В оглавление сборника "Проблемы геологии Урало-Монгольского пояса"

Беэр М.А., Чехович П.А.

ПАЛЕОЗОЙСКАЯ ИСТОРИЯ УРАЛА: СООТНОШЕНИЕ ВЕРТИКАЛЬНЫХ ДВИЖЕНИЙ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОРЫ С ФАЗАМИ СКЛАДЧАТОСТИ

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].

В традиционных плитотектонических моделях вертикальные движения континентальной коры в процессе эволюции складчатых поясов неизменно рассматриваются как результат горизонтального перемещения плит. В частности, погружения на ранних стадиях их развития обычно связывают с растяжением литосферы в пределах пассивных континентальных окраин [31]. Более поздние глубокие флишевые и молассовые прогибы, формирующиеся в областях форландов в ходе последующего столкновения континентов, объясняются упругим изгибанием литосферы под действием нагрузки надвигающихся тектонических покровов и (или) тянущего усилия, приложенного к краям континентальных блоков со стороны погружающихся в мантию высокоплотных океанических плит [30, 34, 36; и др.]. Восходящие вертикальные движения, формирующие высокогорный рельеф, приписываются изостатическому поднятию коры, мощность которой сильно возрастает в эпохи сжатия.

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,].

Раннелландоверийское быстрое погружение произошло за 30–40 млн. лет до начала коллизии (профили г и д на рис. 1, рис. 2, колонки А и Б). В дальнейшем на протяжении позднего силура и девона в пределах Южного Урала фиксируется до семи фаз складчатости, приведших к столкновению Сакмарской, Денисовской и Магнитогорской островных дуг с окружавшими их континентальными блоками, последующему надвиганию островодужных комплексов на континентальные склоны, а также к столкновению Восточно-Уральского и Казахстанского континентальных массивов (профили г–и на рис. 1). Длительность этих фаз составляла от 3 до 10 млн. лет (рис. 2, фазы 1–7). Однако, несмотря на значительную мощность (до 10–15 км) и ширину (до 100–130 км) тектонических покровов, эти события не привели к образованию высокогорного рельефа. Поверхность Сакмарского, Денисовского, Западно- и Восточно-Магнитогорского покровов оставалась на небольшой высоте и представляла собой серию узких кордильер во фронтальных частях отдельных покровных элементов. На это указывает незначительный объем грубообломочных пород, слагающих основание неоавтохтонных единиц, а также некоторые другие данные, свидетельствующие о быстрой денудации тектонического рельефа, длительность которой не превышала 1–2 млн. лет.

Рис. 1. Схема развития Южного Урала в палеозое. Составлено с использованием данных, приведенных в работах [19, 24,15-17,28, 6, 29]. Датировка стандартных подразделений хроностратиграфической шкалы – по Ж. Одену [35].

 

Рис. 2. Фазы складчатости и эпизоды быстрых погружений на Южном и Среднем Урале.

Датировка подразделений хроностратиграфической шкалы – по Ж. Одену [35].

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.

Структурное продолжение Центрально-Уральского поднятия на Среднем Урале было представлено двумя тектоническими покровами: Бардымским и Нязепетровским, фрагменты которых сохранились в центральной части Уфимского амфитеатра [6]. В среднем карбоне они достигли восточного края карбонатной платформы, разделявшей западный и восточный флишевые бассейны, и наряду со слагающими ее известняками стали служить источником сноса для турбидитов Западно-Уральского бассейна. Судя по особенностям размещения фаций [27], его батиметрический профиль в общих чертах был идентичен профилю Зилаирского бассейна и, следовательно, нагрузка этого мощного покровного пакета не могла являться причиной образования флишевого прогиба

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).

В конце гжельского века (приблизительно через 3 млн. лет после фазы 10) на Южном и Среднем Урале в полосе шириной 70–100 км произошло новое быстрое погружение, сформировавшее цепочку разрозненных впадин Предуральского краевого прогиба. Поверхность коры в этих впадинах была погружена на глубину до 1 км ниже уровня моря [10, 23; и др.]. Внутренний борт прогиба оказался наложенным на Западно-Уральский флишевый прогиб (см. рис. 1, профиль и). В течение ранней перми здесь проявились три кратковременные фазы складчатости продолжительностью от 1 до 2 млн. лет (см. рис. 2, фазы 11–13). Суммарное сжатие в области, прилегавшей к прогибу с востока, составило от 10 до 30 км. Каждая из фаз запечатлена в разрезах восточного борта прогиба горизонтами олистостром и крупногалечных конгломератов мощностью несколько сотен метров. Источником сноса служили узкие невысокие гряды, представлявшие собой паравтохтонные пластины Башкирской карбонатной платформы, а также передовые звенья Сакмаро-Магнитогорского и Бардымо-Нязепетровского покровов [6, 11, 26]. Во внутренней части прогиба не отмечено признаков быстрых погружений, синхронных упомянутым фазам сжатия. Быстрое погружение небольшой амплитуды произошло лишь во второй половине артинского века (см. рис. 2, колонка В ). В пределах Среднего, Северного и Полярного Урала оно захватило западный борт краевого прогиба вместе с прилегающими частями Восточно-Европейской платформы [4].

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.

Наиболее важный вывод, который можно сделать на основании проведенного анализа, заключается в том, что эпизоды быстрых погружений континентальной коры на Урале в течение раннего и среднего палеозоя не синхронизируются ни с раскрытием океанических бассейнов, ни с последующими столкновениями островных дуг и континентальных блоков. В позднем палеозое в процессе надвигания мощных тектонических покровов на окраины континентальных плит поверхность коры приподнималась на небольшую высоту относительно уровня моря и подвергалась быстрой эрозии. Образование горного сооружения отстояло во времени от завершающей фазы складчатости на миллионы лет и охватывало как несравненно более длительный временной промежуток, так и значительно более обширную территорию. В геодинамическом плане все это определенно указывает на то, что в складчатых поясах, подобных Уралу, независимость вертикальных движений коры от горизонтальных перемещений плит проявляется столь же отчетливо, как и для внутриконтинентальных областей. Данные по некоторым другим складчатым поясам приводят к такому же выводу [3].

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

Литература

1. Артюшков Е.В. Физическая тектоника. М.: Наука, 1993. 456 с.

2. Артюшков Е.В., Беэр М.А. О механизме образования нефтегазоносных бассейнов Западно-Сибирской плиты и Русской платформы. // Геолог. и геофиз., 1987, № 11, с. 25–36.

3. Артюшков Е.В., Беэр М.А., Мернер Н.-А. Потеря прочности литосферного слоя как причина образования складчатого сооружения Карпат. // Докл. РАН, 1996, 346, № 2, .с 239–244

4. Беляков С.Л. Раннепермские структурные элементы Тимано-Печорского региона. // Геотектоника, 1994, № 1, с.38–48.

5. Богданов А.А. Тектоника Ишимбаевского Приуралья. М.: Изд. МОИП, 1947. 148 с.

6. Живкович А.Е., Чехович П.А. Палеозойские формации и тектоника Уфимского амфитеатра. М.: Наука, 1985. 183 с.

7. Зоненшайн Л.П., Кориневский В.Г., Казьмин В.Г. и др. Строение и развитие Южного Урала с точки зрения тектоники литосферных плит. // В кн.: История развития Уральского палеоокеана. М.: ИОАН СССР, 1984, с. 6–56.

8. Иванов С.Н., Перфильев А.С., Нечеухин В.М. и др. Палеозойская история Урала. // В кн. Магматизм, метаморфизм и рудообразование в геологической истории Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1974, с. 13–39.

9. Макаров В.И. Новейшие орогены, их структура и геодинамика. Автореф. ... докт. дисс. М.: ГИН АН СССР, 1990. 57 с.

10. Меламуд Е.Л. Тектоника и перспективы нефтегазоносности Оренбургско-Актюбинского Предуралья. М.: Наука, 1981. 91 с.

11. Мизенс Г.А. Значение карбонатных обломочных пород в палеогеографических и палеотектонических реконструкциях Приуралья в позднем палеозое. // Докл. РАН, 1995, т. 341, с. 234–235.

12. Николаев Н.И. Новейшая тектоника и геодинамика литосферы. М.: Недра, 1988. 491 с.

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

13. Попов В.С., Раппопорт М.С. Тектоно-магматическое развитие Урала: новые аспекты старой проблемы. // Изв. ВУЗов, Геология и разведка, 1996, № 4, с. 3–21.

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

15. Пучков В.Н. Палеоокеанические структуры Урала. // Геотектоника, 1993, № 3, с. 18–33.

16. Пучков В.Н. Геодинамический контроль регионального метаморфизма на Урале. // Геотектоника, 1996, № 2, с. 16–33.

17. Пучков В.Н., Светлакова А.Н. Строение Урала вдоль Троицкого профиля. // Докл. РАН, 1993, т. 333, с. 348–351.

18. Руженцев С.В. Краевые офиолитовые аллохтоны (тектоническая природа и структурное положение) М.: Наука, 1976. 172 с.

19. Савельев А.А., Самыгин С.Г. Офиолитовые аллохтоны Полярного и Приполярного урала. // В кн.: Тектоническое развитие земной коры и разломы. М.: Наука, 1979, с. 9–30.

20. Самыгин С.Г., Кузнецов Н.Б., Дегтярев К.Е. и др. Взаимоотношение комплексов Магнитогорского и Тагильского прогибов (Восточный Урал). // Тез. докл. VI Уральского петрографического совещания. Ч. 1, Екатеринбург: УрО РАН, 1997, с. 109–111.

21. Смирнов В.Н. Орогенный гранитоидный магматизм Восточного склона Среднего Урала. // Тез. докл. VI Уральского петрографического совещания. Ч. 2, Екатеринбург: УрО РАН, 1997, с. 201–204.

22. Хворова И.В. Флишевая и нижнемолассовая формации Южного Урала. М.: Изд-во АН СССР, 1961. 352 с. (Тр. ГИН АН СССР; Вып. 37).

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

24. Хворова И.В., Ильинская М.Н. Девонские олистостромы на Южном Урале. // Литология и полезные ископаемы, 1981, № 6, с.25–37.

25. Чувашов Б.И. Особенности тектонического развития территории западного склона Среднего Урала в позднем палеозое. // В кн.: Геология палеозоя и мезозоя Урала и Зауралья. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1975, с. 45–57.

26. Чувашов Б.И., Дюпина Г.В. Верхнепалеозойские терригенные отложения западного склона Среднего Урала. М.: Наука, 1973. 220 с.

27. Чувашов Б.И., Иванова Р.М., Колчина А.Н. Верхний палеозой восточного склона Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1984. 230 с.

28. Artyushkov E.V., Baer M.A., Chekhovich P.A., Mц rner N.-A. Southern Urals: I. The formation of continental slopes of the Uralian ocean without lithospheric stretching, plate collision without crustal subsidence in foreland regions and mountain building: evidence of phase transformations and weakening of the lithosphere (in press).

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.

В оглавление сборника "Проблемы геологии Урало-Монгольского пояса"