках растяжения, включая океанические спрединговые центры, задуговые бассейны, островше дуги и прочее [Т.М. Kusky et.al, 2011; Y. Dilek, H. Fumes, 2011; и др.]. Выделяют несколько типов офиолитов, различающихся по полноте разреза и особенностям состава слагающих их пород. В пределах всех рассмотренных в работе структурных едиииц Южного Урала офиолитовые ассоциации имеют широкое распространение. По относительному объему различных

ЗАДУГОВОЙ БАССЕЙН

ЗАПАДНО-МУГОДЖАРСГ./'Л ЗОНА

МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ И МАГМАТИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ

i О я

О щ

Рис. 2. Схема сопоставления девонских комплексов западной части Магнитогорской мегазоны и краевых аллохтонов Южного Урала I - граувакки, полимиктовые песчаники (зшаирская свита D-Jm.); 2-карбонатные и терригено-карбонатные породы (рыскужинская толща Di, улутауская свита Di-v-fi): 3 кремнистые и терригенно-кремнистые породы (хуторская толща Dm, сагитовская толща D/е, ярлыка-повская толща Die/, бугулыгырская толща Dief, мукасовская свита Dtf, шулдакская толща Djiv); 4 терригенные толщи с олистостро-мами (рысаевская толща йфп, биягодинская толща D/z-fmi); 5 -офиолитокластовые терригенные породы; 6 - туфы, туфогенно-кремнистые породы (мансуровская толща Dip-e, улутауская свита Djjm-fu); 7 - вулканогенные породы контрастной формации (карамалы-ташская свита Diefi); 8 - вулканогенные породы дифференцированных серий (верхнетаналыкская свита Die, ирендыкская свита Diefi, куркудукская свита D&f, милыашинская свита Dizv); 9-10 - кремнисто-базальтовые комплексы: 9 - высокотитанистые базальтоиды (абсалямовская толща Dfi-efi, утягуловская свита Dzefi, ишмуратовская свита Djefi, мугоджарская свита Die-Diefi), 10 -низкотитанистые базальтоиды (баймак-бурибаыская свита Dip-e); 11 - субщелочные и щелочные вулканические комплексы (чанчарская свита Dip-е/, бугодакская свита _________________ Djfhi); 12 - дайковые комплексы; 13-20

- временные интервалы формирования метаморфических и плутонических комплексов (в млн. лет): 13 - максютовский эклогит-гла)'кофансланцевый комплекс; 14 высокобарические мафиты и ультрамафиты; 15 - гранулит-амфиболитовые комплексы; 16

- восточно-хабарнинский дунит-верлит-клинопироксенит-габбро-норитовый комплекс; 17 -молостовский комплекс дифференцированных интрузий клинопироксенит-габбро-гранитного состава; 18 - роговообманковые габбро-диориты; 19 - плагиограниты, ассоциирующие с комплексом диабазовых даек (д. Буйды); 20 - плагиограниты, ассоциирующие с комплексом диабазовых даек (Хабарнинский массив)

400

перидотитов в реститовой части разреза выделяют два типа офиолитовых ассоциаций: лерцолитовый и гарцбургитовый [Савельева, 1987; Савельева и др., 1998].

Лерцолитовый тип офнолнтов слагает массивы в пределах Присакмаро-Вознесенской (Нуралинский, Тетламбетовский и Миндякский массивы) и Кракинской зон. Мантийная часть разреза массивов представлена шпинелевыми и плагиоклазовыми лерцолитами, реже амфиболовыми перидотитами, дунитами и гарцбургитами [Савельева, 1987; Savelieva et al., 1997; Gaggero et al., 1997; Garuti et al., 1997; Чащухин и др., 1996; 2011]. Полосчатый комплекс представлен дунит-верлит-клинопироксенитовой серией. В массивах выделяется две генерации габброидов. Первые слагают дайки, секущие мантийные породы, вторые, наиболее поздние, слагают прорывающие массивы штоки и дайки роговообманковых габбро и габбродиоритов раннедевонского возраста [Смирнов, 1995; Ферштатер и др., 2007]. В разрезе отсутствует комплекс параллельных даек. Согласно современным представлениям перидотиты офиолитов лерцолитового типа представляют относительно слабодеплетированную субконтинентальную мантию и/или глубинные части океанической мантии. Их формирование связывается с начальным расколом континентальной коры [Dilek, Fumes, 2011 и ссылки в этой работе]. В раннем девоне (-400 млн. лет) эти офиолиты испытали переработку в надсубдукционных условиях [Spadea et al., 2003].

Гарцбургитовый тип офиолитов распространен в структуре Сакмарской системы аллохтонов, а также в западной части Магнитогорской мегазоны. Данные по строению офиолитовых массивов, а также по составу блоков, присутствующих в серпентинитовых меланжах, показывают что данный тип офиолитов отличается полным разрезом ассоциации, соответствующим набору комплексов, принятому для офиолитов на Пенроузской конференции (1972). Мантийная и нижнекоровая части разреза различных офиолитовых массивов имеют сходный набор структурно-вещественных комплексов и включают: реститовый комплекс гарцбургитов, с жильными телами дунитов, лерцолиты и полосчатый дунит-верлит-пироксенит-габбровый комплекс. Верхнекоровые части разрезов, включающие комплекс параллельных даек с плагиогранитами и кремнисто-базальтовый комплекс, в различных массивах отличаются по возрасту, строению и составу, что отражает разные палеотектонические обстановки их формирования.

Установлено, что большинство верхнекоровых комплексов офиолитовых ассоциаций имеют пражско-эмсский возраст и формировались в надсубдукциошюй обстановке. К ним относятся лайковый и кремнисто-базальтовый комплексы Хабарнинского, Чингизовского и Калканского массивов. В Хабарнинском массиве получены возраста плагиогранитов, ассоциирующих с дайковым комплексом (U-Pb, SHRIMP) - 394+2 млн. лет [Пушкарев, 2008] и 399,8+6,2 млн. лет [Белова и др., 2010], В Калканском массиве дайковый комплекс прорван штокверком плагиогранитов, возраст которых по цирконам U/Pb методом TIMS определен как 399=15 млн. лет [Белова и др., 2010]. По составу верхние части разреза перечисленных выше массивов сопоставляются с баймак-бурибайским вулканогенно-дайковым комплексом Актау-Танапыкской зоны [Пушкарев, Хазова 1991; Чаплыгина и др., 2003; Белова и др., 2010]. Близость времени формирования пражско-эмсского комплекса параллельных даек и ассоциирующих вулканитов подтверждена геохронологическим и биостратиграфическим данным. В разрезе комплекса параллельных даек и эффузивов преобладают низкотитанистые (Ti02=0,2-0,7%) и высокомагнезиальные (MgO = до 20%) породы толеитовой базальт-андезибазальт-андезитовой серии, некоторые породы по содержанию Si02. TiCb и MgO соответствуют бонинитам. Офиолотовые

ассоциации данного типа служат основанием для мощного разреза нижие-среднедевопских островодужных вулканитов. Полученные данные позволили предположить, что формирование пражско-эмсских верхпекоровых частей офиолитовых ассоциаций происходило в падсубдукциоиной обстановке и предшествовало основному этапу островодужного магматизма.

Другой тип верхпекоровых комплексов офиолитов описан в пределах Западно-Мугоджарской зоны, в южной части Мугоджарских гор. В современном эрозионном срезе обнажается часть офиолитовой ассоциации, включающая полосчатый комплекс, габбро, комплекс параллельных даек, в скрипах которого находятся подушечные базальты и кремнисто-базальтовый комплекс [Куренков и др., 2002]. Офиолитовый разрез согласно перекрывается среднедевонской толщей островодужных вулканитов. Описание стратифицированной части разреза приводится в главе 2. Описашплй здесь дайковый комплекс был одним из первых выделен в качестве комплекса параллельных даек разреза палеоокеагшческой коры [Кориневский, 1972, 1984; Иванов и др., 1973; Семенов и др., 1980; Формирование..., 1986]. Возраст вулканогенно-дайкового комплекса - эмс-средний эйфель. По геохимическому составу породы дайкового комплекса и ассоциирующие вулканиты принадлежат к толеитовой базадьт-андезибазальтовой серии, с повышенным содержанием ТЮ2 (до 2,2%). Породы обеднены ЛРЗЭ (Ьа„/УЬ„ =0,4-0,9) и КИЛ. На спайдерограммах проявлен небольшой ЫЬ минимум. Особенности состава и геологического положения позволяют предполагать, что мугоджарский комплекс формировался в структуре задугового бассейна.

К офиолитовым комплексам задугового бассейна также отнесен коровый разрез Кемпирсайского массива Сакмарской зоны. Отмечается, что породы мантийной части разреза претерпели интенсивную переработку при участии флюида [Ме!сЬег е! а1., 1999]. На западе Кемпирсайского массива комплекс параллельпых даек представлен дайками долеритов, габбро-долеритов. В скршгах дайкового комплекса присутсвуюг калиевые габбро и сиено-диориты (аналоги молостовского комплекса). Вулканогенная часть разреза представлена кремнисто-базальтовым комплексом акайской свиты. По конодонтам доказывается ее ордовикский возраст [Иванов, Пучков, 1984; Иванов, 1998; Коробков и др., 1988; Кориневский, 1989]. Различные геохимические характеристики вулканитов и даек не позволяют предполагать их комагматичность, а присутствие в скрипах дайкового комплекса пород, аналогичных ранпедевонским плутоническим субщелочным комплексам, позволяет говорить о совмещении в пределах данной офиолитовой ассоциации гетерогенных и гетерохронных образований. Породы комплекса параллельных даек Кемпирсайского массива обладают геохимическими характеристиками, близкими к примитивным базальтам СОХ и схожи с породами даек мугоджарского комплекса. Возможно, что Кемпирсайский офиолитовый массив представляет собой фрагмент ордовикской океанической литосферы, претерпевшей изменения во время внедрения щелочных комплексов пород, а затем оказавшейся в структуре задугового бассейна.

Особый разрез офиолитовой ассоциации изучен в районе дер. Буйды на севере Западно-Магнитогорской зоны. Здесь офиолиты приурочены к ядру узкой меридиональной антиформы. В разрезе практически отсутствует реститовый комплекс, широко распространен полосчатый комплекс, сменяющийся телами такситовых габбро и комплексом параллельных даек. Скрины даек сложены, как правило, пироксенитами. Кремнисто-вулканогенная часть разреза в структуре присутствует, но тектонически отделена от основной части офиолитового разреза. По конодонтам толща датирована эмсским ярусом. Стратиграфически она наращивается

туфогенно-терригенными породами (аналоги мансуровской и сагитовской толщ) и островодужными вулканитами ирендыкской свиты (02сГ,). Геохимический состав дайкового и кремнисто-вулканогенного комплексов совпадают. Породы принадлежат б аз ал ьт-андез »базальтовой толеитовой серии с повышенным содержанием MgO (4,720,2%) и низким ТЮ2 (0,5 -1%), некоторые образцы по составу отвечают бонинитам. Для долеритов и базальтоидов характерно незначительное обогащение ЛРЗЭ и КИЛ, а на спайдерограммах проявлены небольшие отрицательные аномалии МЬ и Та. В северо-восточной части участка распространены пакеты и рои даек, прорывающих нижнедевонскую кремнисто-базальтовую толщу, а так же островодужные вулканиты ирендыкской свиты. На юге участка из гранофировых плагиогранитов выделены цирконы, конкордатный возраст которых 391,9±3 млн. лет (8НММР КС). Таким образом, в пределах Буйдинского участка, по-видимому, присутствует два дайковых комплекса, имеющих сходный вещественный состав. Раннедевонский комплекс параллельных даек и ассоциирующая с ним кремнисто-базальтовая толща являются аналогами верхнекоровых комплексов Хабарнинского и Чингизовского офиолитовых массивов. Стратиграфическое положение вулканогенной части офиолитовой ассоциации подтверждает предположение о надсубдукционной природе данных комплексов. Второй дайковый комплекс формировался в позднеэйфельское время, и по-видимому маркирует процессы растяжения в структуре Магнитогорской островной дуги. Это подтверждается структурными соотношениями с нижнеэйфельским островодужным вулканогенным комплексом, атак же полученной по плагиогранитам изотопной датировкой. В позднейфельское время, в пределах Магнитогорской островной дуги, происходило формирование контрастной колчеданоносной серии, которую традиционно связывают с процессами «расщепления» островной дуги.

В структуре Присакмаро-Вознесенской, Кракинской и Сакмарской зон выделены эмс-эйфельские кремнисто-базальтовые комплексы, формировавшиеся предположительно в бассейне между островной вулканической дугой и пассивной окраиной Балтики (см. главу 2). В пределах Кракинской зоны, в полосе распространения кремнисто-базальтовых пород, описан тектонический блок, представленный дайковым комплексом. Породы даек сходны по геохимическому составу с вулканитами. В работе делается предположение, что кремнисто-базальтовые комплексы представляют фрагмент эмсско-эйфельской офиолитовой ассоциации.

Глава 4. Ранпедевоиские субщелочные плутонические комплексы

В главе приводятся данные по субщелочным плутоническим комплексам Сакмарской и Присакмаро-Вознесенской зон, некоторые из которых являются комагматами нижнедевонских субщелочных вулканитов Западно-Магнитогорской и Сакмарской зон.

Основным районом распространения субщелочных плутонических комплексов является Сакмарская зона. Здесь в структуре Хабарнинского мафит-ультрамафитового массива описаны восточно-хабарнинский дунит-верлит-пироксеннт-габбро-норитовая ассоциация (комплекс) (ВХК) и молостовский комплекс (МК) дифференцированных интрузий [Варлаков, 1971; Ферштатер и др., 1982; Маегов, 1983 и др; Балыкин и др., 1991; Пушкарев, 2006]. ВХК представляет собой стратиформно расслоенный интрузив, который как бы «сшивает» находящийся выше гарцбургиты Хабарнинской офиолитовой ассоциации и подстилающие его метаосадочные и метавулканические комплексы. Таким образом, породы ВХК имеют

более молодой возраст по отношению к перидотитам офиолиговой ассоциации и метаморфическим породам его обрамления. Вероятно, внедрение ВХК и метаморфизм происходили непосредственно в зоне субдукции, и фиксируют время тектонического сближения коровых частей погружающегося слаба и пород океанической литосферы висячего крыла. Время формирования ВХК охватывает интервал 415-402 млн. лет, что соответствует по международной геохронологической шкале 2009 г. [Walker, Geissman, 2009] нижнедевонскому времени от лохковского по нижнеэмсский ярус включительно [Пушкарев и др., 2009; и др.]. Следы более поздних термальных процессов, затронувших различные изотопные системы, отвечают среднедевонскому времени. По особенностям петрохимического состава породы ВХК приближается к надсубдукционным платиноносным дупит-клинопироксснит-габбровым ассоциациям Среднего Урала. Породы характеризуются повышенными содержаниями щелочей, в особенности калия, фосфора, Rb и Sr, дифференцированным спектром РЗЭ, высоким La/Yb отношением.

Молостовский комплекс (МК) дифференцировашшх интрузий клшюпироксенит-габбро-гранитного состава объединяет шесть небольших тел кольцевого строения, размером до 1 км, прорывающих гарцбургиты Хабарнинского массива. Породы молостовского комгиекса по петрогеохимическим особенностям и составу минералов сходны с породами ВХК. Кольцевые массивы МК считаются «апофизами главной стратиформной залежи ВХК», внедрявшиеся в ослабленные зоны в ее кровле [Балыкин и др., 1991]. По данным различных авторов основной временной интервал формирования МК отвечает 403-398 млн. лет.

В Кемпирсайском офиолитовом массиве присутствует аналог ВХК и МК -кызылкаинский комплекс (КК) [Ферштатер и др 1982; Савельев, Савельева, 1991; Савельева и др., 1998; р др.]. КК представлен пластовыми интрузивными телами прорывающими гарцбургиты, а также ступенчатыми и ветвящимися дайками биотит-и амфиболсодержащих габбро, габброноритами, пироксенитами, амфиболовыми габбро, редко кварцевыми диоритами. Возраст формирования комплекса определен интервалом 420-397 млн. лет [Савельева и др., 1998; Melcher et al., 1999; и др.]. В работе описан разрез на р. Кокпекты, где щелочные породы КК находятся в скрипах между пакетами параллельных даек долеритов, что говорит о том, что этап субщелочного магматизма предшествовал этапу ранне-среднедевонского задугового спрединга.

В пределах Сакмарской зоны к западу от Кемпирсайского и Хабарнинского массивов распространен габбро-сиенитовый велиховский комплекс (ВК), слагающий два самостоятельных массива. По мнению многих геологов ВК является комагматом вулканитов чанчарской свиты [Кориневский, 1971, 1976; Ферштатер и др 1982; Бочкарсв, Иванов, 2000, 2001; и др.]. Комплекс представлен калиевыми габброидами (эссекитами), сиенитами и граносиенитами. Возраст ВК устанавливается по комплементарное™ его состава чанчарскому комплексу и соответсвует позднепражско- рацнеэмсскому времени. Автором описан новый участок распространения пород ВК на правобережье р. Чебакла к западу от дер. Хмелевка.

В меланже Сакмарской зоны автором изучены калиевые габбро, на которых с размывом залегает горизонт брекчий из обломков габбро в кремнистом цементе, перекрывающийся алевролитами с коподонтами нижнего эйфеля. По вещественному составу данные габбро тождественны породам сходной кремнекислотности ВХК и МК. Стратиграфические соотношения габброидов с осадачпыми породами свидетельствует о том, что сформированные в эмее в надсубдукционной обстановке габбро в раннем Эйфеле обнажались на дне бассейна.

В главе так же приводятся данные о впервые описанных автором калиевых габброидах на западе Магнитогорской мегазоны, где они слагают скрины раниедевонского комплекса параллельных даек.

Особенности строения и вещественного состава, а так же возраст субщелочных комплексов Южного Урала позволяют сравнивать их с надсубдукционными магматитами Тагильской мегазоны и Платиноноспого пояса Среднего и Северного Урала. Сходство вещественных характеристик и возраста упомянутых комплексов свидетельствует в пользу сходных геодинамических обстановок их формирования. Привлекая опубликованные данные предшественников по геологии субщелочных комплексов автору удалось провести их корреляцию, свидетельствующую о масштабном раннедевонском проявлении субщелочного магматизма на Южном Урале, который предшествовал заложению и отчасти сопровождал начальные этапы эволюции Магнитогорской островной дуги.

Глава 5. Силурнйско-девоиские метаморфические комплексы

В пределах западных зон Южного Урала выделяют следующие типы среднепалеозойских метаморфитов: (1) эклогит-глаукофан-сланцевый максютовский комплекс (зона Уралтау); (2) гранатовые ультрамафиты, слагающие блоки в меланже Присакмаро-Вознесенской зоны и структурно ассоциирующие с лерцолитовыми массивами: (3) амфиболиты и гранатовые амфиболиты с реликтами гранулитов, приуроченные к подошве офиояитовых массивов гарцбургитового типа (Присакмаро-Вознесенская и Сакмарская зоны).

Эклогит-глаукофан-сланцевый максютовский комплекс представлен серией полиметаморфических тектонических пластин, содержащих как протерозойские, так и палеозойские породы океанических и континентальных формаций [Lennyh et al 1995; Пучков, 2000, 2010; и др.]. Преимущественно это аркозы, вулканогенно-осадочные породы, углеродистые сланцы, габбро, ультрабазиты, метаморфизованными в эклогитовой и глаукофан-сланцевой фациях метаморфизма. В породах комплекса выявлены микроалмазы, и условия их формирования оцениваются как 3,2 GPa при 650°С [Bostick et al., 2003]. Условия для ранних стадий ретроградного метаморфизма оцениваются как 610-680°С, 1,7-2,6 GPa [Пучков 2010]. Широко распространены метаморфиты, для которых установлены параметры метаморфизма с давлением от 15 до 25 кбар при температуре 550-700°С. [Карстен и др., 1994; Schulte and Blümel,1999; Lennykli and Valiser, 1999]. Прогрессивный метаморфизм максютовского комплекса оценивается широким диапазоном значений, и по всей видимости происходил в интервале 411-375 млн. лет [Лепезин и др., 2006; Glodny et al., 2002; Leech, Willingshofer, 2004]. Оценки возраста ретроградного метаморфизма, по различным данным, попадают в интервал 387-357 млн. лет [Matte et al., 1993; Bean, Connelly, 2000]. Данные о возрасте метаморфизма максютовского комплекса позволяют связывать его формирование с коллизией Магнитогорской дуги и пассивной окраиной Балтики.

Высокобарические гранатовые мафит-улътрамафитовые породы слагают блоки в серпентинитовом меланже, прилегающем к лерцолитовым массивам Присакмаро-Вознесенской и Кракинской зон. Матрикс блоков представлен брекчиями, состоящими из обломков серпентинизированных и родингитизированных ультраосновных пород песчано-гравийной размерности с цементом, выполненным серпентинитом или родингитовым агрегатом. Брекчии с гранатовыми породами и лерцолитовые массивы интрудируются раннедевонскими дайками диабазов и дайками и штоками амфиболовых габбро-диоритов, обладающих надсубдукционной

геохимической спецификой и имеющих возраст 400 млн. лет [Смирнов, 1999; Ферштатер и др., 2007]. В работе дается описание нескольких выявленных участков распространения гранатовых ультрамафитов в районе Миндякского, Тетламбетовского и Нуралинского лерцолитовых массивов Присакмаро-Вознесенской зоны. По особенностям химического и минерального состава гранатовые мафит-ультрамафиты разделены на три группы: 1) пироповые вебстериты и пироп-оливин-шпинелевые вебстериты, 2) гранатовые клинопироксениты и амфибол-рутиловые гранатиты, 3) амфибол-пироксен-ильменит-гранатовые базиты. Совместное нахождение всех трех типов пород было установлено только в районе Миндякского лерцолитового массива. На остальных участках были встречены гранатовые клинопироксениты (тип 2) и амфибол-пироксен-ильменит-гранатовые базиты (тип 3) [Пушкарев и др. 2010]. В работе дается детальное описание вещественного состава всех групп пород. Важно отметить, что гранатовые пироксениты II группы практически идентичны гранатовым породам, образующим слои в лерцолитах массивов Ронда и Бени-Бусера, тогда как породы I и III групп в этих массивах не описаны. Сравнение составов пород Миндякского массива, включающих перидотиты и породы полосчатого комплекса свидетельствует о том, что ни одна из пород, входящих в структуру Миндякского лерцолитового массива, не может рассматриваться как потенциальный субстрат для формирования гранатовых пород. Вопрос о генетической связи между тремя выделенными типами высокобарических пород остается нерешенным. Однако гранатовые породы не являются аналогами пироксенитов или габброидов Миндякского массива, либо офиолитовых комплексов Урала. Анализ условий формирования гранатовых мафит-ультрамафитов показал, что пироповые вебстериты формировались при давлении 1416 кбар и температуре 800-1000°С. Давление при образовании амфибол-пироксен-ильменит-гранатовых базитов, было, вероятно ниже, около 10-12 кбар [Пушкарев и др., 2010]. Проведенные изотопные геохронологические исследования свидетельствуют о том, что образование гранатовых пород происходило в интервале 417-400 млн. лет. Этот возраст синхронен времени проявления субщелочного магматизма на Южном Урале (415-399 млн лет). Вопрос о генезисе гранатовых ультрамафитов дискуссионен. В работе эти образования рассматриваются в качестве продуктов высокобарического преобразования плагиоклазовых габброидов или ультрамафитов, в том числе и офиолитовых (океанических), на стадии их погружения в зонах субдукции, либо как продукты глубинной кристаллизации расплавов, выплавившихся из первично низкобарических, коровых пород, включая пелагические осадки.

Метаморфические комплексы в основании офиолитовых массивов гарцбургитового типа представлены орто- и параамфиболитами. Считается, что их формирование связано с обдуцированием офиолитовых масс. Автором показано, что возраст коровых частей офиолитовых массивов моложе или близок возрасту пород метаморфического основания, что ставит под сомнение обдукционную модель формирования последних. Наиболее крупные и хорошо изученные тела метаморфитов, с четкой структурной приуроченностью, присутствуют в Сакмарской зоне в основании Хабарнинского и Кемпирсайского массивов. Автором породы данного типа впервые описаны в основании Чингизовского офиолитового массива и в виде блоков в структуре серпентинитовых меланжей Присакмаро-Вознесенской и Сакмарской зон. Степень метаморфизма изменяется от зеленосланцевой до фации гранатовых амфиболитов с реликтами гранулитовой [Пушкарев и др., 2009; и ссылки в этой работе]. По выводу, сделанному Е.В. Пушкаревым, при изучении пород

метаморфической подошвы Хабарнинского массива регрессивная ветвь метаморфизма выражатся в смене гранулитовой фации метаморфизма (Т=850-750°С, Р=7-5 кбар) на амфиболитовую фацию (Т=750-650°С, Р=5-6 кбар) и, наконец, на эпидот амфиболитовую фацию метаморфизма (Т=650-450°С, Р=3-4 кбар). Возраст гранулитового метаморфизма оценивается различными авторами как 423-410 млн. лет, а амфиболитового интервалом 400-387 млн. лет [Пушкарев и др., 2009; и ссылки в этой работе]. В подошве Чингизовского офиолитового массива из апограувакковых амфиболитов по цирконам U-Pb методом SHRIMP получен конкордантный возраст 408,9±3 млн. лет. Из лейкосомы гранитного состава в блоке гранатовых амфиболитов из серпентинитового меланжа Присакмаро-Вознесенской зоны получены значения возраста 395±5,8 млн. лет (U-Pb, SHRIMP). Из гранат-кордиерит-фенгитовых сланцев, слагающих блок в меланже Сакмарской зоны по рутилу получен возраст 394±2 млн. лет (U-Pb, TIMS).

Глава 6. Геодинамические реконструкции для среднего палеозоя Южного Урала.

Существующая модель девонской эволюции палеозоид Южного Урала [Brown et al., 2006; Пучков, 2000, 2009, 2010 и др.] предполагает, что энсиматическая Магнитогорская островная дуга развивалась с эмсского времени. Падение зоны субдукции была направлено от пассивной окраины Балтики. При коллизии дуги с пассивной окраиной в позднем девоне происходит полное поглощение коры разделяющего их бассейна и формирование высокобарического максютовского комплекса, в результате вовлечения в зону субдукции края пассивной окраины.

В работе показано, что заложению Магнитогорской островодужной системы, предшествовал этап позднесилурийско-эмсского щелочного магматизма и метаморфизма. По мнению автора, формирование данных комплексов маркирует отмирание ордовикско-силурийской субдукционной системы, комплексы которой локально распространены на Южном Урале и наиболее полно представлены в Тагильской зоне Среднего и Северного Урала. Структурные соотношения позднесилурийско-раннедевонских метаморфических и щелочных магматических комплексов с пражско-эмсскими надсубдукционными образованиями позволяет предполагать пространственную сближенность в прошлом двух разновозрастных субдукционных систем.

Формирование раннедевонских субщелочных плутонических и эффузивных комплексов происходило в надсубдукционной остановке и предположительно отражает процесс подъема астеносферного вещества и тепла. Этот процесс мог быть вызван отрывом слэба при отмирании ордовикско-силурийской субдукционной системы. На этом этапе сформированы мафит-ультрамафитовый восточно-хабарнинский и, связанный с ним, молостовский комплексы, субщелочные чанчарский и велиховский комплексы. В это же время происходит формирование метаморфических гранулит-амфиболитовых ассоциаций, а также высокобарических гранатовых мафит-ультрамафитовых пород.

Формирование пражско-эмсского баймак-бурибайского дайково-эффузивного комплекса и его аналогов происходит в обстановке надсубдукционного растяжения и предшествует основному этапу островодужного магматизма. Плавление деплетированных гарцбургитов и формирование магматических серий, содержащих породы бонинитового состава, стало возможным благодаря дополнительному прогреву океанической литосферы в результате подъема астеносферного вещества в раннем девоне.

Начиная с раннего эмеа развивается островная вулканическая дуга, что маркируется постепенной сменой вулканитов баймак-бурибайского комплекса толщей островодужных вулканитов. В современной структуре в основном представлены фации центральных частей островной дуги, а на западном склоне хр. Малый Ирендык распространены эмсскис фации фронтального склона дуги (мансуровская толща и ее аналоги).

Для эмс-эйфсльского времени реконструируется развитие еще двух палеоструктур - задугового бассейна и бассейна, разделявшего пассивную окраину и Магнитогорскую островную дугу. В пределах бассейна между островной дугой и пассивной окраиной формируются вулканиты высокотитанистых дифференцированных серий, обладающие смешанными характеристиками надсубдукциошшх вулканитов и вулканитов средишшокеагшческих хребтоп. Формирование этих комплексов объясняется обогащением вещества сублитосферной мантии надсубдукционпой компонентой, во время существования ордовикско-силурийского задугового бассейна.

В конце эмса происходит ослабление островодужного вулканизма, что отразилось в преобладании в разрезе кремнистых пород. Новая вспышка островодужного вулканизма в раннем Эйфеле, сменяется формированием позднеэйфельских комплексов растяжения в структуре островной дуги. «Расщепление» островной дуги маркируют контрастные колчеданоносные серии и дайковые комплексы, прорывающие островодужные вулканогенные толщи. Фиксируется проградация ареала островодужного вулканизма на структуры задугового бассейна.

Заключение

В результате проведенных исследований значительно дополнена геологическая характеристика ранне-среднедевонских комплексов Южного Урала. Полученные новые структурные, биостратиграфические, геохимические, изотопные данные позволили разрешить ряд дискуссионных вопросов геологии Южного Урала, а так же предложить модель геодинамического развития региона в ранне-среднедевонское время.

Изучение стратифицированных ранне-среднедевонских комлексов позволило дополнить сведения о возрасте, составе и площадях распространения ряда толщ, а также уточнить существующие стратиграфические схемы. Установлено присутствие лохкозского кремнисто-терригепного комплекса в пределах Присакмаро-Вознесенской зоны. Выделен и охарактеризован эмсско-эйфельский кремнисто-базальтовый комплекс, чье формирование происходило в бассейне, располагавшемся между островной вулканической дугой и пассивной окраиной Балтики. Уточнен возраст субщелочных вулканитов чанчарского комплекса, как пражско-эмсский. Проведенное изучение и корреляция пражско-эмсских комплексов на западе Магнитогорской мегазоны позволило выявить фациальную изменчивость основания островодужного разреза, которая проявлена по простиранию современной структуры. Впервые в ряде мест датирована баймак-бурибайская свита (В]р-е) и установлена ее принадлежность к разрезу офиолитовой ассоциации. Обоснован верхнейфельский возраст кремнисто-базальтового комплекса офиолитовой ассоциации в Западно-Мугоджарской зоне.

Пражско-эмсские надсубдукционные офиолитовые комплексы, формировавшиеся до основного этапа островодужного магматизма и слагающие основание разреза островной дуги, выделены в Хабарнинском, Чингизовском, Калканском массивах и в районе дер. Буйды. К офиолитовым ассоциациям эмсско-эйфельского задугового бассейна отнесены комплексы Кемпирсайского массива и Западно-Мугоджарской зоны. В пределах Западно-Магнитогорской зоны впервые описан и датирован комплекс параллельных даек, прорывающий толщу островодужных вулканитов ирендыкской свиты (D;cf|), что подтверждает позднеэйфельский возраст процессов растяжения в пределах Магнитогорской островной дуги.

Получены новые датировки абсолютного возраста ряда метаморфических комплексов. Проведенная корреляция ранне-среднедевонских вулканогенно-осадочных, магматических и метаморфических комплексов позволила выявить позднесилурийско-раннедевонский этап масштабного проявления метаморфизма и субщелочного магматизма. Данное событие связывается с отмиранием ордовикско-силурийской субдукционной системы, развитие которой предшествовало заложению Магнитогорской островной дуги.

Список основных работ, опубликованных по теме диссертации

Статьи в периодических научных изданиях, (список ВАК)

1. Рязанцев A.B., Дубинина C.B., Кузнецов Н.Б., Белова A.A. Ордовикские структурно-формационные комплексы в аллохтонах Южного Урала// Геотектоника. № 5. 2008. С. 49-78.

2. Белова A.A., Рязанцев A.B., Разумовский A.A., Дегтярев К.Е. Раннедевонские надсубдукционные офиолиты в структуре Южного Урала//Геотектоника. № 4. 2010. С. 39-64.

3. С.Г. Самыгин, A.A. Белова, A.B. Рязанцев, A.A. Федотова. Фрагменты вендской конвергентной окраины на Южном Урале//Доклады академии наук, 2010. Т.432.№5.С.644-649.

4. Е. В. Пушкарев, А. В. Рязанцев, А. А. Третьяков, А. А. Нелова, И. А. Готтман. Гранатовые ультрамафиты и мафиты в зоне главного уральского разлома на Южном Урале: петрология, возраст и проблема образования//Литосфера, 2010. № 5. с. 101-133.

5. Рязанцев A.B., Белова A.A., Разумовский A.A., Кузнецов Н.Б. Геодинамические обстановки формирования ордовикских и девонских дайковых комплексов из офиолитовых разрезов Южного Урала и Мугоджар II Геотектоника, 2012 (в печати).

Статьи в сборниках

6. Рязанцев A.B., Дубинина C.B., Кузнецов Н.Б., Калинина Е.А., Белова A.A. Вулканогенные и вулканогенно-осадочные толщи ордовика Южного Урала // Геодинамика, магматизм, метаморфизм и рудообразование / ред. Н.П. Юшкин, В.Н. Сазонов. Сборник научных трудов. Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 2007 с. 372-394

Тезисы докладов и материалы конференций

7. Рязанцев A.B., Кузнецов Н.Б., Белова A.A. Ордовикские вулканогенные и девонские серпентинитовые колчеданоносные комплексы на Южном Урале: состав, возраст й геодинамическая интерпретация И Эндогенное оруденение в подвижных поясах (ХШ Чтения памяти А Н. Заварицкого). Екатеринбург: Институт геологии и геохимии УрО РАН, 2007. С. 48-52.

8. Третьяков A.A., Рязанцев A.B., Кузнецов Н.Б., Белова A.A. Структурное положение и геохронологическое датирование гранатовых ультрамафитов на Южном Урале // Общие и региональные проблемы тектоники и геодинамики. Материалы XLI Тектонического совещания. Том 2. - М.: ГЕОС, 2008. -с.343-349.

9. Н.Б. Кузнецов, A.A. Белова, A.B. Рязанцев, В.А. Аристов. Стратиграфическое положение марганцевого оруденения в Западно-Магнитогорской зоне на Южном Урале // Новое в региональной геологии России и ближнего зарубежья. Материалы совещания. М.: РГГРУ, 2008-с. 56-59.

10. Белова Л.Л., Рязанцев A.B., Дубинина C.B., Кузнецов U.E. Комплексы ордовикской островной дуги на Южном Урале II Материалы 1 Международной научно-практической конференции молодых ученых и специалистов, посвященной памяти академика А.П. Карпинского, 24-27 февраля 2009 г. Материалы конференции. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ. 2009. С. 8-11.

11. Пушкарев ЕВ., Рязанцев A.B., Третьяков A.A., Белова Л.А. Высокобарические гранатовые ультраосновныс и основные породы в зоне Главного Уральского глубинного разлома на Южном Урале: геологическое положение, иетрология, возраст и геологическая интерпретация // Ультрабазнт-базитовые комплексы складчатых областей и связанные с ними месторождения. Материалы третьей международной конференции. Екатеринбург: Институт геологии и геохимии УрО РАН. 2009. Т.2. С.119-124.

12. Белова A.A., Рязанцев A.B., Аристов В. А., Дубинина C.B. Верхнедевонские олистост-ромы в системе сакмарских аллохтонов Южного Урала // Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России: Материалы XV Геологического съезда Республики Коми. Т.2. Сыктывкар: ИГ Коми HЦ УрО РАН. 2009. С.99-101.

13. Белова A.A., Рязанцев A.B., Разумовский A.A., Дегтярев К.Е. Надсубдукционные комплексы раннедевонского возраста на Южном Урале: особенности состава, изотопные геохронологические и биостратиграфические данные // Тектоника и геодинамика складчатых поясов и платформ фанерозоя. Материалы XLIII Тектонического совещания. Том. 1. М.: ГЕОС, 2010. С. 60-66.

14. Рязанцев A.B., Белова A.A. Ордовикские офиолитовые плагиограниты в структуре меланжа Сакмарской зоны Южного Урала//Магматизм и метаморфизм в истории Земли. Тезисы докладов XI Всероссийского петрографического совещания. Екатеринбург. ИГиГ УрО РАН. 2010. Т.2. с.195-196.

15. Рязанцев A.B., Белова A.A. Девонские метаморфические породы в подошве офио-литовых массивов и в серпснтинитовом меланже на Южном Урале: данные изотопно-геохронологических исследований // Геодинамическая эволюция литосферы Цеитралыю-Азиатскога подвижного пояса (от океана к континенту): Материалы совещания. Вып. S. Иркутск. ИЗК СО РАН. 2010. Т.2. с. 62-63.

16. Белова A.A., Рязанцев A.B., Разумовский A.A., Дубинина C.B. Комплексы эме-эйфельского этапа эволюции Магнитогорской островной дути и задугового бассейна в палео-зоидах Южного Урала // Современное состояние наук о Земле Материалы международной конференции памяти В.Е.Хаина. Изд-во МГУ им. М.В.Ломоносова. 2011 г. С. 206-210

17. Рязанцев A.B., Белова A.A., Толмачева Т.Ю., Дубинина C.B., Аристов В.А. Ордовикский возраст вулканогенных толщ в Сакмарской зоне Южного Урала: обоснование по конодонтам и акцессорным цирконам // Тектоника, рудные месторождения и глубинное строение земной коры. Мат-лы Всероссийской научной конференции с международным участием, посвященной 100-летию С.Н. Иванова (IV Чтения памяти С.Н. Иванова). Екатеринбург: ИГГГ РАН. 2011. С. 251-253.

18. Belova A.A., Dubinina S.V., Kuznetsov N.B., Ryazantsev A.V. Ordovician intra-oceanic convergence in the Paleozoides of the Southern Urals. Geophysical Research Abstracts, Vol. 9, EGU2007-A-05516,2007.

19. Belova A.A., Ryazantsev A.V., Dubinina S.V. Geodynamic setting of the Ordovician volcanic complexes in the South Urals// Mechanics of Variscan orogeny: a modern view on orogenic research. Special meeting of French and Czech geological societies. BRGM Editions, N2,2007.

20. A. A. Belova, N. B. Kuznetsov, A. V. Ryazantsev The Vendian - Early Paleozoic tectonic evolution of the Southern Urals // 33-1GC, Oslo. 2008. http://www.cprm.gov.br/33IGC/1324825.html

21. A.A. Belova, A.V. Ryazantcev, A.A. Razumovsky Early Devonian suprasubduction ophi-olites of the Southern Urals (Russia) // 1st students' international geological conference. Polish Geological Society, Krakow, 2010. P. 7

Подписано в печать:

24.10.2011

Заказ № 6074 Тираж - 150 экз. Печать трафаретная. Типография «11-й ФОРМАТ» ИНН 7726330900 115230, Москва, Варшавское ш., 36 (499) 788-78-56 www.autoreferat.ru

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Белова, Анастасия Андреевна

Введение.

Глава 1. Общая тектоническая зональность и палеозойские комплексы Южного Урала.

1.1. Предуральский краевой прогиб.

1.2. Западно-Уральская мегазона.

1.3. Центрально-Уральская мегазона.

1.4. Тагило-Магнитогорская мегазона.

1.5. Восточно-Уральская мегазона.

1.6. Зауральская мегазона.

Глава 2. Стратифицированные нижне-среднедевонские комплексы.

2.1 Терригенно-карбонатный тип разреза.

2.2. Кремнисто-терригенный тип разреза.

2.3. Кремнистый тип разреза.

2.4. Кремнисто-базальтовый тип разреза Присакмаро-Вознесенской, Кракинской и Сакмарской зон.

2.5. Микститовый и карбонатный типы разрезов.

2.6. Субщелочной и щелочной вулканогенный типы разрезов.

2.7. Вулканогенные и вулканогенно-осадочные комплексы западной части Магнитогорской мегазоны.

2.8. Кремнисто-базальтовый тип разреза Западно-Мугоджарской зоны.

Глава 3. Офиолитовые комплексы.

3.1. Лерцолитовый тип офиолитов.

3.2. Гарцбургитовый тип офиолитов.

3.3. Офикальциты и офиолитокластовые породы.

Глава 4. Раннедевонские субщелочные плутонические комплексы.

4.1. Восточно-хабарнинский комплекс.

4.2. Молостовский комплекс.

4.3. Велиховский комплекс.

4.4. Субщелочные габброиды Актау-Таналыкской зоны.

4.5 Калиевые габброиды в структуре серпентинитового меланжа.

Глава 5. Силурийско-девонские метаморфические комплексы.

5.1. Эклогит-глаукофан-сланцевый максютовский комплекс.

5.2. Гранатовые мафит-ультрамафиты.

5.3. Метаморфические комплексы в основании офиолитовых массивов гарцбургитового типа.

Глава 6. Геодинамические реконструкции для среднего палеозоя

Южного Урала.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Строение и условия формирования ранне-среднедевонских структурно-вещественных комплексов западной части Магнитогорской мегазоны и краевых аллохтонов Южного Урала"

Актуальность работы.

Южный Урал - один из наиболее хорошо изученных, с геологической точки зрения, регионов России. На его примере был решен целый ряд фундаментальных проблем геологии складчатых поясов. За последние 20 лет исследованию палеозойских комплексов Южного Урала посвящено огромное количество работ. Несмотря на это, многие вопросы истории палеозойской эволюции южного сегмента Уральской складчатой системы до сих пор являются дискуссионными. Это определяется сложным геологическим строением и слабой обнаженностью палеозойских комплексов региона. Неоднозначность геодинамических интерпретаций свидетельствует о недостаточно обоснованной характеристике выделяемых структурно-вещественных комплексов, их структурного положения, возраста и вещественного состава. Дискуссионными остаются вопросы геодинамической природы палеозойских вулканогенно-осадочных комплексов; проблема времени и обстановок формирования широко распространенных на Южном Урале офиолитовых ассоциаций; вопросы строения и генезиса метаморфических комплексов. Одним из наиболее важных вопросов является корреляция магматических, метаморфических событий и этапов осадконакопления в регионе.

Для достижения поставленной цели необходимо было решить следующие основные задачи:

4. Определение особенностей вещественного состава магматических комплексов.

5. Определение абсолютного возраста магматических и метаморфических комплексов пород.

6. Составление обобщающих корреляционных схем

7. Выяснение геодинамических обстановок формирования ранне-среднедевонских структурно-вещественных комплексов

Фактический материал и методика исследований.

В основу работы положены данные, полученные автором в ходе полевых исследований на Южном Урале в 2006-2011 г.г., в составе отряда ГИН РАН под руководством A.B. Рязанцева. При полевых исследованиях проводилось крупномасштабное геологическое картирование ряда опорных участков в полосе протяженностью порядка 900 км, на территории республики Башкортостан, Челябинской и Оренбургской областей, а так же Актюбинской области северного Казахстана. Лабораторная обработка материала включала петро-геохимические и геохронологические исследования.

Для проведения геохронологических исследований выделение зерен циркона проводилось в лаборатории минералогического и трекового анализа ГИН РАН под руководством A.B. Соловьева. U-Pb исследования цирконов проводились на ионном микрозонде SHRIMP-II (Sensitive High Resolution Ion Micro Probe II) в Центре Изотопных Исследований ВСЕГЕИ' им. А.П. Карпинского, оператор С.Л.Пресняков, и в Стэнфордском микро-аналитическом центре (The Stanford USGS Micro Analysis Center) на установке SHRIMP-RG (Sensitive High Resolution Ion Micro Probe - Reverse Geometry). Отобранные вручную зерна цирконов имплантировались в эпоксидную смолу вместе с зернами стандартных цирконов TEMORA и 91500, затем пришлифовывались и полировались. Для выбора точек датирования на поверхности зерен использовались катодолюминисцентные изображения, отражающие внутреннюю структуру и зональность цирконов. Помимо этого абсолютный возраст пород определялся методом термоионизационной масс-спектрометрии (ID-TIMS) в лаборатории изотопной геологии ИГГД РАН (г. Санкт-Петербург) Е.Б. Сальниковой, Яковлевой С.З., Анисимовой И.В., Загорной Н.Ю. под руководством А.Б. Котова. Всего получено 12 определений изотопного возраста пород.

Петро-геохимические исследования магматических пород проводились различными методами. Проводилось изучение петрографических шлифов и определение геохимического состава пород. Концентрации главных элементов определялись для более чем 200 образцов рентгено-флюоресцентным методом в лаборатории химико-аналитических исследований ГИН РАН4 под руководством С.М. Ляпунова на последовательном спектрометре S4 Pioneer фирмы «Bruker» (Германия) с использованием программного обеспечения «Spectra-Plus». Концентрации редкоземельных элементов (РЗЭ) и других элементов-примесей определены более чем для 60 образцов методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS) на приборе Perkin-EImer® ELAN-DRC в лаборатории ИМГРЭ МПР РФ Д.З. Журавлевым, а также методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (Х-7, Thermo Elemental, США) в Аналитическом сертификационном испытательном центре Института микроэлектроники и особо чистых материалов РАН (г. Черноголовка) под руководством В.К. Карандашева.

При построении диаграмм распределения редкоземельных элементов и мультиэлементных диаграмм, для нормирования содержания элементов использовались данные по составу хондрита Cl и примитивной мантии из [Sun, McDonough, 1989].

Составы минералов определялась в лаборатории локальных методов исследования вещества МГУ на микрозондовом комплексе на базе растрового (сканирующего) электронного микроскопа «JeolJSM-6480LV» волновым дифракционным четырехкристальным спектрометром «INCA-Wave 500". Образцы изучались под углеродным напылением толщиной около 30 нанометров отраженных электронах при ускоряющем напряжении 15 kV и точке зонда 15 ± 0,1пА.

Помимо этого, с целью детального расчленения и корреляции вулканогенно-осадочных толщ, в полевых условиях автору удалось сделать более 120 сборов конодонтовой фауны из кремнистых пород. Сбор конодонтов осуществлялся послойно, с помощью прямого визуального осмотра поверхностей напластования слоистых толщ, либо осмотра на просвет массивных кремнистых пород с помощью лупы х10 увеличения. Помимо этого удалось получить несколько сборов конодонтовой фауны из карбонатных пород, при помощи растворения последних в уксусной кислоте. Определения конодонтов выполнены A.B. Аристовым и C.B. Дубининой (ГИН РАН), а так же Т.Ю. Толмачевой (ВСЕГЕИ).

Научная новизна.

4. Подтвержден позднеэйфельский возраст процессов растяжения в пределах Магнитогорской островной дуги. В Западно-Магнитогорской зоне впервые описан и датирован комплекс параллельных даек, прорывающий толщу островодужных вулканитов ирендыкской свиты (D2efi).

5. Проведена корреляция ранне-среднедевонских вулканогенно-осадочных, магматических и метаморфических комплексов, учитывающая новые данные.

Защищаемые положения

2. В покровно-складчатой структуре Присакмаро-Вознесенской, Кракинской и Сакмарской зон присутствует кремнисто-базальтовый комплекс эмсско-эйфельского возраста, в современной структуре тектонически сближенный с батиальными толщами пассивной окраины Балтики. Формирование кремнисто-базальтового комплекса, сочетающего геохимические признаки надсубдукционных вулканитов и вулканитов срединноокеанических хребтов, происходило в бассейне, разделявшем пассивную континентальную окраину и Магнитогорскую вулканическую островную дугу.

3. На севере Западно-Магнитогорской зоны выявлена серия позднеэйфельских долеритовых даек, прорывающих островодужные вулканогенно-осадочные породы ирендыкской свиты (Diefi). Формирование этого дайкового комплекса синхронно образованию контрастной колчеданоносной карамалыташской свиты (Ü2ef2) и свидетельствует о расколе Магнитогорской островной дуги в позднеэйфельское время.

Теоретическая и практическая значимость работы

Апробация работы и публикации. Результаты исследований, положенные в основу диссертационной работы, докладывались на XIV Междунадродной' конференции студентов аспирантов и молодых ученых "Ломоносов" (Москва, 2007); VIII международной конференции «Новые идеи в науках о Земле» (Москва, 2007), международных конференциях Европейского Геологического союза (General Assembly of the EGU, Вена, 2007, 2008); совещании Французского и Чешского геологических обществ по вопросам Варисцид (Mechanics of Variscan orogeny: a modern view on orogenic research. Special meeting of French and Czech geological societies, Орлеан, 2007); XLI и XLIII Международных тектонических совещаниях (Москва, 2008, 2010); научной международной студенческой школе «Металлогения древних и современных океанов. Рудоносные комплексы и рудные фации» (Миасс, 2008); I Международной научно-практической конференции молодых ученых и специалистов, посвященной памяти академика А.П. Карпинского (С.-Петербург, 2008); IV Российской конференции по изотопной геохронологии (С.-Петербург, 2009); Пятой Сибирской конференции молодых учёных по наукам о Земле (Новосибирск, 2010); Международной конференции "Современное состояние наук о Земле", посвященной памяти В. Е. Хаина (Москва, 2011).

Благодарности

Косарев, E.B. Пушкарев, O.B. Артюшкова, В.А. Маслов, A.A. Третьяков, которым автор выражает глубокую благодарность за интересную совместную работу, получение ценных навыков ведения полевых исследований и обсуждение вопросов геологии Южного Урала. Проведение биостратиграфических исследований по изучению фауны конодонтов проводились C.B. Дубининой, В.А. Аристовым и Т.Ю. Толмачевой, которым автор искренне признателен. Автор благодарен всем коллегам, проводившим геохронологические, петро-геохимические и изотопные исследования. Хочется выразить благодарность коллегам из Лаборатории геодинамики позднего докембрия и фанерозоя и других лабораторий Геологического института РАН: Г.Н. Савельевой, М.В. Лучицкой, К.Е. Дегтяреву, Н.Б. Кузнецову, A.A. Третьякову, А.Б. Кузьмичеву, С.Г. Самыгину, М.Л. Баженову, A.A. Щипанскому, A.B. Соловьеву, A.A. Федотовой за полезные консультации при проведении исследований и написании работы, а так же за доброжелательное отношение и поддержку. Автор благодарит сотрудников кафедры динамической геологии геологического факультета МГУ, а также сотрудников кафедры региональной геологии и истории Земли зав. каф. д.г.-м.н., профессора A.M. Никишина и д.г.-м.н., профессора Арк. В. Тевелева за постоянное доброжелательное и внимательное отношение к диссертанту.

Заключение Диссертация по теме "Общая и региональная геология", Белова, Анастасия Андреевна

Основные выводы

Приведенные оригинальные данные по среднепалеозойским метаморфическим комплексам хорошо согласуются с данными предшественников и являются еще одним свидетельством в пользу предположения об унаследованном характере ранне-среднедевонской конвергенции на Южном Урале. Метаморфические процессы протекали на Южном Урале синхронно с проявлениями субщелочного магматизма (415-399 млн лет). Важным является установление того факта, что этот этап интенсивной эндогенной активности начался задолго до заложения в раннем девоне Магнитогорской островной дуги, однако при угасающей интенсивности, продолжился параллельно с ее развитием. Прогрессивная ветвь эндогенных поздесилурийско-девонских процессов не восстанавливается. Наблюдению и изучению поддается только регрессивная ветвь эволюции. По выводу, сделанному Е.В. Пушкаревым, при изучении ВХК и пород метаморфической подошвы Хабарнинского массива, она выражается в закономерной смене мантийного магматизма синхронного с гранулитовой фацией метаморфизма (Т=850-750°С, Р=7-5 кбар) на амфиболитовую фацию (Т=750-650°С, Р=5-6 кбар), которая сопровождалась анатектическим гранитообразованием и, наконец, на амагматичную эпидот амфиболитовую фацию метаморфизма (Т=650-450°С, Р=3-4 кбар). Возраст амфиболитового метаморфизма в среднем на 15-10 млн. лет моложе гранулитового и проявлен в интервале 408-390 млн. лет. Проявления амфиболитового метаморфизма отчасти проявлены синхронно гранулитовому метаморфизму (амфиболиты р-на Белошапки).

Сходные по проявлениям процессы, описанные в офиолитах других складчатых областей, связываются с отмиранием островной дуги (или зоны субдукции) [БЬен^в, 2001]. Этим объясняется формирование высокотемпературной «метаморфической подошвы» офиолитов, как например в офиолитах Омана (Семайл), Греции (Вуринос),

Пакистана (Муслим Баг). Отмечается, что субдукция структур с аномальной океанической корой может сопровождаться их частичной обдукцией. На этой стадии предполагается отрыв слэба и поднятие астеносферного тепла в образовавшееся «окно». Данный сценарий для рассматриваемого временного интервала эволюции Южного Урала может быть применен только частично.

Метаморфизм и магматизм на границе силура и девона связывается автором с изменением геодинамической обстановки, с нарушением стабильного развития ордовикско-силурийской зоны субдукции. [Рязанцев и др., 2005; 2008; Пушкарев и др., 2009; Белова и др., 2010]. По мнению [Пушкарев и др., 2009] субщелочной и щелочной магматизм, и метаморфизм, проявленный в комплексах Хабарнинского аллохтона, инициированы внедрением мантийного диапира в область «астеносферного окна», образовавшегося в результате разрыва слэба. Поступление дополнительного тепла в комплексах" Южного и Среднего Урала отражено мафит-ультрамафитовыми интрузиями Платиноносного пояса, восточно-хабарнинского комплекса и их аналогов в Сакмарской зоне. Дополнительное тепло обеспечило так же высокотемпературный метаморфизм, проявленный в «подхабарнинских» аллохтонах и в высокобарических мафит-ультрамафитах в меланжах вблизи лерцолитовых массивов.

Метаморфизм подобного типа может быть рассмотрен и с точки зрения изменения угла наклона зоны субдукции. Считается, что причиной изменения геометрии зоны субдукции может быть сближение зоны, субдукции и внутриокеанических структур с аномально мощной и плавучей корой (океанических островов, микроконтинентов и др.). Частичное поглощение этих структур приводит к замедлению скорости субдукции и ее выполаживанию. Такой тип субдукции обозначается как «пологий и теплый» и как пример, в частности, рассматривается зона субдукции под островом Шикоку [Kirby, Engdahl et al., 1996; Kirby, Stein et al., 1996]. Считается, что в этих условиях породы слэба переходят в цоизитовые эклогиты через гранатовые амфиболиты, и трансформация базальта в эклогит происходит на меньших глубинах, чем в условиях стационарной «крутой и холодной» субдукции. В этом случае фрагмент слэба предшествующего этапа эклогитизируется и, сохраняя более крутое положение отрывается, что приводит к образованию «окна» и поднятию астеносферных масс и тепла.

Глава 6. Геодинамические реконструкции для среднего палеозоя

Южного Урала

Одними из наиболее заметных геодинамических событий реконструируемых для палеозойской истории уралид является эволюция островных вулканических дуг: ордовикско-раннедевонской Тагильской (Средний и Северный Урал) и девонской Магнитогорской (Южный Урал) [Зоненшайн и др., 1984; Иванов, 1998; Пучков, 2000; Пучков, 2010; Язева, Бочкарев, 1995, 1998; Мосейчук В.М. и др., 2001; Руженцев, Самыгин, 2004 и др.].

Наиболее обоснованная модель девонской эволюции палеозоид Южного Урала [Spadea et al., 1998; Brown et al., 2006; Пучков, 2000, 2009, 2010 и др.] предполагает, что энсиматическая* Магнитогорская островная* дуга развивалась с эмсского времени. Согласно этой модели падение зоны субдукции было направлено от пассивной окраины Балтики. При коллизии дуги с пассивной окраиной в позднем девоне происходит полное поглощение коры разделяющего их бассейна и формирование высокобарического максютовского комплекса, в результате вовлечения в зону субдукции края пассивной окраины. Данная модель принимается автором настоящей работы с некоторыми дополнениями.

Согласно упомянутой выше модели, формированию Магнитогорской островной дуги предшествовала длительная тектоническая пауза на протяжении силура и начала девона. В это время происходило накопление терригенно-кремнистых толщ, в том числе кремнисто-черносланцевой сакмарской свиты (Si-Djl). Однако в последнее время все большим числом данных доказывается присутствие на Южном Урале ордовикско-силурийских надсубдукционных комплексов, которые вероятно, представляют фрагмент Тагильской островодужной системы [Рязанцев и др., 2008; Рязанцев, Белова, 2010; Рязанцев и др., 2011; Рязанцев и др., 2012 (в печати)].

В пределах Сакмарской зоны описаны ордовикские островодужные вулканогенные комплексы, охватывающие временной интервал от аренига (косистекская свита) по ашгилл включительно (губерлинская, баулусская и др. свиты) [Рязанцев и др., 2008; 2011]. Силур представлен вулканогенными (дергаишская свита Si) и углеродисто-кремнистыми (сакмарская свита Sj) отложениями. В структуре серпентинитовых меланжей установлено присутствие фрагментов верхнекоровых частей офиолитовых комплексов ордовикского возраста. Полученные датировки по цирконам из плагиогранитов в дайковом комплексе отвечают интервалу 459-456 млн. лет, а найденные в ассоциирующем кремнисто-базальтовом комплексе конодонты — карадокско-ашгиллскому уровню. Породы даек по составу принадлежат высокомагнезиальной толеитовой серии и обладают признаками надсубдукционного генезиса.

Относительно стабильное (стационарное) развитие Тагильской островной дуги продолжалось до конца силура. Изменение субдукционного режима фиксируется в Тагильской зоне в конце силура - начала девона появлением субщелочных и щелочных вулканитов (туринская свита) [Каретин, 2000]. Отмечая, что Тагильская дуга потеряла свою активность в девоне, В.Н. Пучков делает вывод, что при этом не произошло столкновение дуги и края континента [Пучков, 2010]. Этот вывод аргументируется.тем, что в Бардымско-Нязепетровском аллохтоне комплексы островной дуги ордовикско-раннедевонского возраста надвинуты на терригенные и кремнистые комплексы батиального типа (склон и подножье континентальной окраины), образующие непрерывный разрез в интервале от ордовика до франа [Пучков, 2010]. Аналогичные структурные соотношения в Сакмарском аллохтоне, позволяют сделать вывод, что и в южноуральском сегменте палеозоид отсутствуют признаки столкновения ордовикско-раннедевонской дуги с краем континента.

На Южном Урале присутствуют комплексы, маркирующие этап смены геодинамического режима в позднем силуре-раннем девоне. Данные комплексы содержат признаки влияния мантийного диапира. На этом этапе формируются мафит-ультрамафитовый восточно-хабарнинский комплекс (аналог мафит-ультрамафитовых интрузий Платиноносного пояса Урала), высокобарические высокотемпературные гранатовые мафит-ультрамафиты миндякского типа, высокотемпературные гранулит-амфиболитовые метаморфиты в подошве гарцбургитов. На Южном Урале субщелочной вулканизм, имеющий некоторые черты сходства с туринским в Тагильской зоне, имеет более молодой, определенно раннеэмсский, возможно пражско-раннеэмсский возраст. Это вулканиты чанчарской свиты и их интрузивный аналог — велиховский комплекс. Породы по составу имеют признаки влияния мантийно-плюмовой и субдукционной компонент.

Формирование метаморфических комплексов, слагающих «подошву» некоторых офиолитовых массивов на Южном Урале, традиционно связывалось с обдукцией офиолитовых масс. Аналогично объясняются проявления высокотемпературного метаморфизма в тектонических пластинах, подстилающих офиолиты в ряде складчатых областей, где обдукция следует за отмиранием зоны субдукции. Примером являются "метаморфические подошвы" в офиолитах Омана (Семайл), Греции (Вуринос), Пакистана (Муслим Баг) [ЗЬеп^Б, 2001]. Для Южного Урала модель обдуцирования офиолитов, по-видимому, не подходит, так как верхнекоровые элементы разрезов офиолитов имеют более молодой возраст, чем породы "метаморфической подошвы". нестационарном режиме субдукции. Именно этот режим может обеспечить дополнительное, достаточное для плавления тепло. Согласно определению, данному в работе [Щипанский, 2008], "под нестационарными режимами субдукции понимаются такие временные режимы ее развития, когда резко меняются характеристики основных кинематических, сейсмических и термальных процессов, протекающих как в погружающейся, так и в перекрывающей литосферных плитах". Нестационарный режим субдукции развивается, когда к зоне конвергенции подходят внутриокеанические структуры, обладающие повышенными, по сравнению с нормальной океанической корой, мощностями коры и плавучестью. В качестве таких структур рассматриваются срединно-океанические хребты, асейсмичные хребты, океанические плато и океанические острова,' маркирующие плюмовую активность, а также микроконтиненты.

Как отмечалось выше, формированию раннедевонских надсубдукционных офиолитов на Южном Урале в конце силура и в самом, начале раннего девона предшествовал этап проявления высокотемпературного и высокобарического метаморфизма и внедрение мафит-ультрамафитовых интрузий восточно-хабарнинского комплекса. Формирование этих комплексов связывается с поступлением мантийного тепла и вещества в зону субдукции при нестационарном развитии субдукции. Причины этого процесса могут быть разными, в том числе цитированные выше из работы [Щипанский, 2008]. Как вариант, можно предполагать аккрецию к зоне субдукции блока субконтинентальной литосферы. Аккреция явилась причиной изменения скорости и угла погружения слэба, а также возможно спровоцировало его деламинацию и подток астеносферного вещества в образовавшееся «окно». В< результате геодинамической перестройки, вероятно с изменением полярности, произошло отмирание Тагильской зоны субдукции и дуги и заложение новой зоны субдукции.

Считается, что "смена положения зоны субдукции с тагильского на магнитогорское произошла в течение короткого времени в эмсе путем перескока (джампинга), обычного для таких процессов" [Пучков, 2010]. Принимая это положение, отметим, что с учетом новых данных о возрасте баймак-бурибайского комплекса, перескок произошел, скорее всего, в пражское время.

Структурные соотношения ордовикских магматических, позднесилурийско-раннедевонских метаморфических и субщелочных магматических комплексов с пражско-эмсскими надсубдукционными образованиями позволяет предполагать пространственную сближенность отмершей и новообразованной субдукционных систем.

Формирование пражско-эмсского баймак-бурибайского дайково-эффузивного комплекса и его аналогов происходит в обстановке надсубдукционного растяжения и предшествует основному этапу островодужного магматизма. A.M. Косарев с соавторами считают [Косарев и др., 2005], что "для раннего этапа эволюции островной дуги в начале процесса субдукции характерен локальный рифтогенез и подъем мантийного диапира над зоной субдукции в связи с деформацией и выдавливанием астеносферы [Gill, 1981]". Анализируя имеющиеся данные по магматизму и метаморфизму, можно сделать вывод о том, что подъем мантийного диапира происходил не только в начале процесса девонской субдукции и до ее заложения — в силуре.

Отмечается [Косарев и др., 2005], что в надсубдукционном бассейне возникают условия, сходные с условиями медленного спрединга. "Малая скорость спрединга создает условия для спокойной дифференциации и образования кислых пород"[Косарев и др., 2005]. Аналогичное мнение относительно динамики надсубдукционного "баймак-бурибайского" спрединга отражено в работе В.Г. Кориневского [Кориневский, 2008 б]. При этом кроме дифферецированности вулканитов рассматривается низкая титанистость пород основного состава. Это признак с некоторой условностью может свидетельствовать о низкой скорости спрединга [Паланджян, 2007]. В пользу низкой скорости спрединга может свидетельствовать присутствие нескольких генераций разноориентированных даек (рассяный спрединг) [Разумовский, Астраханцев, 2005].

Помимо вулканитов и даек фрагменты спредингового надсубдукционного бассейна характеризуют офиолитокластовые породы. Они представлены гидротермальными микститами, образованными за счет гидротермальной переработки переработки (карбонатизации) и разрушения серпентинитов: офикальцитами, офикальцитовыми брекчиями, а так же кремне- и офиолитокластовыми терригенными породами. Состав пород и характер их оруденения позволяют сравнивать их с образованными в зонах медленного спрединга Срединной Атлантики [Богданов, 1997; Разницын, 2003].

Начальному этапу развития Магнитогорской островной дуги (формирование баймак-бурибайского комплекса) соответствует время образования органогенных рыскужинских известняков и полимиктового шандинского олистострома. По-видимому, эти комплексы формировались на фронтальном островодужном склоне, и возможно отражают начальный этап формирования.аккреционной призмы.

Начиная с раннего эмса в разрезе островодужных вулканитов преобладают породы известково-щелочной и толеитовой серий. В современной структуре в основном представлены фации центральных частей островной дуги, а на западном склоне хр. Малый Ирендык распространены эмсские фации фронтального склона дуги (мансуровская толща и ее аналоги).

Для эмс-эйфельского времени реконструируется развитие еще двух палеоструктур - задугового бассейна и бассейна, разделявшего пассивную окраину и Магнитогорскую островную дугу.

В пределах бассейна между островной дугой и пассивной окраиной формируются вулканиты высокотитанистых дифференцированных серий, обладающие смешанными характеристиками надсубдукционных вулканитов и вулканитов срединноокеанических хребтов. Эти комплексы представлены в Присакмаро-Вознесенской зоне, Кракинских и Сакмарских аллохтонах. Особенности состава этих комплексов объясняются обогащением вещества сублитосферной мантии надсубдукционной компонентой, во время существования ордовикско-силурийского задугового бассейна. Данный бассейн можно сравнить с бассейнами Вудларк, Манус современной Юго-Западной Пацифики на границе с вулканической дугой Соломоновых островов [РегШ е1 а1., 1987; Тге§ошп§, 2002]. В бассейне Вудларк, по мере приближения к зоне субдукции, падающей от бассейна, в базальтах появляются признаки субдукционного генезиса. Это объясняется надсубдукционным положением участка литосферы до коллизии с плато Онтонг-Джава [РегШ, 1987]. Коллизия сопровождалась сменой полярности зоны субдукции, обдукцией и метаморфизмом.

Задуговой спрединговый бассейн характеризуют позднеэмсские комплексы Домбаровской зоны [Косарев, 2009] и эмсско-позднеэйфельские дайковый актогайский и базальтовый мугоджарский комплексы Западно-Мугоджарской зоны.

В конце эмсского времени происходит снижение активности островодужного вулканизма, что отразилось в преобладании в разрезе кремнистых пород (сагитовская толща). Новая вспышка островодужного вулканизма в раннем эйфеле, сменяется формированием позднеэйфельских комплексов растяжения в структуре островной дуги. «Расщепление» островной дуги маркируют контрастные колчеданоносные серии и дайковые комплексы, прорывающие раннеэйфельские островодужные вулканогенные толщи. В среднем девоне фиксируется проградация ареала островодужного вулканизма на восток, в сторону задугового бассейна. Подобная миграция обычно связана с выполаживанием зоны субдукции. Для Магнитогорской островодужной системы выполаживание было связано с постепенным приближением к зоне субдукции края Восточно-Европейского континента. В позднем девоне реконструируется коллизия континента и островной дуги.

Заключение

Изучение стратифицированных ранне-среднедевонских комлексов позволило дополнить сведения о возрасте, составе и площадях распространения ряда толщ, а также уточнить существующие стратиграфические схемы. Установлено присутствие лохковского кремнисто-терригенного комплекса в пределах Присакмаро-Вознесенской зоны. Выделен и охарактеризован эмсско-эйфельский кремнисто-базальтовый комплекс, чье формирование происходило в бассейне, располагавшемся между островной вулканической дугой и пассивной окраиной Балтики. Уточнен возраст субщелочных вулканитов чанчарского комплекса, как пражско-эмсский. Проведенное изучение и корреляция пражско-эмсских комплексов на западе Магнитогорской мегазоны позволило выявить фациальную изменчивость основания островодужного разреза, которая проявлена по простиранию современной структуры. Впервые в ряде мест датирована баймак-бурибайская свита (Эф-е) и установлена ее принадлежность к разрезу офиолитовой ассоциации. Обоснован верхнейфельский возраст кремнисто-базальтового комплекса офиолитовой ассоциации в Западно-Мугоджарской зоне.

Установлено, что верхнекоровые части разрезов офиолитов гарцбургитового типа, включающие комплекс параллельных даек с плагиогранитами и кремнисто-базальтовый комплекс, в различных массивах отличаются возрастом, строением и составом, отражая различные палеотектонические обстановки формирования. Пражско-эмсские надсубдукционные офиолитовые комплексы, формировавшиеся до основного этапа островодужного магматизма и слагающие основание разреза островной дуги, выделены в Хабарнинском, Чингизовском, Калканском массивах и в районе дер. Буйды. К офиолитовым ассоциациям эмсско-эйфельского задугового бассейна отнесены комплексы Кемпирсайского массива и Западно-Мугоджарской зоны. В пределах Западно-Магнитогорской зоны впервые описан и датирован комплекс параллельных даек, прорывающий толщу островодужных вулканитов ирендыкской свиты (Оге^), что подтверждает позднеэйфельский возраст процессов растяжения в пределах Магнитогорской островной дуги.

Получены новые датировки абсолютного возраста ряда метаморфических комплексов. Проведенная корреляция ранне-среднедевонских вулканогенно-осадочных, магматических и метаморфических комплексов позволила выявить позднесилурийско-раннедевонский этап масштабного проявления метаморфизма и субщелочного магматизма. Данное событие связывается с геодинамической перестройкой ордовикско-силурийской субдукционной системы, развитие которой предшествовало заложению Магнитогорской островной дуги

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Белова, Анастасия Андреевна, Москва

1. Абдулин A.A., Авдеев A.B., Сеитов Н.С. Тектоника Сакмарской и Орь-Илекской зон Мугоджар. Алма-Ата: Наука. 1977. 238 с.

2. Алексеев A.A., Алексеева Г.В. Идельбаевский (сакмарский) метаморфический комплекс // Геологический сборник № 5: Информационные материалы / ИГ УНЦ РАН. Уфа: ДизайнПолиграфСервис. 2006. С. 190-193

3. Аристов В .А., Руженцев C.B., Дегтярев К.Е., Борисенок Д.В. Стратиграфия девона Сакмарской и Сакмаро-Вознесенской зон Южного Урала // Общие и региональные вопросы геологии. М.: ГЕОС. 2000. Вып. 2. С. 46-58

4. Аристов В.А., Борисенок Д.В., Руженцев C.B. Конодонтовая стратиграфия девонских отложенийзападного склона Южного Урала // Очерки по региональной тектонике (Южный Урал). М.: Наука, 2005. Т.1. С. 36-55. Тр. ГИН РАН, вып.561

5. Артюшкова О.В. О конденсированных разрезах девона северной части Сакмарской зоны на Южном Урале // Палеонтология и стратиграфия девона и карбона Южного Урала. Уфа. 1991. С. 41-45

6. Артюшкова О.В. Биостратиграфия по конодонтам вулканогенно-осадочных отложений девона Магнитогорской мегазоны Южного Урала. Автореф. На соиск. Ученой степени д.г.-м.н. Новосибирск: ИНГГ СО РАН. 2009. 40 с.

7. Артюшкова О.В., Маслов В.А. Палеонтологическое обоснование стратиграфического расчленения дофаменских вулканогенных комплексов Верхнеуральского и Магнитогорского районов. Уфа, 1998. 156 с.

8. Балыкин П.А., Конников Э.Г., Кривенко А.П. и др. Петрология постгарцбургитовых интрузивов кемпирсайско-хабарнинской офиолитовой ассоциации (Южный Урал). Свердловск: УрО РАН. 1991. 160 с.

9. Белова A.A., Рязанцев A.B., Разумовский A.A., Дегтярев К.Е. Раннедевонские надсубдукционные офиолиты в структуре Южного Урала // Геотектоника. № 4. 2010. С. 39-64

10. Богатов В.И., Костицын Ю.А. Rb-Sr изотопный возраст и геохимия гранитоидов на севере Магнитогорского прогиба, Южный Урал // Известия высших учебных заведений. Геология и разведка. 1999. № 2. С. 34-41.

11. Богданов Ю. А., Гидротермальные рудопроявления рифтов Срединно-Атлантического хребта. М.: Научный мир, 1997, 167 с.

12. Борисенок Д.В., Рязанцев A.B. Вулканогенные комплексы нижнего палеозоя в области сочленения Сакмарской и Присакмаро-Вознесенской зон Южного Урала // Очерки по региональной тектонике. Т. 1. Южный Урал. М.: Наука, 2005. С. 135-153.

13. Бороздина Г.Н. История геологического развития Тагильской мегазоны Среднего и южной части Северного Урала в раннем палеозое. Автореф. дис. канд. геол.-мин.наук. Екатеринбург: ИГиГ, 2006. 22 с

14. Бочкарев В.В., Иванов К.С. Проявления внутриплитного магматизма в Уральском палеоокеане // Геотектоника. 2001. №2. С. 17-31

15. Бочкарев В.В., Язева Р.Г. Субщелочной магматизм Урала. Екатеринбург: УрО РАН. 2000. 256 с.

16. Ваганов В.И., Соколов C.B. Термобарометрия ультраосновных парагенезисов. М.: Недра, 1988. 149 с.

17. Варлаков A.C. Петрография, петрохимия и геохимия гипербазитов Оренбургского Урала. М.: Наука. 1978. 240 с.

18. Вознесенский А.И., Книппер АЛ., Коротеев В.А., Некрасов Г.Е., Савельев A.A., Шараськин А .Я., Заборовская Н.Б. Нижнедевонская переотложенная серпентинитокластовая кора выветривания (Южный Урал) // Литология и полезные ископаемые, 2003, № 3, с. 227-236

19. Волченко Ю.А., Иванов К.С., Коротеев В. А., Оже Т. Структурно-вещественная эволюция комплексов Платиноносного пояса Урала при формировании хромит-платиновых месторождений уральского типа // Литосфера. 2007. № 3, С. 3-31(ч. 1); № 4, С. 73- 101 (ч. 2).

20. Вулканизм Южного Урала / И. Б. Серавкин, А. М. Косарев, Д. Н. Салихов и др. М.: Наука, 1992. 197 с.

21. Галимов Э.М., Слодкевич В.В. Зональность изотопного состава углерода графита в расслоенном магматическом плутоне // Геохимия. 1988. № 8. С. 1178-1186.

22. Гетерогенные кобальт-медноколчеданные месторождения в ультрамафитах палеоостроводужных структур / И.Ю. Мелекесцева; отв. редактор В.В. Зайков.; Ин-т минералогии УрО РАН. М.: Наука. 2007. 245 с.

23. Глубинное строение и геодинамика Южного Урала (Проект УРАЛСЕЙС). Монография. Тверь: ГЕРС, 2001. 286 с.

24. Дегтярев К.Е., Руженцев C.B. Коллизионная структура Южного Урала // Современные проблемы геологии; отв. ред. Гаврилов Ю.О., Хуторской М.Д. М.: Наука. 2004. С. 316-332

25. Дегтярев К.Е., Шатагин К.Н., Сальникова Е.Б. и др. Позднедевонский гранито-гнейсовый комплекс Южного Урала // Доклады Академии наук. 2003. Т 391. № 4. С. 502-506.

26. Десятниченко Л.И., Фадеичева И.Ф., Смирнов В.Н. и др. Позднеордовикско-силурийские вулканичесчкие комплексы Тагильской зоны (восточный склон Среднего Урала): вещественный состав, возраст, уточненная схема расчленения //Литосфера. 2005. №1. с.68-96.

27. Добрецов Н.Л. Глаукофансланцевые и эклогит-глаукофансланцевые комплексы СССР // Труды ИГиГ СО АН СССР, Вып. 57. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1974.-426 с.

28. Брошевская Р.И. Структурно-формационное районирование Тагильского мегасинклинория (мегазоны) Урала // Региональная геология и металлогения. № 34. 2008. С. 5-24

29. Ефимов A.A. "Горячая тектоника" в гипербазитах и габброидах Урала // Геотектоника. 1977. № 1. С. 24-44.

30. Ефимов A.A., Ронкин Ю.Л., Матуков Д.И. Новые U-Pb (SHRIMP II) данные по циркону из щелочных тылаитов Косьвинского Камня: изотопный возраст горячего меланжа Платиноносного пояса Урала // Докл. АН. 2008. Т. 423, № 2. С. 243-247.

31. Зайков В.В. Вулканизм и сульфидные холмы палеоокеанических окраин: на примере колчеданоносных зон Урала и Сибири. 2-е изд. доп. М.: Наука. 2006. 429 с.

32. Зайков В.В., Кабанова Л.Я. Девонские офиолиты. Осадочно-вулканогенные толщи Бурибайского района // Путеводитель к полевым геологическим маршрутам. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1985. С. 44-70.

33. Зайков В.В., Мелекесцева И.Ю. Кобальт-медноколчеданные месторождения в ультрамафитах аккреционной призмы Западно-Магнитогорской палеоостровной дуги // Литосфера.2005. №3. С. 73-98

34. Зайков В.В., Мелекесцева И.Ю., .Артемьев Д.А. и др. Геология и колчеданное оруденение южного фланга Главного Уральского разлома. Миасс. ИМин УрО РАН. 2009 376 с.

35. Захаров O.A., Пучков В.Н. О тектонической природе максютовского комплекса зоны Урал-Тау: Доклад Президиуму УНЦ РАН. Уфа, 1994. - 28 с.

36. Знаменский С.Е., Косарев A.M. Строение и литолого-фациальные особенности пород актауской свиты // Геологический сборник № 3. Информационные материалы / ИГ УНЦ РАН. Уфа. 2003. С. 109-112.

37. Золотарев Б.И., Ильинская М.Н., Кориневский В.Г. Состав и геохимические особенности калиевой щелочной разновидности трахиандезито-базальтов // Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1975. №1. С. 136-149

38. Зоненшайн Л.П., Кориневский В.Г., Казьмин В.Г. и др. Строение и развитие Южного Урала с точки зрения тектоники литосферных плит // История развития Уральского палеоокеана. М.: Институт океанологии АН СССР. 1984. С. 6-56

39. Иванов К.С. Возраст и положение чанчарского трахибазальтового комплекса Южного Урала // Палеонтология и стратиграфия девона и карбона Урала. Уфа: БНЦ УрО АН СССР. 1991. С. 95-102

40. Иванов К.С. Основные черты геологической истории (1.6—0.2 млрд. лет) и строения Урала. Дис. . д-ра геол.-мин. Наук. Екатеринбург, 1998. 252 с.

41. Иванов К.С. Новые данные по стратиграфии и тектонике палеозойских терригенно-кремнистых комплексов района массивов Крака // Палеогеография венда раннего палеозоя северной Евразии. Екатеринбург, УрО РАН, 19986. С. 107-113.

42. Иванов К.С., Пучков В.Н. Геология Сакмарской зоны Урала (новые данные): Препринт. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1984. 87 с.

43. Иванов К.С., Бикбаев А.З., Мизенс Л.И., Сапельников В.П. Первые находки брахиопод в вулканогенно-осадочных породах ирендыкской свиты на Южном Урале // Ежегодник-1996 / ИгиГ УрО АН СССР. Екатернбург. 1997. С. 13-15

44. Иванов К.С., Козлов П.С., Ерохин Ю.В., Хакинов Ю.В. Серпентинитовые песчаники на Среднем Урале // В сб.: Осадочные бассейны Урала и прилегающих регионов: закономерности строения и минерагения. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2000. С. 141-147.

45. Иванов К.С., Чащухин И.С., Федорова Н.В. Структура ультрабазитовых массивов Крака на западе Южного урала // Глубинное строение и геодинамика Южного Урала (проект Уралсейс). Монография. Тверь: изд-во ГЕРС, 2001. С. 172-178.

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

47. Иванов С.Н., Кориневский В.Г., Белянкина Г.П. Реликты рифтовой океанической долины на Урале // ДАН СССР. 1973. Т. 221. № 4. С. 939-942.

48. Кабанова Л.Я. О строении баймак-бурибайского палеоостроводужного комплекса на Южном Урале // Ежегодник-86. Свердловск ИГиГ УрО АН СССР. 1987 С. 64-65

49. Казанцева Т.Т. Аллохтонные структуры и формирование земной коры Урала. М.: Наука. 1987. 158 с.

50. Камалетдинов М.А. Покровные структуры Урала. М.: Наука. 1974. 230 с.

51. Камалетдинов М.А., Казанцева Т.Т. Кракинский офиолитовый аллохтон Южного Урала// Уфа. БФАН СССР. 1983. 29 с.

52. Камалетдинов М.А., Казанцева Т.Т., Гафаров P.A. Обаллохтонном залегании массивов Крака на Южном Урале // Геотектоника. 1971. №1. С. 32-34

53. Каретин Ю.С. Геология и вулканические формации района Уральской сверхглубокой скважины СГ-4. Екатеринбург,УрО РАН. 2000. 275с.

54. Карякин Ю.В. и др. Девонская вулканическая серия Сакмарской зоны Урала //Тектоника и геофизика литосферы. Т.1. М.: ГЕОС. 2002. С. 237-243.

55. Карстен JI.A., Иванов К.С., Пучков В.Н. Новые данные о геологическом строении и метаморфизме максютовского эклогит-глаукофансланцевого комплекса (Южный Урал) // Ежегодник-1993 Ин-та геологии и геохимии УрО РАН. Екатеринбург. 1994. С. 20-25

56. Кориневский В.Г. Калиевые щелочные базальтоиды Эйфеля Сакмарскойзоны Мугоджар // Ежегодник -1970 / ИГиГ УФАН СССР. Свердловск: УФАН СССР. 1971. С. 16-19

57. Кориневский В.Г. Принципиальный вопрос стратиграфии силура Мугоджар // Ежегод. ИГиГ УНЦ АН СССРю Свердловск. ИГиГ УНЦ АН СССР. 1972. С. 136-138.

58. Кориневский В.Г. Г"аббро-сиенитовый комплекс Казахского Урала // Щелочные, основные и ультраосновные комплексы Урала. Свердловск. 1976. С. 30-33.

59. Кориневский В.Г Ошибочная трактовка геологической позиции чанчарчского субщелочного комплекса на Урале // Тез. Докл. VII международных чтений памяти А.Н. Заварицкого. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН. 2001. С. 95-98

60. Кориневский В.Г. Чанчариты — новое семейство калиевых щелочных горныхпород // Геодинамика, магматизм, метаморфизм и рудообразование / отв. ред. Н.П.

61. Юшкин, В.Н. Сазонов: Сборник научных трудов. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН. 2007. С. 470-490

62. Кориневский В.Г. Мугоджарский и баймак-бурибайский вулканогенные комплексы Южного Урала: сравнение // Металлогения древних и современных океанов-2008. Рудоносные комплексы и рудные формации. Научное издание. Миасс: ИМин УрО РАН. 2008 (6). С. 318-320.

63. Кориневский В.Г., Кориневская И.А. Породообразующие клинопироксены калиевых щелочных пород Казахского Ъ^рала II Древний вулканизм Южного Урала. УНЦ АН СССР. Свердловск. 1981. С. 108-123

64. Кориневский В.Г. Геологический очерк Южных Мугоджар // История развития Уральского палеоокеана. М.: PÍO А.Н СССР, 1984. С. 57-59

65. Кориневский В.Г. Возраст вулканогенных толщ зеленокаменной зоны Мугоджар // Изв. АН Каз ССР. Сер. Геол- 1 987 (а). № 5. С. 51 -57

66. Кориневский В.Г. Возраст вулканитов Южных Мугоджар // Типы магматизма Урала, Информационные материалы / Ин-т геологии и геохимии УНЦ АН СССР.Свердловск. 1987 (б). С. 103-108.

67. Кориневский В.Г. Палеозойские офиолиты Урала // Геотектоника. 1989. № 2. С. 34-44

68. Кориневский В.Г. Ошибочная трактовка геологической позиции чанчарчского субщелочного комплекса на Урале // Тез. Докл. VII международных чтений памяти А.Н. Заварицкого. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН. 2001. С. 95-98

69. Кориневский В.Г. Мугоджарский и баймак-бурибайский вулканогенные комплексы Южного Урала: сравнение // Металлогения древних и современных океанов-2008. Рудоносные комплексы и< рудные формации. Научное издание. Миасс: ИМин УрО РАН. 2008 (б). С. 318-320.

70. Кориневский В.Г. Чанчариты — новое семейство калиевых щелочных горных пород // Геодинамика, магматизм, метаморфизм и рудообразование / отв. ред. Н.П. Юшкин, В.Н. Сазонов: Сборник научных трудов. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН. 2007. С. 470-490

71. Коробков В.Ф., Новиков И.Н., Федоров В.И. Кемпирсайская офиолитовая ассоциация // Формационное расчленение, генезис и металлогения ультрабазитов. Информационные материалы. Свердловск: УрО АН СССР. 1988. С. 56-74.

72. Косарев A.M. Умереннощелочной и щелочной вулканизм раннеэмсского времени на Южном Урале: геохимические особенности и геодинамические реконструкции //Литосфера. 2007. № 6. С. 54-70 2007

73. Косарев A.M. Геохимические особенности вулканогенных формаций Южного Урала и их продуктивность на колчеданное оруденение // Литосфера. 2010. № 3. С. 177-184

74. Косарев A.M., Знаменский С.Е., Серавкин И.Б., Родичева З.И. Особенности химизма вулканитов Вознесенско-Присакмарской зоны // Геологический сборник № 3. Информационные материалы / ИГ УНЦ РАН. Уфа. 2003. С. 152-161

75. Косарев A.M., Пучков В.Н., Серавкин И.Б. Петролого-геохимические особенности раннедевонско-эйфельских островодужных вулканитов Магнитогорской зоны в геодинамическом контексте // Литосфера. 2005. № 4. С. 22-41.

76. Краснобаев A.A., Давыдов В.А., Ленных В.И. и др. Возраст цирконов и рутилов максютовского комплекса (предварительные данные) // Ежегодник-95 / ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 1996. - С. 13-16.

77. Краузе С.Н., Маслов В.А. Ордовик, силур и нижний девон западного склона Башкирского Урала. Уфа, БФАН СССР, 1961,96с.

78. Кузьмин М.И., Альмухамедов А.И. Химический и редкоземельный состав базальтоидов р. Шулдак (Южные Мугоджары) // История развития Уральского палеоокеана. М.: ИО АН СССР. 1984. С.126-139.

79. Куренков С.А., Диденко А.Н., Симонов В.А. Геодинамика палеоспрединга. М.: ГЕОС. 2002. 294 с. (Тр. ГИН РАН; Вып. 490).

80. Леоненок Н.И. Силурийские отложения Кос-Истекского района (Северные Мугоджары) // Труды Лаборатории геологии угля АН СССР. 1955. Вып. 3. С. 116-225

81. Лепезин Г.Г., Травин A.B., Юдин Д.С. и др. // Возраст и термическая история Максютовского метаморфического комплекса (по 40Аг/39Аг данным) // Петрология. 2006. Т. 14. № 1. С. 109-125.

82. Маегов В.И. О природе габброидов восточной части Хабарнинского массива // Метаморфические породы в офиолитовых комплексах Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1979. С. 52-62. (Тр. Ильмен. гос. заповедника; вып. 26).

83. Магадеев Б.Д. Геология и рудоносность западной части абзелиловского района (Южный Урал). Автореф. Дис. . канд. геол.-мин. наук. Свердловск: УНЦ, ИГиГ АН СССР. 1974,30 с.

84. Малич К.Н., Ефимов A.A., Ронкин Ю.Л. Архейский U-Pb изотопный возраст циркона дунитов Нижне-Тагильского массива (Платиноносный пояс Урала) // Доклады Российской академии. Гехимия. 2009. Т. 427. № 1. С. 101-105.

85. Маслов В.А., Артюшкова О.В. Стратиграфия палеозойских образований Учалинского района Башкирии. Уфа: ИГ УфНЦ РАН, 2000. 140 с

86. Маслов В.А., Артюшкова O.B. Стратиграфия и корреляция девонских отложений Сибай-Баймакского района Башкирии. Уфа: ИГ УфНЦ РАН, 2002. 199 с.

87. Маслов В.А., Артюшкова О.В. Стратиграфия и корреляция девонских отложений Магнитогорской мегазоны Южного Урала. Уфа: ДизайнПолиграфСервис. 2010.288 с.

88. Маслов В.А., Артюшкова О.В., Барышев В.Н. Стратиграфия рудовмещающих девонских отложений Сибайского района. Уфа: БФАН СССР, 1984. 97 с.

89. Маслов1 В.А., Артюшкова О.В., Барышев В.Н. Стратиграфическое расчленение девонских отложений Магнитогорского мегасинклинория. // Сов. Геология. 1987. №9. С.61-71.

90. Маслов В.А., Черкасов B.JL, Тищенко В.Т. и др. Стратиграфия и корреляция вулканогенных комплексов основных медноколчеданных районов Южного Урала. Уфа: УНЦ РАН. 1993.216 с.

91. Маслов В. А., Якупов Р. Р., Артюшкова О. В., Мавринская Т. М. Новые данные по стратиграфии палеозоя зоны массивов Крака (Южный Урал) // Ежегодник 1997. Информационные материалы. Уфа: УНЦ РАН, 1999 б.-С. 29-36.

92. Мелекесцева ИЛО. Гетерогенные кобальт-медноколчеданные месторождения в ультрамафитах палеоостроводужных структур. М.: Наука, 2007.

93. Мосейчук В.М., Сурин Т.Н., Меньшиков Ю.П. Геодинамика развития Восточного склона Южного Урала // Глубинное строение и геодинамика Южного Урала (Проект УРАЛСЕЙС). Монография. Тверь: ГЕРС, 2001. С. 262-270

94. Наркисова В.В. Петрохимия позднеордовикских-раннедевонских базальтоидов южной части Тагильской зоны Среднего Урала.(по данным Уральской сверхглубокой скважины и околоскважинного пространства) Автореф. дис. . канд. геол.-мин. наук. М.: МГУ, 2005. 24 с.

95. Нестоянова O.A., Корень Т.Н., О новых находках лудловских граптолитов на Южном Урале //Докл. АН СССР. 1963. Т. 151. № 2. С. 407-410.

96. Паланджян С. А. Типизация мантийных перидотипов по геодинамическим обстановкам формирования. ДО РАН. Сев.-Вост.комплекс.НИИ. Магадан. 1992. 104 с.

97. Паланджян С.А. Особенности строения и состава океанической литосферы, формировавшейся при различных скоростях спрединга // Геотектоника. 2007. № 6. С. 7894.

98. Перфильев A.C. Формирование земной коры Уральской эвгеосинклинали. М.: Наука, 1979. 188 с.

99. Перцев А.Н., Савельев A.A. Габбро-амфиболиты в подошве офиолитов' Кемпирсайского массива на Южном Урале: петрологические и тектонические аспекты формирования // Геотектоника. 1994. № 3. С. 21-35.

100. Перчук JI. JI. Равновесия породообразующих минералов. М.: Наука, 1970.391 с.

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

102. Попов B.C., Кременецкий A.A., Беляцкий Б.В. Доордовикский sm-Nd возраст ультрамафических пород в офиолитовых поясах Урала: уточненные данные И

103. Материалы Международной научной конференции III Чтения памяти С.Н. Иванова. Екатеринбург: Ин-т геологии и геохимии УрО РАН, 2008. С. 100-103.

104. Путеводитель к полевым геологическим маршрутам совещания Проблемной комиссии IX: «Ранние стадии развития геосинклиналей и их офиолитовый комплекс». Свердловск. 1985. 86 с.

105. Пучков В.Н. Батиальные комплексы пассивных окраин геосинклинальных областей. М.: Наука. 1979. 260с.

106. Пучков В.Н. Новые данные по геологии подкракинских аллохтонных комплексов (Южный Урал) // Ежегодник 1994. Информационные материалы / УНЦ РАН: 1995. С. 3-9.

107. Пучков В.Н. Палеогеодинамика Южного и Среднего Урала. Уфа: Даурия, 2000. 146 с.

108. Пучков В.Н. Геология Урала и Приуралья (актуальные вопросы стратиграфии, тектоники, геодинамики и металлогении). Уфа: ДизайнПолиграфСервис. 2010. 280 с.

109. Пучков В.Н., Перес-Эстаун А., Браун Д., Альварес-Маррон X. Краевой складчато-надвиговый пояс орогена: структура и происхождение на примере Башкирского Урала // Вестник ОГГГГН РАН: Электрон. Научн. Журнал. 1998. № 13. С. 70-99.

110. Пучков В.Н., Светлакова А.Н., Разуваев В.И. Геологическая интерпретация сейсмического профиля. УРАЛСЕЙС (Западный домен) // Глубинное строение и геодинамика Южного Урала (Проект УРАЛСЕЙС). Монография. Тверь: ГЕРС, 2001. С. 148-154

111. Пушкарев Е.В. Петрология квазиплатформенной пироксенит-габбро-гранитной серии Кемпирсайско-Хабарнинского офиолитового комплекса (Южный Урал): Автореф. дис. .канд. геол.-мин. наук. Свердловск: Ин-т геологии и геохимии, 1987. 35 с.

112. Пушкарев Е.В., Гуляева Т.Я. Высокобарические гранатовые гипербазиты Миндякского массива на Южном Урале // Ежегодник-1994. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 1995. С. 82-86.

113. Пушкарев Е.В., Калеганов Б. А. К-Ar датирование магматических комплексов Хабарнинского габбро-гипербазитового массива (Южный Урал) // Докл. РАН. 1993. Т. 328. №2. С. 241-245.

114. Пушкарев Е.В., Гуляева Т.Я. Высокобарические гранатовые гипербазиты Миндякского массива на Южном Урале // Ежегодник-1994. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 1995. С. 82-86.

115. Пушкарев Е. В., Рязанцев А. В., Третьяков А. А., Белова А. А., Готтман И. А. Гранатовые ультрамафиты и мафиты в зоне Главного Уральского разлома на Южном Урале: петрология, возраст и проблема образования // Литосфера, 2010, № 5, с. 101-133

116. Пушкарев Е.В., Серов П.А., Бирюзова А.П. Изотопные Sm-Nd данные о раннедевонском возрасте динамометаморфизма в основании офиолитовых аллохтонов в Сакмарской зоне Южного Урала// Докл. РАН, 2007. т. 413. № 2. С. 224-228.

117. Пушкарев Е.В., Ферштаттер Г.Б., Беа Ф. Геохимия РЗЭ как критерий принадлежности восточнохабарнинского комплекса к гипербазит-габбровым ассоциациям платиноносного типа// Ежегодник-1995. Екатеринбург: ИгиГ УрО РАН. 1996. С. 90-93

118. Пушкарев Е.В., Хазова H.A. Комплекс параллельных даек Хабарнинского массива: Спрединг в условиях океанического хребта или островной дуги? // Ежегодник-1990. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1991. С. 90-93.

119. Разумовский A.A. Расслоенный комплекс офиолитовой ассоциации Хабарнинского массива (Южный Урал) // Строение литосферы и геодинамика. Материалы XXI Всероссийской молодежной конференции. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2005. С. 61-62.

120. Разумовский A.A., Астраханцев О.В. Структурные особенности дайкового комплекса офиолитовой ассоциации Хабарнинского массива // Очерки по региональной тектонике. Т. 1. Южный Урал. М.: Наука, 2005. С. 179-212.

121. Рингвуд А.Е Состав и петрология мантии Земли. М.: Недра, 1981. 584 с.

122. Родионов В.Ю., Радченко В.В. О стратиграфии палеозойских отложений восточного крыла Зилаирского мегасинклинория / Биостратиграфия девона и карбона Урала. Уфа, БНЦ УрО АН СССР, 1988, с. 15-22. •

123. Ронкин Ю.Л. Изотопы стронция — индикаторы эволюции магматизма Урала // Ежегодник-1988. Екатеринбург: ИГГ УрО АН СССР, 1989. С. 107-110.

124. Руженцев C.B. Краевые офиолитовые аллохтоны. М.: Наука, 1976. 171 с. (Тр-ды ГИН АН СССР, вып. 283).

125. Руженцев C.B. «Фациальные» покровы в структуре Западного склона Южного Урала // Очерки по региональной тектонике. Т. 1. Южный Урал. М.: Наука, 2005. С. 84-134.

126. Руженцев С. В., Аристов В. А., Дегтяров К. Е. и др., Тектонические покровы и олистостромовый комплекс Кувандык-Медногорского района (Сакмарская зона Южного Урала), Тектоника неогея: общие и региональные аспекты, с. 159-163, Геос, 2, Москва, 2001.

127. Руженцев C.B., Аристов В.А. Девонские микстит-турбидитовые серии в аккреционной структуре Южного Урала // Тектоника и геодинамика континентальной литосферы. Мат-лы 36 тектон совещ. Т.2. М.: ГЕОС, 2003. С. 161-165

128. Руженцев C.B., Самыгин С.Г. Структура и тектоническое развитие области сочленения Восточно-Европейской платформы и Южного Урала // Геотектоника. 2004. № 4. С. 20-44.

129. Руженцев С.И., Хворова И.В. Среднепалеозойские олистостромы Сакмарской зоны Южного Урала // Литология и полезные ископаемые. 1973. № 6. С. 2132

130. Рыкус М.В., Сначев В.И., Насибуллин P.A. и др. Осадконакопление, магматизм и рудоносность северной части зоны Уралтау. — Уфа: Изд-во БГУ, 2002. 256 с.

131. Рязанцев A.B., Белова A.A. Девонские метаморфические породы в подошве офиолитовых массивов и в серпентинитовом меланже на Южном Урале: данные изотопно-геохронологических исследований // Геодинамическая эволюция литосферы

132. Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту): Материалы совещания. Вып. 8. Иркутск. ИЗК СО РАН. 2010. Т.2. с. 62-63

133. Рязанцев A.B., Борисенок Д.В., Дубинина C.B. и др. Общая структура Сакмарской зоны Южного Урала в районе Медногорских колчеданных месторождений // Очерки по региональной тектонике. Том 1 : Южный Урал. М.: Наука, 2005. С. 84-135

134. Рязанцев А.В, Дубинина C.B., Кузнецов Н.Б., Белова A.A. Ордовикские структурно-формационные комплексы в аллохтонах Южного Урала // Геотектоника №5. 2008. С. 49-78.

135. Рязанцев A.B., Разумовский A.A., Кузнецов Н.Б. и др. Геодинамическая природа серпентинитовых меланжей на Южном Урале. Бюллетень МОИП, отд. Геологический. 2007. Т. 82. Вып. 1. с.32-47

136. Рязанцев A.B., Третьяков A.A., Белова A.A., Ларионов А.Н. Гранатовые ультрамафиты в Присакмаро-Вознесенской зоне Южного Урала: возраст и структурное положение // Изотопные системы и время геологических процессов. Материалы IV

137. Российской конференции по изотопной геохронологии. С-Пб.: ИП Каталкина . 2009. Т. 2. С. 142-144

138. Рязанцев A.B., Белова A.A., Разумовский A.A., Кузнецов Н.Б. Геодинамические обстановки формирования ордовикских и девонских дайковых комплексов из офиолитовых разрезов Южного Урала и Мугоджар // Геотектоника № 2012 (в печати)

139. Савельев A.A. Бибикова Е.В., Савельева Г.Н. и др. Гранатовые пироксениты массива Миндяк на Южном Урале: обстановка и возраст формирования // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 2001. Т. 76, Вып. 1. С. 22-29.

140. Савельев A.A., Савельева Г.Н. Офиолиты Кемпирсайского массива: основные черты структурно-вещественной эволюции // Геотектоника. № 6. 1991. С. 57-75.

141. Савельева Г.Н. Габбро-ультрабазитовые комплексы офиолитов Урала и их аналоги в современной океанической коре //Труды ГИН АН СССР; Вып. 404. М.: Наука. 1987. 230 с.

142. Савельва Г.Н., Дегтярев К.Е., Борисенок Д.В. Офиолиты Южного Урала: реликты единой океанической структуры? // Очерки по региональной тектонике. Т. 1. Южный Урал. М.: Наука, 2005. С. 154-178.

143. Савельева Г.Н., Перцев А.Н. Мантийные ультрамафиты в офиолитах Южного Урала, Кемпирсайский массив // Петрология. 1995. Т. 3, № 2. С. 115-132.

144. Савельева Г.Н., Пучков В.Н., Спадеа П. Офиолиты Урала // в: Морозов А.Ф., Павленкова Н.И. (ред.) Строение и динамика литосферы Восточной Европы: результаты исследований по программе EUROPROBE. 2006. Вып.2. М.: Геокарт-ГЕОС. С.421-436.

145. Савельева Г.Н., Шараськин А.Я., Савельев A.A. и др. Офиолиты зоны сочленения южных уралид с окраиной Восточно-Европейского континента // Урал: фундаментальные проблемы геодинамики и стратиграфии. М.: Наука. 1998. С. 93-117

146. Салихов Д.Н., Бабуров A.B. Редкоземельные элементы в ордовикских эффузивах Учалинского сегмента Вознесенско-Присакмарской меланжевой зоны // Ежегодник-1997, Информационные материалы / УНЦ РАН. 1999, С. 211-214

147. Салихов Д.Н., Якупов P.P. Геологическое положение и состав базальтов Межкракинской зоны (Северная часть Зилаирского синклинория). // Литосфера. 2005. №2. С. 60-68

148. Самыгин С.Г., Федотова A.A., Бибикова Е.В., Карякин Ю.В. Вендский надсубдукционный вулканизм в Уралтауской зоне (Южный Урал) // Докл. РАН. 2007. Т. 416. №1. С. 81-85.

149. Самыгин С.Г., Карякин Ю.В., Голионко Б.Г. Особенности строения и магматизма зоны Главного Уральского разлома на севере Южного Урала. Следы палеотрансформа.// Тектоника земной коры и мантии// 2005. С.171-176.

150. Сапельников В.П., Мизенс Л.И., Иванов К.С., Бикбаев А.З. Брахиоподы из туфопесчаников ирендыкской свиты (нижний эмс, Южный Урал) // Мат-лы по стратиграфии и палеонтологии Урала. Вып.2. / Сборник научных трудов. Екатеринбург: УрО РАН. 1999. С. 149-159.

151. Семенов И.В., Гревцов Г.А., Бельков Ю.П., Бобров В.Н. Новые реликтыкомплекса параллельных диабазовых даек в раннегеосинклинальных образованиях Урала // Ежегодник-1974 ИгиГ УНЦ АН СССР. Свердловск. 1975. С. 68-70

152. Семенов И.В., Коленко Л.И., Штенке A.A. РЗЭ в базальтах вулканогенных формаций Уральской эвгеосинклинали // Элементы-примеси в минералах и горных породах Урала. Свердлоск: УНЦ АН СССР. 1980. С. 36-64

153. Сенченко Г.С., Морозов С.Г., Иванова Т.В. Сверхглубокая скважина в Зилаирском синклинории на Южном Урале // Советская геология. 1977. № 7. С. 98-104.

154. Серавкин И.Б. Палеовулканизм и колчеданные месторождения Южного Урала//Литосфера. 2002. №1. С. 37-60

155. Серавкин И.Б. Путеводитель Южноуральской геологической экскурсии (1318 сентября 2003 г.). II Всероссийский симпозиум по вулканологии и палеовулканологии : вулканизм и геодинамика. 9-12 сентября 2003 г. Екатеринбург: Изд-во ИГ иГ УрО РАН, 2003. 70 с.

156. Серавкин И.Б., Знаменский С.Е., Косарев A.M. Разрывная тектоника и рудоносность Башкирского Зауралья. Уфа: Полиграфкомбинат, 2001. 318 с/

157. Серавкин И.Б., Знаменский С.Е., Косарев A.M. Главный Уральский разлом на Южном Урале: структура и основные этапы формирования // Геотектоника. 2003. N 3. С. 42-64.

158. Серавкин И.Б., Родичева З.И. Кракинско-Медногорский палеовулканический пояс: Препринт / БНЦ УрО АН СССР. Уфа. 1990. 53 с.

159. Слодкевич В.В. Параморфозы графита по алмазу // Записки ВМО. 1982. CXI, Вып. 1. С. 13-33.

160. Смирнов C.B. Петрология верлит-клинопироксенит-габбровой ассоциации Нуралинского ультрабазитового массива и связанное платиновое оруденение // Автореф. дисс. название к.г.-м.н. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 1995. 18 с.

161. Соболев С.Ф., Панеях H.A. Приконтактовый метаморфизм офиолитовых массивов Южного Урала // Известия АН СССР. Сер. геол. 1992. № 1. С. 22-42.

162. Соболев С.Ф., Панеях H.A. Природа зеленосланцево-амфиболитовых ассоциаций экзоконтактовых зон Хабарниниского офиолитового массива // Известия АН СССР. Сер. геол. 1983. № 9. С. 53-68.

163. Сондерс А.Д., Тарни Дж. Геохимические характеристики базальтового вулканизма в задуговых бассейнах // Геология окраинных бассейнов. М.: Мир, 1987. С. 102-133.

164. Стратиграфия и корреляция среднепалеозойских вулканогенных комплексов основных медноколчеданных районов Южного Урала. / Маслов В.А., Черкасов B.JL, Тищенко В.Т. и др. Уфа: УНЦ РАН, 1993. 218 с.

165. Тальнов Е.С., Макарова И.С., Рихтер Я.А., Кригер М.А. Об установлении нижнесилурийских отложений в южной части Восточно-Уральского мегантиклинория // Новые данные по геологии Урала. Свердловск: УрО АН СССР, 1987. С. 47-52

166. Тевелев Ал. В., Кошелева И. А. Геологическое строение и история развития Южного Урала (Восточно-Уральское поднятие и Зауралье) М.: Изд-во МГУ. 2002. 123 с.

167. Тевелев Ал. В., Кошелева И. А., Попов B.C. и др. Палеозоиды зоны сочленения Восточного Урала и Зауралья // Тр. лаборатории геологии складчатых поясов (вып. 4). Под ред. проф. Никишина A.M. М.: Геол. Ф-т МГУ. 2006. 300 с.

168. Тищенко В.Т. Щелочно-базальтоидная формация нижнего девона в южной части западного крыла Магнитогорского прогиба // Тез. Докл. К 1 симпозиуму по вулканизму Южного Урала. Миасс: УНЦ РАН, 1971. С. 43-44

169. Тищенко В.Т., Чудинов Ю.А., Шломо Г.П. и др. Отчет «Геологическое строение и полезные ископаемые западного крыла Магнитогорского прогиба в пределах Оренбургской области» (в Зх томах). Оренбург. Уфа. 1978. Т.1. 390 с.

170. Ферштатер Г.Б. Эмпирический плагиоклаз-роговообманковый барометр // Геохимия. 1990.№ 3. С. 328-335

171. Ферштатер Г.Б. Надсубдукционный интрузивный магматизм Урала // Геол. и геофиз. 2003. Т. 44. № 12. С. 1349-1344.

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

173. Ферштатер Г.Б., Беа Ф., Монтеро П., Краснобаев A.A. и др. Эволюция палеозойского интрузивного магматизма Среднего и Южного Урала // Литосфера. 2005. № 3. С. 57-72.

174. Ферштатер Г.Б., Бородина Н.С., Пушкарев Е.В., Чащухина В.А. Габбро и гранитоиды, ассоциированные с гипербазитами Кемпирсайского и Хабарнинского массивов на Южном Урале. Свердловск.: УНЦ АН СССР, 1982. 74 с.

175. Ферштатер Г.Б., Котов А.Б., Смирнов C.B. и др. U-Pb возраст циркона из диорита Нуралинского лерцолит-габбрового массива на Южном Урале//Доклады РАН. 2000. Т. 371. № 1. С. 96-100.

176. Ферштатер Г.Б., Краснобаев A.A. Обдукционный магматизм и сопряженная мигматизация (на примере Урала) //Литосфера, 2007, № 3, с. 66-85.

177. Ферштатер Г.Б., Краснобаев A.A., Беа Ф. и др. Геодинамические обстановки и история палеозойского интрузивного магматизма Среднего и Южного Урала (по результатам датирования цирконов) // Геотектоника. 2007. №6. С. 52—77.

178. Ферштатер Г.Б., Краснобаев A.A., Беа Ф. и др. Изотопно-геохимические особенности и возраст цирконов из дунитов уральских массивов платиноносного типа, петрогенетические следствия // Петрология. 2009. Т. 17, № 5. С. 539-558.

179. Формации Сакмарского аллохтона (Южный Урал) / Хворова И.В., Вознесенская Т.А., Золотарев Б.П. и др. М.: Наука, 1978. 232 с. (Труды ГИН АН СССР, вып. 311).

180. Формирование земной коры Урала / С.Н. Иванов, В.Н. Пучков, К.С. Иванов и др. М.: Наука. 1986. 248 с.

181. Фролова Т.И., Бурикова И.А. Геосинклинальный вулканизм (на примере восточного склона Южного Урала). М.: Изд-во МГУ. 1977. 266 с.

182. Шацкий В. С., Ягоутц Э., Козьменко О. A. Sm-Nd датирование высокобарического метаморфизма Максютовского комплекса (Южный Урал). Докл. Акад. Наук, 1997, т. 352, № 6. С. 812 815.

183. Шараськин А.Я. Тектоника и магматизм окраинных морей в связи с проблемами эволюции коры и мантии. М.: Наука, 1992. 163 с. (Тр. ГИН РАН; Вып. 472).

184. Щипанский A.A. Субдукционные и мантийноплюмовые процессы в геодинамике формирования архейских зеленокаменных поясов. М'.: Издательство ЛКИ, 2008.560 с.

185. Чаплыгина Н.Л. Фрагменты офиолитов надсубдукционного генезиса в серпентинитовом меланже (Западно-Магнитогорская зона, Южный Урал). Автореф. дисс. на соискание ученой степени к.г.-м.н. Москва. 2003. 30 с.

186. Чаплыгина Н.Л., Дегтярев К.Е., Савельева Г.Н. Офиолиты гарцбургитового типа в структурированном меланже Западно-Магнитогорской зоны (Южный Урал) // Геотектоника. 2002. № 6. С. 25-37.

187. Чащухин И. С., Вотяков С. Л. Поведение элементов семейства железа, оксибарометрия и генезис уникальных хромитовых месторождений Кемпирсайского массива// Геология рудных месторождений. Т. 51. № 2. 2009. С. 140-156

188. Чащухин И.С., Вотяков CJL, Уймин С.Г., Быков В.Н. Окситермобарометрия хромитоносных ультрамафитов (на примере Урала). II. Состояние окисленности ультрамафитов и состав рудообразующих флюидов // Геохимия. 1998. № 9. С. 877-885.

189. Чибрикова Е.В., Олли В.А. Соотношение силурийских и девонских (ирендыкских) пород в разрезе «Мансурово» // Геологический сборник №3. Информационные материалы / ИГ УНЦ РАН. Уфа. 2003. С. 51-53

190. Шацкий B.C., Ягоутц Э., Козьменко O.A. Sm-Nd-датирование высокобарического метаморфизма максютовского комплекса (Южный Урал) // ДАН СССР. 1997. Т. 352, № 6. С. 812-815.

191. Щербаков С.А. Пластические деформации ультрабазитовой ассоциации Урала. М.: Наука. 1990. 120 с. (Тр. ГИН АН СССР; Вып. 450)

192. Эвгеосинклинальные габбро-гранитные серии / Ферштатер Г.Б., Малахова JI.B., Бородина Н.С., Рапопорт М.С., Смирнов В.Н. М.: Наука. 1984. 264 с.

193. ЯГР-спектроскопия хромшпинелидов и проблемы окситермобарометрии хромитоносных ультрамафитов Урала. / Чащухин И.С., Вотяков С.Л., Уймин С.Г. и др. Екатеринбург: Институт геологии и геохимии УрО РАН. 1996. 136 с.

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

195. Язева Р.Г., Бочкарев В.В. Субщелочной магматизм Урала. Екатеринбург: УрО РАН. 2000. 256 с.

196. Язева Р.Г., Бочкарев В.В. Платиноносный пояс Урала и Тагильская палеодуга: соотношение магматизма и геодинамики // Геотектоника. 2003. № 2. С. 75-86

197. Якупов P.P., Мавринская Т.М., Абрамова А.Н. Палеонтологическое обоснование схемы стратиграфии палеозоя северной части Зилаирского мегасинклинория. Уфа: ИГ УфНЦ РАН, 2002. 160 с.

198. Ярославцева Н.С. Петрология и метаморфизм базальтоидов Зеленокаменной зоны Мугоджар. Алма-Ата. Наука. 1984. 172 с.

199. Bea F., Fershtater G.B., Montero P. et al. Recycling of continental crust into the mantle as revealed by Kytlym dunite zircons, Ural Mts, Russia // Terra Nova. 2001. V. 13. № 6. P. 407-412.

200. Beane R. J. and Connelly J. N. 40Ar/39Ar, U-Pb, and Sm-Nd constraints on the timing of metamorphic events in the Maksyutov Complex, southern Ural Mountains. Journal of the Geologic Society. London, 2000.V. 157, p. 811-822.

201. Beccaluva L., Girolamo P. D., Macciotta G. & Morra V. Magma affinities and fractionation trends in ophiolites // Ofioliti 1983. № 8. P. 307-24.

202. A. A. Belova, N. B. Kuznetsov, A. V. Ryazantsev The Vendian Early Paleozoic tectonic evolution of the Southern Urals // Geophysical Research Abstracts, Vol. 10, EGU2008-A-04788, 2008.

203. Benedetta T., Hickmott D., Vaggelli G. Texture and microchemical data of oceanic hydrothermal calcite veins, Nothern Apennine ophicalcites // Ophioliti, 1995, 20 (2), 111-122

204. Bonatti E., Emilian C., Ferrara G., Honnorez J., Rydell H. Ultramafic-carbonate breccias from the eguatorial Mid Atlantic ridge // Marine Geology, 16 (1974). Elsevier Scientific Publishing Company, Amsterdam. P. 83-102

205. Bostick B.C., Jones R.E., Ernst W.G. et al. Lowtemperature microdiamond aggregates in the Maksyutov Metamophic Complex, South Ural Mountains, Russia // Amer. Mineralogist. -2003. V. 88.-P. 1709-1717.

206. Brey G.P., Kohler T. Geothermobarometry in four-phase lherzolites. II. New thermobarometers, and practical assessment of existing thermobarometers. J. Petrol. 1990. V. 31. P.1353-1378.

207. Brown D., Spadea P., Puchkov V. et al. Arc-continent collision in the Southern Urals // Earth-Science Reviews. 2006.79. P. 261-287.

208. Dick H.J.B., Lin J., Schouten H. An ultraslow-spreding class of ocean ridge // Nature. Vol. 426. November 2003. P. 405-412

209. Dilek Y., Furnes H. Ophiolite genesis and global tectonics: geochemical and tectonic fingerprinting of ancient oceanic lithosphere II Geological Society of America. Bulletin. 201 l.v. 123; №3/4; P. 387-411; doi: 10.1130/B30446.1

210. Edwards R. L., Wasserburg C.J. The age and the emplacement of obduced oceanic crust in the Urals from Sm-Nd systematics // Earth and Planet. Sci. Lett. 1985. V. 72. No 4. P. 389-404.

211. Falloon T. J., Malahoff A., Zonenshain L. P., Bogdanov Y. Petrology and geochemistry of back-arc basin basalts from Lau Basin spreading ridges at 15°, 18° and 19°S // Mineralogy and petrology. 1992. V. 47. No 1. P. 1-35

212. Flower M.F.J., Dilek Y. Arcjrench rollback and forearc accretion: 1. A collisioninduced mantle flow model for Tethyan ophiolites / Eds. Dilek Y., Robinson P.T. Ophiolites in Earth history. Geol. Soc. London. Spec. Publ. Vol. 218. 2003 P. 21-41.

213. Frey F.A., Suen C.J., Stockman H.W. The Ronda high temperature peridotite: geochemistryand petrogenesis // Geochim. Cosmochim. Acta. 1985. V. 49, № 11. P. 2469-2491.

214. Gaggero L., Spadea P., Cortesogno L. et al. Geochemical investigation of the igneous rocks from the Nurali ophiolite mélange zone, Southern Urals // Tectonophysics, 276, 1997, pp.139-161.

215. Gannoun A., Tessalina S., Bourdon B. et al. Re-Os isotopic constraints on the genesis and evolution of the Dergamish and Ivanovka Cu (Co, Au) massive sulphide deposits, south Urals, Russia // Chemical Geology. 2003. (196). P. 193-207.

216. Garrido C.J., Bodinier J-L. Diversityof mafic rocks in the Ronda peridotite: evidence for pervasive melt-rock reaction during heating of subcontinental lithosphère byupwelling asthenosphere // J. Petrol. 1999. V. 40, № 5. P. 729-754.

217. Glodny, J., Bingen B., Austrheim H. et al. Precise eclogitization ages deduced from Rb/Sr mineral systematics: The Maksyutov complex, southern Urals, Russia, Geochimica et Cosmochimica Acta. 2002. V. 66, P. 1221-1235.

218. Hetzel R. Geology and geodinamic evolution of the high-P/low-T Maksyutov Complex, Southern Urals, Russia // Geol. Rundschau. 1999. - V. 87. - P. 577-588.

219. Hetzel R., Rômer R. L. A moderate exhumation rate for the high-pressure Maksyutov complex, southern Urals, Russia // Geological Journal. 2000. v. 35. P. 327-344.

220. Jackson E.D., Thayer T.P. Some criteria for distinguishing between stratiform, concentric and alpine peridotite-gabbro complexes // 24th International Geological Congress, Montreal.' 1972. Proceedings, Section 2. P. 289-296.

221. Kirby S.H., Stein S., Okal E.A., Rubie D.C. Metastable mantle phase transformations and deep earthquakes in subducting oceanic lithosphere // Reviews of Geophysics. 1996. No 34. P. 261-306.

222. Kornprobst J., Piboule M., Roden M., Tabit A. Corundum-bearing garnet clinopyroxenite at Beni Bousera (Morocco): Original plagioclase-rich gabbros recrystallized at depth within the mantle // J. Petrol. 1990. V. 31, P. 3. P. 717-745.

223. Leech, M.L., Ernst, W.G. Petrotectonic evolution of the high to ultrahigh-pressure Maksyutov Complex, Karayanova area, south Ural Mountains: structural and oxygen isotope constraints // Lithos. 2000. - V. 52. - P. 235-253.

224. Leech, M. L., Willingshofer E. Thermal modeling 'of the UHP Maksyutov Complex in the south Urals: Earth and Planetary Science Letters,v. 226, 85-99, 2004.

225. Lennykh V.I., Valizer P.M. High-pressure metamorphic rocks of the Maksyutov complex (Southern Urals) // Fourth International Eclogite field symposium. Novosibirsk. 1999. P. 64.

226. Lennykh V. I., Valizer P. M., Beane R. J., Leech M. L. and Ernst W. G., Petrotectonic Evolution of the Maksyutov Complex, Southern Urals, Russia: Implications for Ultrahigh-Pressure Metamorphism. International Geology Review, 1995. v. 37, p. 584-600.

227. Matte P., Maluski H., Gaby R. et al., Geodynamic model and 39Ar/40Ar dating for generation and emplacement of the High-pressure (HP) metamorphic rocks in the SW Urals // Les Comptes Rendus l'Academie des Sciences/ 1993. V. 317. P. 1667-1674.

228. Melcher F., Grum W., Thalhammer T.V., Thalhammer O.A.R. The giant chromite deposits at Kempirsai, Urals: constraints from trace element (PGE, REE) and isotope data // Mineral Deposita. 1999. Vol. 34. N 3. P. 250-272.

229. Mercier J-C. C. Single-pyroxene thermobarometry// Tectonophysics. 1980. V. 70, № 1/2. P. 1-38.

230. Miyashiro A. Pressure and temperature conditions and tectonic significance of regional and ocean floor metamorphism // Tectonophysics, (1972) 13. 141—59.

231. Morishita T., Arai S. Petrogenesis of corundum-bearing mafic rock in the Horoman peridotite complex, Japan // J. Petrol. 2001. V. 42, № 7. P. 1279-1299.

232. Morishita T., Arai S., Gervilla F. High-pressure aluminous mafic rocks from the Ronda peridotite massif, southern Spain: significance of sapphirine- and corundum-bearing mineral assemblages // Lithos. 2001. V. 57. P. 143-161.

233. Morishita T., Arai S., Green D.H. Possible non-melted remnants of subducted lithosphere: Experimental and geochemical evidence from corundum-bearing mafic rocks in the Horoman Peridotite Complex, Japan // J. Petrol. 2004. V. 45, № 2. P. 235-252.

234. Nimis P., Grutter H. Internallyconsistent geothermometers for garnet peridotites and pyroxenites // Contrib. Mineral. Petrol. 2010. V. 159. P. 411-427.

235. Nimis P., Taylor W.R. Single-clinopyroxene thermobarometryfor garnet peridotites. Part I. Calibration and testing of a Cr-in-Cpx barometer and an enstatite-in-Cpx thermometer. Contrib. Mineral. Petrol. 2000. V. 139. P. 541-554.

236. Pearce J.A. Supra-subduction zone ophiolites: the search for modern analogues, in Dilek Y., Newcomb S (eds.) Ophiolite concept and the evolution of geological thought. Geological Society of America. Special Paper 373. 2003. P. 269-293.

237. Pearson D.G., Davies G.R., Nixon P.H. Geochemical constraints on the petrogenesis of diamond facies pyroxenite from the Beni Bousera peridotite massif, North Morocco // J. Petrol. 1993. V. 34, P. 1. P. 125-172.

238. Penrose field conference on Ophiolites. Geotimes. 1972. V. 17. P. 24-25.

239. Puchkov V.N. The diachronous (step-wise) arc-continent collision in the Urals, Tectonophysics. Vol. 479. 2009. P. 175-184

240. Pushkarev E.V., Fershtater G.B. Kempirsay and Khabarny ophiolite complexes in the South Urals: evolution from middle ocean to island arc spreding centre// Abstract of the International Volcanological. Congr. Ancara. 1994. P. 65.

241. Ramsay W.R.H., Crawford A.J., Foden J.D. Field setting, mineralogy, chemistry, and genesis of arc picrites, New Georgia, Solomon Island // Contribution to mineralogy and petrology. 1984. 88. p. 386-402.

242. Razumovskiy A.A. The geologic structure of the Akkermanovka fragment of the Khabarny Massif ophiolite association (South Ural) // Russian journal of Earth sciences, 2006. Vol.8. P. 1-18.

243. Sang-Mook Lee. Deformation from the convergence of oceanic lithosphere into Yap trench and its implications for early-stage subduction // J. Geodynamics. 2004. V. 307. P. 83-102.

244. Savelieva G.N., Sharaskin A.Ya. Saveliev A.A. et al. Ophiolites of the Southern Uralides adjacent to the East European continental margin // Tectonophysics 276. 1997. p. 117137

245. Scarrow J.H., Savelieva G.N., Glodny J. et al. The Mindyak Paleozoic lherzolite ophiolite, Southernal Urals: geochemistry and geochronology// Ophioliti. 1999. V. 24, № 2. P. 241-248.

246. Scarrow J.H., Spadea P., Cortesogno L, et al. Geochemistry of garnet metagabbros from the Mindyak ophiolite massif, Southernal Urals // Ofioliti. 2000. V. 25, № 2. P.103-115.

247. Schulte B.A., Blumel P. Prograde metamorphic reactions in the high-pressure Maksyutov Complex, Urals // Geologische Rundschau. 1999. V. 87. P. 561-576.

248. Schuth S., Rohrbach. A., Miinker C. et al. Geochemical constraints on the petrogenesis of arc picrites and basalts, New Georgia Group, Solomon Islands // Contributions to Mineralogy and Petrology. Vol. 148. No 3. 2004. P. 288-304

249. Sharaskin A.Ya., Pustchin I.K., Zlobin S.K., Kolesov G.M. Two ophiolite sequences from the basement of the Nothern Tonga arc // Ofioliti. 1983. 8(3). P. 411 -430.

250. Shervais J.W. Birth, death, and resurrection: the life cycle of suprasubduction zone ophiolites // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. An electronic journal of the Earth sciences. AGU & Geochemical Society, 2001. Vol. 2. Paper 2000GC000080.

251. Spadea P., Kabanova L. Y., Scarrow J. H. Petrology, geochemistry and geodynamic significance of Mid-Devonian boninitic rocks from the Baimak-Buribai area (Magnitogorsk Zone, southern Urals) // Ofioliti. 1998. Vol. 23. P. 17-36.

252. Stern R.J., Bloomer S.H. Subduction zone infancy: examples from the Eocene Izu-Bonin-Mariana and Jurassic California arcs // Geol. Soc. Amer. Bull. 1992. V. 104. P. 16211636.

253. Stern R.J. Subduction zones // Rewiews of Geophysics. 2002. 40 (4). P. 1-39.

254. Tessalina S.G., Bourdon B., Gannoun A., Capmas F., Birck J.-L., Allègre C. J. Complex proterozoic to paleozoic history of the upper mantle recorded in the Urals lherzolite massifs by Re-Os and Sm-Nd systematics // Chemical Geology 240 (2007) 61-84

255. Tregoning P. Plate kinematics in the western Pacific derived from GPS observations J. Geophys. Res., 10.1029/JB2001000406, 2002.

256. Tregoning P., Lambeck K., Stolz A. et al. 1998. Estimation of current plate motions in Papua New Guinea from Global Positioning System observations, J. Geophys.Res., 103:12,181-12,203.

257. Van Der Wal D. Deformation processes in mantle peridotites, with emphasis on the Ronda peridotite of SW Spain. Ph. D. Thesis Univ. Utrecht, 1993. 180 p.

Информация о работе

Белова, Анастасия Андреевна
кандидата геолого-минералогических наук
Москва, 2011
ВАК 25.00.01

Диссертация

Строение и условия формирования ранне-среднедевонских структурно-вещественных комплексов западной части Магнитогорской мегазоны и краевых аллохтонов Южного Урала - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы