Урал уже достаточно долгое время рассматривается в качестве классического тектонотипа внутриконтинентального складчатого пояса, заложившегося на океанической коре [8, 15–17, 32,; и др.]. Пояса такого типа чаще всего образуются на окраинах океанов и включают офиолитовые блоки, представляющие собой фрагменты древней океанической литосферы. С ними обычно бывают совмещены сильно деформированные осадки глубоководных бассейнов, развивавшихся на континентальной коре — склонов и подножий пассивных окраин. Со стороны форландов эти пояса окаймлены глубокими передовыми прогибами, образовавшимися на платформенном основании. Схема их строения и развития более полувека назад была предложена А.А. Богдановым на примере Южного Урала [5].

Вместе с тем хорошо известно, что погружения и поднятия коры широко проявлены вдали от конвергентных границ и во внутренних частях континентальных плит, где ни растяжения, ни сжатия заведомо не происходило. Интенсивные погружения имели место, например, в Западно-Сибирском, Волго-Уральском, Тимано-Печорском бассейнах [2]; поднятия большой амплитуды происходили в горных цепях и плато Тянь-Шаня, Восточной Сибири и северо-восточной Азии [9, 12,]. Очевидно, что вертикальные движения коры в таких областях не могут быть объяснены межплитным взаимодействием. Они требуют привлечения принципиально иных физических механизмов, связанных с глубинными процессами. В качестве одной из возможных причин рассматриваются плотностные изменения в нижней коре, обусловленные фазовыми переходами габбро в гранулит и обратно [1]. В данной связи вполне уместен вопрос — насколько универсален этот механизм и, в частности, могут ли быть связаны с аналогичными причинами вертикальные движения коры, фиксируемые вблизи конвергентных границ плит в складчатых поясах. При этом диагностически важное значение приобретают точные датировки стратиграфических уровней, на которых фиксируются эпохи сжатия и эпизоды быстрых погружений и поднятий. Синхронность или асинхронность этих событий играет ключевую роль в решении поставленной задачи.

С этой целью на основе большого количества стратиграфических данных, полученных в течение последнего десятилетия, было проанализировано тектоническое развитие Урала. Последовательность главных событий показана на палеотектонических профилях, построенных для основных этапов раскрытия и последующего сжатия южной части Уральского палеоокеана и его окраин (рис. 1).

Растяжение литосферы на Урале происходило в позднем кембрии и начале ордовика, непосредственно предшествуя расколу коры в середине аренига (профили а и б на рис. 1). При этом, судя по незначительной мощности рифтогенного комплекса, растяжение обеспечивало не более 5–10% амплитуды общего погружения коры.

Вслед за расколом континентальной коры (в западной и восточной частях рифтовой зоны) произошли два быстрых погружения без значительного растяжения — в позднем арениге и в раннем лландовери. Это привело к образованию глубоководных склонов на Восточно-Европейском и Казахстанском континентах и глубоко погруженного Восточно-Уральского микроконтинента (профили б и в). Скорость погружений была высокой и составляла около 1 км/млн. лет, что подтверждается синхронными и резкими переходами от мелководных терригенно-карбонатных к относительно глубоководным алеврито-мергелистым осадкам, а позднее — от относительно глубоководных к глубоководным глинисто-кремнистым. В раннем силуре дно бассейна погрузилось ниже уровня карбонатной компенсации, и глубина воды составляла по некоторым данным около 3 км [7, 24,].

Надвигание Сакмарского и Денисовского покровов в раннем и среднем девоне не сопровождалось быстрым погружением в пределах их форландов. Здесь сохранялся режим медленного компенсированного погружения (рис. 1, профили е и ж). В контексте геодинамических интерпретаций это может означать, что под фронтальной частью мощных покровов континентальная литосфера быстро утратила свою высокую прочность и что со стороны субдуцированной тяжелой океанической литосферы исчезло тянущее усилие вследствие ее отрыва (деламинации) от континентальной части плиты [29]. Столкновение Войкарской и Тагильской островных дуг в более северных частях Урала также произошло в среднем девоне [20, 21], однако их коллизия с Восточно-Европейским континентом имела место позднее — на рубеже девона и карбона [13].

В середине франа быстрое некомпенсированное погружение охватило обширную гетерогенную область, включающую Магнитогорскую островную дугу, Сакмарский покров и краевую часть Восточно-Европейского шельфа (рис. 1, профиль з). Амплитуда погружения составила от 0,5 до 1 км, ширина прогиба — до 400 км. После столкновения Магнитогорской дуги с Восточно-Уральским микроконтинентом в конце франа – начале фамена (фаза 7) новообразованный бассейн начал заполняться граувакковым флишем зилаирской серии. Питающая провинция располагалась в пределах Восточно-Уральского микроконтинента. Его восточная окраина на рубеже франа и фамена подверглась сжатию, в ходе которого произошло надвигание Казахстанского континента на запад и была сформирована Зауральская кордильера (рис. 1, профиль и). Большое количество геологических данных говорит о том, что образование глубоководного Зилаирского бассейна не было результатом коллизии или растяжения литосферы. Помимо ряда хорошо известных стратиграфических соотношений это подтверждается общей геометрией бассейна, достоверно реконструируемой по данным детальных литолого-фациальных исследований [25]. Известно, в частности, что батиметрический профиль Зилаирского прогиба повсеместно углублялся в сторону от конвергентной границы, и это обстоятельство исключает возможность его образования за счет упругого изгибания литосферы под нагрузкой тектонического покрова. Кроме того, следы растяжения вулканогенно-осадочного чехла полностью отсутствуют в основании пачки глубоководных глинисто-кремнистых отложений мукасовского горизонта среднего франа.

Важным обстоятельством является то, что одновременно с Зилаирским бассейном в пределах восточной окраины Европейской платформы была сформирована система относительно глубоководных Камско-Кинельских прогибов и две крупные “экзогональные” впадины — Тимано-Печорская и Прикаспийская. В более западных частях платформы приблизительно в это же время произошло заложение Днепровско-Донецкого и Припятского прогибов. К сказанному можно добавить, что в течение франско-фаменского времени такие же быстрые погружения отмечены во многих крупных осадочных бассейнах Северной Америки [33]. Все это заставляет предположить, что образование Зилаирского бассейна на Южном Урале не контролировалось региональной плитотектонической ситуацией, а было обусловлено более общими глубинными причинами.

После длительной квазиплатформенной паузы, продолжавшейся около 20 млн. лет и отмеченной накоплением мощного чехла мелководных карбонатов поздневизейско-серпуховского возраста, в раннебашкирское время произошло новое быстрое погружение. Также, как и все предыдущие, оно не было связано ни с растяжением, ни со сжатием. Образовались Западно-Уральский и Восточно-Уральский флишевые бассейны (рис.1, профили к и л). Западно-Уральский бассейн имел форму узкого трога шириной 30–50 км. К северу он распадался на ряд обособленных впадин и заливов, протягивавшихся вдоль восточного края Европейского шельфа. Восточно-Уральский бассейн шириной в несколько сотен километров охватывал большую часть Магнитогорской зоны и Восточно-Уральский микроконтинент. На Южном и Среднем Урале между этими двумя бассейнами располагалась обширная область, где поверхность коры находилась приблизительно на уровне моря, оставаясь относительно приподнятой. В палеогеографическом отношении эта территория представляла собой мелководную карбонатную платформу. В позднебашкирско-раннемосковское время вследствие дальнейшего продвижения Сакмарско-Магнитогорского покрова ее восточная часть была деформирована (фаза 8), после чего здесь образовалось Центрально-Уральское поднятие. За счет его интенсивного размыва формировались толщи турбидитов, которые к началу касимовского века заполнили Восточно-Уральский прогиб, а несколько позднее (к началу гжельского века) — Западно-Уральский. Таким образом в тектоническом развитии Южного Урала в течение среднего и позднего карбона была воспроизведена ситуация, имевшая здесь место за 50–55 млн. лет до этого (в позднем девоне – турне). Последовательность событий, которую в определенном смысле можно считать стандартной, выглядит следующим образом: 1) быстрое погружение коры в пределах обширной гетерогенной области в отсутствие растяжения и сжатия; 2) сжатие, выражающееся в надвигании и образовании поднятий с умеренно расчлененным невысоким рельефом; 3) заполнение некомпенсированного бассейна турбидитами за счет размыва этих поднятий.

В позднем карбоне произошло столкновение Восточно-Уральского микроконтинента с Восточно-Европейской платформой. В касимовском веке с этой коллизией было связано двукратное сжатие Магнитогорской дуги и ее надвигание на западный край микроконтинента (фаза 9). Амплитуда перекрытия составила до 50–100 км. В начале гжельского века сжатие распространилось на незатронутую деформациями часть карбонатной платформы, оказавшуюся перед фронтом Сакмаро-Магнитогорского и Бардымо-Нязепетровского покровов (см. рис. 2, фаза 10).

Раннепермские фазы складчатости на западном склоне Урала были связаны, вероятно, с образованием мощного внутрикорового клина, который вдвигался в фундамент Европейского континента. Этот клин уверенно выявляется на сейсмических профилях и по геологическим данным, опубликованным в последние годы [17, 18]. С сакмарской и артинской эпохами, отвечающими интервалу от 285 до 265 млн. лет, было связано, кроме того, формирование в пределах Восточно-Уральского зоны синколлизионных калиевых гранитоидов, несущих явные признаки надвиговых дислокаций [14, 22]. Не исключено, что с этими же эпохами сжатия связаны складчато-надвиговые структуры в каменноугольном чехле Восточно-Уральской и Денисовской зон.

В поздней перми, спустя приблизительно 5 млн. лет после предыдущей фазы складчатости началось последнее в истории Урала быстрое погружение, охватившее внешнюю часть передового прогиба. Особенностью этого погружения было то, что оно компенсировалось накоплением континентальной молассы общей мощностью до 4–6 км и наиболее активно развивалось на протяжении 10–15 млн. лет одновременно с ростом Уральского горного сооружения. На Южном и Среднем Урале погружение продолжалось до конца раннего триаса, а на Северном и Полярном — до конца позднего триаса.

Исследования поддержаны РФФИ (проект № 96–05–65490).

Литература

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

29. Beaumont, C., 1981. Foreland basins. Geophys. J. Roy. Astron. Soc., 65: 291–329.

Coward, M.P., Dietrich, D. and Park, R.G. (Editors), 1989. Alpine Tectonics. Geol. Soc. London Spec. Publ. 45, 405 pp.

30. Hamilton, W. The Uralides and the motion of the Russian and Siberian Platforms. // Bull. Geol. Soc. Amer., 1970, v. 81, No. 9, p. 2553–2576.

31. Kominz, M.A. and Bond, G.C., 1991. Unusually large subsidence and sea-level events during middle Paleozoic time: New evidence supporting mantle convection models for supercontinent assembly. Geology, 19: 56–60.

32. Malinverno, A., Ryan, W.B.F., 1986. Extension in the Tyrrhenian Sea and shortening of the Apennines as result of arc migration driven by sinking of the lithosphere. Tectonics, 5: 227-245.

33. Odin, G.S., 1994. Geological Time Scale. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 318, serie II: 59-71.

34. Royden, L.H., 1993. The tectonic expression of slab pull at continental convergent boundaries. Tectonics, 12: 303-325.