Геологический факультет МГУ в течение нескольких лет проводит региональные геологические работы в Чесменско-Варненском районе, который охватывает практически все тектонические зоны Восточного Урала на широте г. Магнитогорска. Эти исследования показывают, что традиционное деление во многом не соответствует действительности, а отражает лишь упрощенную логику выделения чередующихся структур, когда рядом с поднятием непременно предполагалось существование прогиба. По нашим представлениям Восточный Урал (по крайней мере, на рассматриваемом отрезке) в структурном отношении представляет собой квазисимметрично построенный мегаблок, в осевой части которого расположена антиформная Чесменская зона, а на флангах – синформные Степнинско-Березиновская (западная) и Чернореченско-Бородиновская (восточная) зоны (рис. 1). От соседних структур Восточно-Уральский мегаблок отделяют узкие шовные зоны: Шелудивогорская – от Магнитогорского прогиба, Редутовская – от Зауральского поднятия. Все эти зоны являются отрезками более крупных – региональных зон. Кроме того, выделяется крупный тектонический покров (Сухтелинско-Успеновский), перекрывающий собственно Восточно-Уральские структуры.

Симметрия и единство Восточно-Уральского мегаблока находит подтверждение и в характере регионального гравитационного поля, в котором Восточно-Уральским структурам соответствует обширный субмеридиональный минимум; осевая часть его совпадает с Чесменской антиформной зоной, а пояса интенсивных градиентов – с синформными зонами. Данные глубинного сейсмического зондирования по Троицкому профилю (Кашубин, Дружинин, 1986 г.) показывают, что непосредственно под Восточно-Уральскими структурами наблюдается сводовое поднятие границы Мохо с амплитудой порядка 20 км. Таким образом, мощность коры уменьшается в этом мегаблоке с 60 до 38-40 км. Основные сейсмические границы нижней части коры также приближены к поверхности. Четкие серии отражающих площадок на западной границе Восточного Урала погружаются на запад, под Магнитогорский прогиб, а на восточной – на восток, под Зауральское поднятие.

Для того чтобы смоделировать по гравиметрическим данным структуру верхней части коры, по Троицкому профилю ГСЗ была рассчитана остаточная составляющая гравитационного поля. Для этого из наблюденного поля был вычтен прямой гравитационный эффект от мантии и нижней части коры. Компьютерное моделирование, проведенное методом подбора, позволило построить плотностной разрез с максимальным приближением формы аппроксимирующих тел к форме реальных объектов. Отдельные конкретные результаты моделирования приводятся ниже по ходу изложения фактического материала.

Мы не располагаем собственными данными по стратиграфии и структуре Магнитогорского мегасинклинория, поэтому в настоящей статье они не рассматриваются, хотя и то, и другое сейчас достаточно хорошо изучено [5, 6, 7, 8, 11 и мн. др.]. Для понимания дальнейших выводов необходимо только отметить, что в примыкающих к Восточному Уралу зонах Магнитогорского мегасинклинория среди прочих формационных комплексов выделяются ордовикская кремнисто-базальтовая формация (поляковская свита) и целый ряд вулканогенно-кремнистых формаций с возрастом от эйфельского до франского века включительно.

Варненская зона Зауральского антиклинория, граничащая на западе с Восточно-Уральским мегаблоком (рис. 2), имеет двухъярусное строение, обусловленное хорошо проявленным тельбесским тектогенезом [9].

Нижний структурный этаж сложен нижним-средним палеозоем, в котором выделяются несколько формаций: ордовикская кремнисто-базальтовая, раннесилурийская кремнисто-черносланцевая, позднесилурийская карбонатная и ряд других формаций возрастом до раннего девона включительно. Породы интенсивно дислоцированы, а структура нижнего структурного этажа определяется крупными меридиональными острыми, линейными складками, в большинстве случаев – прямыми. Наиболее интенсивно смята тонкослоистая толща нижнего силура, для которой характерна мелкая дисгармоничная складчатость концентрического типа.

Верхний структурный этаж представлен формацией пелитоморфных, глинистых известняков фаменского яруса. Известняки слагают тонкий пакет полого залегающих тектонических пластин, смятый в корытообразную синформу меридионального простирания. В основании пакета наблюдается маломощная зона среднеобломочных тектонических брекчий.

Складчатая структура Варненской зоны осложнена многочисленными разрывными нарушениями разных возрастных генераций и кинематики. В пределах Варненской зоны локализованы интенсивно тектонизированные среднедевонские плутоны тоналитового ряда.

Несмотря на кажущуюся внешнюю простоту строения куполов, внутренняя структура слагающих их метаморфических комплексов очень сложна, в них часто наблюдаются лежачие изоклинальные складки. Куполовидная же структура, вероятно, является вторичной, сформировавшейся при активном внедрении гранитных массивов. Концентрическая метаморфическая зональность, описываемая некоторыми исследователями, нашими работами не подтверждается. Распределение пород разных степеней метаморфизма не коррелируется с их положением в структуре. В ядрах куполов часто располагаются слабо метаморфизованные кварциты и апотерригенные филлитовидные сланцы, а на крыльях – высокометаморфизованные кристаллические сланцы (жедритсодержащие биотит-ставролитовые, биотит-гранатовые, биотит-кианитовые и т.п.) и амфиболиты. Возраст метаморфических комплексов до сих пор остается неясным, т.к. прямых данных о нем нет. Наибольшие проблемы связаны с определением возраста филлитовидных апотерригенных сланцев. Апоконгломератовые сланцы содержат большое количество галек и валунов массивных мелко- и крупнозернистых лейкогранитов, не рассланцованных и не гнейсированных, которые скорее всего являются палеозойскими и даже позднепалеозойскими.

Расчет плотностной модели показывает, что метаморфические комплексы погружаются под соседние зоны на западе и на востоке. В ядрах купольных структур локализованы крупные плутоны пермских лейкогранитов и мелкие интрузивы молодых сиенитов (последние впервые выделенные В.С. Поповым и нами в пределах Черноборского массива). Как правило, они представляют собой слабо выпуклые линзообразные тела. К примеру, мощность Чесменского массива, имеющего размеры 25х15 км, составляет всего 2-3 км. Эндоконтактовые участки массивов интенсивно тектонизированы (рассланцевание, разгнейсование), причем плоско-параллельные ориентировки в гранитах конформны рассланцеванию во вмещающих породах.

В строении этих зон много общего, начиная с практически одинакового набора, возраста и состава стратифицированных формаций и кончая близким стилем дислокаций. Все стратифицированные формации (карбонатно-терригенная; карбонатная и дифференцированных вулканитов) имеют раннекаменноугольный возраст (возможно, включая самые верхи фамена). Составы вулканических пород раннекаменноугольной дифференцированной серии (в ней преобладают высокотитанистые, калинатровые, субщелочные базальты) в этих зонах практически идентичны (рис. 3).

Наиболее хорошо меланж обнажен в северной центриклинали Успеновского массива [3]. Здесь большое количество блоков, или глыб основных и ультраосновных пород погружены в интенсивно рассланцованные серпентиниты. Кроме того, наблюдаются "слепые" серпентинитовые просечки в отдельных блоках и маломощные зоны апогаббровых милонитов. Размер глыб колеблется от полуметра до первых десятков метров. Глыбы имеют неправильную, оглаженную, грушевидную форму, с характерными "хвостами". Они сложены уралитизированными габбро и габброноритами разнообразных текстур и структур: от равномернозернистых до такситовых, пегматоидных, а также серпентинитами, которые, напротив, весьма однородны по составу и представлены тонкозернистыми апоперидотитовыми, антигоритовыми разностями. В меланже наблюдаются две системы сланцеватости: (1) общая, круто падающая на восток-северо-восток, и (2) облекающая глыбы. Как габброиды, так и серпентиниты в глыбах тектонизированы слабо.

В каждом конкретном аллохтоне серпентинитами подстилается индивидуальный набор разновозрастных формаций. Наиболее хорошо изучен Сухтелинский аллохтон, видимо перемещенный на восток из краевых частей Магнитогорского мегаблака. Он представляет собой синформно изогнутый пакет тектонических пластин, часть из которых сложены ордовикскими базальтоидами, а другие – кремнисто-терригенными породами среднего-верхнего девона (рис. 4). Базальтоиды из различных пластин удивительно однообразны по составу (табл.) – это субщелочные натриевые базальты. Они являются петрохимическими аналогами поляковской свиты Магнитогорского мегасинклинория и тогузакской толщи Зауралья.

Как уже отмечалось выше, Восточно-Уральский мегаблок имеет естественные ограничения в виде сложно построенных, полихронных шовных зон сдвиговой природы: с запада – Шелудивогорской, а с востока – Редутовской. Шовные зоны имеют сходное строение и, вероятно, близкий возраст формирования.

Шелудивогорская шовная зона имеет ширину около 4 км при длине более 50 км. Она представляет собой пакет круто стоящих тектонических пластин, обычно линзовидной формы, горизонтальная мощность которых в большинстве случаев не превышает 2 км, а чаще всего составляет первые сотни метров. Между пластинами нередко наблюдаются маломощные линзовидные тела серпентинитов. В пластинах диагностируются: ордовикская кремнисто-базальтовая толща; позднефранская толща кремнистых алевролитов (аналог мукасовской свиты Магнитогорского прогиба); раннекаменноугольная (?) вулканогенная толща; раннекаменноугольная карбонатная толща; позднепалеозойские граниты; абсарокит-шонкинитовая ассоциация предположительно триасового возраста [4]. По всей длине зона насыщена кварцевыми жилами и линейными участками других гидротермалитов; в ее пределах фиксируются золоторудные проявления.

В Шелудивогорской шовной зоне породы тектонизированы неравномерно, хотя в них повсеместно развит кливаж, круто падающий на запад. Местами встречаются линейные участки тектонического дробления и интенсивного рассланцевания (чаще на флангах), а также мелкие осложняющие складки, по большей части – присдвиговые, с вертикальными шарнирами (хотя отмечены и лежачие). Судя по зеркалам скольжения на восточном фланге зоны, ее восточное ограничение представлено правым сдвигом, круто падающим на запад.

Редутовская шовная зона имеет ширину около 5 км при длине более 80 км. Она представляет собой пакет круто стоящих тектонических пластин, основной структурной единицей которого является Челябинский грабен. Горизонтальная мощность отдельных пластин в большинстве случаев не превышает 2 км, а чаще составляет первые сотни метров. В пластинах диагностируются: ордовикская кремнисто-базальтовая толща; раннекаменноугольная карбонатная толща; раннекаменноугольная (?) вулканогенная толща; гранитоиды пластовского комплекса; раннетриасовые базальты и челябинская угленосная серия среднего-позднего триаса. По всей длине эта структура насыщена кварцевыми жилами и зонами других гидротермалитов; в ее пределах расположены золоторудные объекты.Степень тектонизации пород в Редутовской шовной зоне гораздо выше, чем в Шелудивогорской. Здесь практически повсеместно развито интенсивное рассланцевание, а в тонкослоистой челябинской серии активно проявлен будинаж. Будинированными оказываются компетентные прослои мелко-среднезернистых песчаников и известняков, залегающие внутри некомпетентных пачек алевролитов и углистых алевролитов (рис. 5).

Литература