The environment of forming of Lower Carboniferous volcanogenic-terrigenous strata of the eastern slope of the Middle and Northern Urals

Full Text

Изучение состава и особенностей залегания каменноугольных образований на восточном склоне Урала имеет важное значение для реконструкции палеозойской геологической истории Уральского складчато-надвигового пояса. Практически все исследователи ([5, 10] и др.) единодушны в том, что в позднедевонское время островодужный магматизм в Магнитогорской, Тагильской и Восточно-Уральской структурно-формационных мегазонах (рис. 1 а) прекратился, и произошло “запечатывание” зоны субдукции вследствие аккреции восточно-уральских блоков к окраине Балтики (Лавруссии). Также нет существенных разногласий в определении времени старта “жесткой коллизии” (начало среднего карбона). Раннекаменноугольная же история Уральского складчато-надвигового пояса является предметом дискуссий. Так, Л.П. Зоненшайн с соавторами [5] предполагали перескок зоны субдукции на восток (в современных координатах) в конце девона – начале карбона, и погружение последней под Казахстанский микроконтинент. В.Н. Пучков ([10] и др.), напротив, считает, что Зауральская зона субдукции обладала западным падением, и в раннем карбоне аккретированные восточно-уральские блоки входили в состав активной континентальной окраины. Для получения определённости в данном вопросе, нами выполнено исследование состава и структурной позиции нижнекаменноугольных толщ восточного склона Северного и Среднего Урала, а также геохимических параметров вулканитов из этих толщ. Данная работа дополняет результаты ранее выполненных исследований [8, 9].

 

Рис. 1. Расположение главных структур Урала (а) и схематическая геологическая карта района распространения нижнекаменноугольных толщ на восточном склоне Среднего и Северного Урала (б). а: 1 – осадочный чехол платформ: Восточно-Европейской (I) и Западно-Сибирской (II); 2–4 – палеоконтинентальный сектор Урала: 2 – Предуральский краевой прогиб, 3 – Западно-Уральская мегазона (палеозойские комплексы пассивной континентальной окраины и континентального склона), 4 – Центрально-Уральская мегазона (докембрийские образования); 5–7 – палеоокеанический сектор Урала: 5 – Магнитогорская, Тагильская и Войкаро-Щучьинская мегазоны (палеозойские преимущественно островодужные образования), 6 – Восточно-Уральская мегазона, 7 – Зауральская мегазона (палеозойские и докембрийские комплексы); 8 – Главный Уральский разлом; 9 – исследуемый район; б: 1 – позднеордовикско-девонские островодужные комплексы Тагильской мегазоны; 2–3 – Восточно-Уральская структурно-формационная мегазона (районирование по [4]), 2 – Верхотурско-Новооренбургская структурно-формационная зона (СФЗ), 3 – Алапаевско-Адамовская СФЗ; 4 – мезозойско-кайнозойские толщи чехла Западно-Сибирской платформы; 5–7 – нижнекаменноугольные образования: 5 – косьинская и медногорская свиты, апсинская и песчано-известняковая толщи; 6 – арамильская, кореловская, терригенно-карбонатная и карбонатно-терригенная толщи; 7 – известняковая толща, бекленищевская, исетская и щербаковская свиты; 8 – интрузивные и стратиграфические границы (а), взбросы и надвиги (б), разрывные нарушения со сложной и неустановленной кинематикой (в).

 

Нижнекаменноугольные существенно терригенные толщи распространены на восточном склоне Среднего и Северного Урала в составе Тагильской и Восточно-Уральской структурно-формационных мегазон, где слагают узкие (до 10 км шириной), тектонические пластины протяжённостью до нескольких десятков километров. В некоторых из этих структур присутствуют вулканиты (базальты на Северном Урале, базальты и риолиты на Среднем Урале), прослои известняков и каменного угля; упомянутые структуры обнаруживают пространственную связь с крупными разрывными нарушениями.

Можно выделить три структурные позиции размещения терригенных последовательностей нижнего карбона: 1) в осевой части Сосьвинско-Лозьвинского грабена [9] в пределах Тагильской мегазоны (I на рис. 1); и в зонах региональных разломов Восточно-Уральской мегазоны: 2) Мурзинского (II на рис. 1) и 3) Алапаевско-Челябинского (III на рис. 1). Схема корреляции нижнекаменноугольных образований приведена на рис. 2.

 

Рис. 2. Литолого-стратиграфические колонки нижнекаменноугольных толщ из разных структур восточного склона Среднего и Северного Урала: (а) – Сосьвинско-Лозьвинского грабена в пределах Тагильской мегазоны (I на рис. 1); б и в – в зонах региональных разломов Восточно-Уральской мегазоны: (б) – Мурзинского (II на рис. 1), (в) – Алапаевско-Челябинского (III на рис. 1). Индексы стратонов расшифрованы в тексте. 1 – известняки; 2 – конгломераты и гравелиты; 3 – песчаники; 4 – алевролиты, аргиллиты и глинистые сланцы; 5 – каменные угли; 6 – глинистые известняки и мергели; 7 – базальты и андезибазальты; 8 – риолиты, дациты и их туфы; 9 – стратиграфические границы; 10 – несогласия; 11 – тектонические границы.

 

Каменноугольные образования Сосьвинско-Лозьвинского девонско-каменноугольного грабена [9] представлены турнейскими косьинской свитой (С₁ks), апсинской толщей (С₁ap) и медногорской свитой (С₁md), а также верхнетурнейско-нижневизейской песчано-известняковой толщей (С₁pi) (рис. 2). Восточная часть грабена перекрыта мезозойско-кайнозойскими толщами. В составе косьинской свиты известны песчаники граувакковые, туфопесчаники, туфоалевролиты, аргиллиты, кремнистые и кремнисто-глинистые сланцы, базальты, туфы, известняки, конгломераты, песчаники. Базальты обычно миндалекаменные с миндалинами, выполненными пумпеллеитом, халцедоном. Структуры афировая, порфировая, сериально порфировая, вкрапленники представлены оливином, плагиоклазом, реже пироксеном. Оливин обычно замещён боулингитом, иногда с хлоритом или пумпеллиитом. Структура основной массы интерсертальная, пилотакситовая, гиалопилитовая. Раннетурнейский возраст косьинской свиты обоснован находками брахиопод, фораминифер и конодонтов [1]; мощность свиты 100–230 м. Апсинская толща, согласно залегающая на породах косьинской свиты, включает пестроцветные конгломераты, полимиктовые песчаники, алевролиты, аргиллиты, прослои углей, туфы и туфоконгломераты базальтового состава, реже – базальты, глинисто-кремнистые сланцы, известняки. В прослоях известняков среди терригенных пород также установлены турнейские фораминиферы, толща имеет мощность до 150 м [1]. Вещественный состав медногорской свиты, с несогласием залегающей на породах косьинской свиты и апсинской толщи, отличается от залегающих ниже образований резким увеличением доли вулканогенных пород, среди которых значительную роль играют оливиновые базальты. В меньших объёмах распространены андезибазальты, андезиты, монтмориллонитизированные туфы, прослои пестроцветных алевролитов (в том числе кремнистых) и песчаников, известняков, глинистых сланцев; в нижней части свиты присутствуют полимиктовые конгломераты. Свита отличается заметной фациальной изменчивостью. В окремнённых известняках и мергелях медногорской свиты присутствуют турнейские брахиоподы, фораминиферы, кораллы [1]; мощность свиты – 270 м. В составе песчаниково-известняковой толщи известны полимиктовые песчаники, аргиллиты, мергели, известняки, сланцы известково-глинистые, в нижней части глинистые известняки, известковистые аргиллиты и песчаники, тонкие прослойки угля. Позднетурнейско-ранневизейский возраст толщи обоснован находками фораминифер, мощность её до 400 м [1].

В пределах Верхотурско-Новооренбургской СФЗ, в зоне Мурзинского разлома (II на рис. 1) расположены линзовидные и треугольные в плане тектонические блоки и пластины, сложенные визейской арамильской толщей (С₁ar) [15]. В её разрезах принимают участие песчаники, гравелиты, конгломераты, алевролиты, кремнистые, углисто-кремнистые и глинистые сланцы, яшмоиды и известняки (рис. 2). Перечисленные породы образуют ритмично-слоистую последовательность. Основную часть разреза толщи слагают породы алевритовой и псаммитовой, реже псефитовой размерности. Обломочный материал представлен кристаллокластами альбита, олигоклаза, андезина, кварца, иногда эпидота, в более грубых разностях – литокластами известняков, алевролитов, кварцитов, плагиогранитов, базальтов, кварц-карбонатных и кварц-хлоритовых пород; разности с хорошо отсортированным и окатанным материалом редки [15]. Возраст толщи определён на основании находок визейских фораминифер [15]; мощность её 1500 м. В некоторых пластинах образования арамильской толщи перекрыты туфами (игнимбритами) риолитов, трахириолитов и дацитов, объединяемыми в кореловскую толщу (С₁kr), мощностью порядка 400 м. Вулканогенные породы часто гематитизированы, имеют шлаковидную текстуру. По химическому составу они принадлежат известково-щелочной калиево-натриевой серии с нормальной или повышенной щёлочностью и высокой глинозёмистостью. При этом выделяются породы нормальной щёлочности (риолиты с содержанием Nа₂О 4.2–4.8 мас. %) и умеренно-щелочные (трахириолиты, трахидациты, трахиты с содержанием Nа₂О до 9.1 мас. % при Nа₂О/K₂О равном 0.3–1.6). Выше залегают верхневизейские известняки, песчаники и алевролиты, слагающие разрез терригенно-карбонатной толщи (С₁tc), имеющей мощность 700 м. В составе песчаников присутствуют слабо окатанные, реже угловатые обломки, размером от 0.1 до 1.5 мм, представленные алевролитами, фтанитами, туфами кислого состава, базальтами, плагиогранитами, осколками кристаллов кварца и плагиоклаза (альбит-олигоклаз, андезин). В строении карбонатно-терригенной толщи (С₂ct) участвуют пестроцветные и вишнёво-красные песчаники с прослоями известняков, алевролитов, гравелитов и конгломератов. Конгломераты и гравелиты характеризуются присутствием в базальном алевропелитовом цементе обломков пород, различных по размерам, степени окатанности и составу: кремнистых сланцев, туфопесчаников, долеритов, габбро, серпентинитов, кварц-эпидотовых пород и известняков. В прослоях известняков обнаружена фауна брахиопод среднего карбона; мощность толщи – до 700 м [15].

К наиболее древним каменноугольным образованиям в составе Алапаевско-Адамовской СФЗ принадлежит известняковая толща (С₁iz) мощностью до 200 м, имеющая весьма ограниченное распространение [6]. В состав толщи входят битуминозные глинистые известняки; её позднетурнейский возраст обоснован находками фораминифер. В зоне Алапаевско-Челябинского разлома и восточнее последнего (III на рис. 1) распространены тектонические пластины, сложенные туффитами, туфопесчаниками, туфоконгломератами и известняками визейской бекленищевской свиты (С₁bk) мошностью до 2000 м [6]. Свита представлена пёстрым фациальным комплексом осадочных и вулканогенно-осадочных пород морского генезиса, в состав которого входят глинистые, глинисто-известняковые и известковистые аргиллиты и алевропелитовые сланцы, часто углеродсодержащие, полимиктовые песчаники, туфы базальтового и дацитового составов, туффиты, известняки, туфопесчаники, туфоконгломераты, маломощные покровы базальтов, андезибазальтов, андезитов, дацитовые и риодацитовые кластолавы и лавы. По данным [6], соотношения с более древними и более поздними образованиями большей частью тектонические, но отмечено и несогласное налегание углеродистых терригенных пород бекленищевской свиты на фаменские известняки, а также несогласное с размывом перекрытие её известняками исетской свиты нижнего карбона.

Восточнее, вблизи западной границы поля распространения мезозойско-кайнозойского чехла Западно-Сибирской платформы и под ним, известны каменская, егоршинская и бурсунская свиты, слагающие сложно построенные пакеты пластин и частично фациально замещающие образования бекленищевской свиты [6]. Каменская свита, с размывом залегающая на девонских образованиях, представлена преимущественно тёмно-серыми и зеленовато-серыми аргиллитами и алевролитами с маломощными прослоями несортированных крупнозернистых песчаников. С перекрывающими отложениями егоршинской свиты она связана постепенным переходом. Мощность каменской свиты – 200 м. Егоршинская свита сложена тёмно-серыми до чёрных глинистыми, углисто-глинистыми и углистыми аргиллитами, алевролитами, серыми и тёмно-серыми песчаниками и конгломератами. Характерно обилие флористических остатков, наличие пластов угля мощностью до 12 м, быстрая смена фаций и исключительно сложное строение разрезов [6]. Мощность 350–500 м. Бурсунская свита залегает согласно на угленосных породах егоршинской свиты и представлена зеленовато-серыми грубообломочными песчаниками и конгломератами, иногда известковистыми. Мощность свиты 300–500 м. Выше залегает поздневизейская исетская свита (С₁is), сложенная банковыми известняками, часто доломитизированными, и известняковыми брекчиями [6]. Мощность свиты варьирует от 300 до 1100 м. Разрез завершается континентальными пестроцветными аргиллитами, алевролитами, полимиктовыми песчаниками, гравелитами, реже конгломератами щербаковской свиты (С₂šč) с прослоями мергелей и битуминозных известняков, содержащих фораминиферы и водоросли среднего карбона [6]; мощность щербаковской свиты 200–500 м.

Перечисленные выше существенно терригенные нижнекаменноугольные образования пространственно приурочены к зонам крупных разрывных нарушений. Так, Сосьвинско-Лозьвинский грабен (I на рис. 1) с востока ограничен Усть-Вижайским сдвиго-сбросом, имеющим, по данным геологосъемочных работ, крутое западное падение. Данное разрывное нарушение слабо изучено. Мурзинский разлом представляет сбросо-сдвиг с амплитудой горизонтальных перемещений не менее 6–10 км и вертикальной составляющей более 3.5 км [2, 6]. По сейсмическим данным ([17, 6] и др.), он имеет западное падение под углами 60–70^о. Сопровождающая разлом зона смятия вмещает тектонические линзы серпентинитов и гранитоидов, зоны бластомилонитов и сложной приразломной складчатости. Динамометаморфизм в зоне смятия выражается в развитии катаклаза, милонитизации, рассланцевания и повышенной трещиноватости. Здесь же распространены серицит-кварцевые и гематит-кварцевые метасоматиты, а также зоны полимиктового серпентинитового меланжа мощностью до 1.5 км. Алапаевско-Челябинский разлом имеет сбросо-сдвиговую природу и крутое западное падение [2, 6]. Он маркирован зоной смятия и рассланцевания. В пределах указанной зоны широко проявлены дислокационный метаморфизм и гидротермальные изменения пород, присутствуют тектонические линзы серпентинитов, будинаж-структуры, рассланцевание, катаклаз и милонитизация, а также зоны серпентинитового меланжа. Структурные наблюдения в зонах разломов фиксируют как правосдвиговые, так и левосдвиговые перемещения [6]. При анализе геологической карты масштаба 1:1 000 000, упрощённая схема которой приведена на рис. 1, создается впечатление, что нижнекаменноугольные вулканогенно-терригенные толщи были сформированы в обстановке правосдвиговой транстенсии. К таким признакам могут быть отнесены пространственная приуроченность к крупным сдвигам, характерная форма и ориентировка палеодепрессий по отношению к последним. Между тем, результаты палеомагнитных исследований [7, 11], показывают поворот Восточно-Европейского палеоконтинента (Лавруссии) против часовой стрелки в позднесилурийско-девонское время и по часовой стрелке – в среднем карбоне–перми. Можно предположить, что в раннем карбоне вращение Лавруссии против часовой стрелки ещё имело место, а это должно было привести к правосдвиговому проскальзыванию восточно-уральских блоков относительно континентальной окраины.

Геохимические характеристики нижнекаменноугольных вулканитов косьинской, медногорской и бекленищевской свит (табл. 1, рис. 3) позволяют сделать некоторые выводы об обстановке их формирования.

 

Таблица 1. Представительные составы базальтов косьинской, медногорской и бекленищевской свит

Компонент	5011-1	5009	5012	7032	5008-4	7026	352	352-1	352-2
	1	2	3	4	5	6	7	8	9
SiO2	48.90	47.50	48.40	49.30	48.40	54.20	46.67	52.60	51.48
TiO2	2.59	1.17	1.21	2.17	1.83	1.22	0.92	0.78	0.81
Al2O3	14.10	17.70	17.20	16.50	17.40	16.90	16.95	17.15	18.50
Fe2O3	7.06	6.72	5.62	7.77	6.42	4.16	5.83	5.31	6.06
FeO	4.95	2.24	3.69	2.89	3.36	3.57	3.63	2.47	2.16
MnO	0.22	0.13	0.18	0.25	0.37	0.19	0.07	0.08	0.22
MgO	5.16	5.13	7.19	5.43	6.55	5.46	7.97	7.01	7.34
CaO	9.75	6.50	10.50	8.19	9.05	6.93	9.07	6.03	8.52
Na2O	3.09	5.19	2.70	3.98	3.21	4.27	3.59	2.03	3.08
K2O	0.57	1.15	0.42	0.63	0.68	1.37	2.03	4.22	1.43
P2О5	0.31	0.26	0.36	0.73	0.31	0.19	0.30	0.20	0.31
п.п.п.	2.48	6.13	2.08	1.81	2.09	1.05	2.31	2.09	2.45
Сумма	100.00	100.00	99.90	100.00	100.00	99.90	100.00	100.01	100.20
Ni	25.70	116.00	183.00	67.40	123.00	82.90	41.54	24.50	24.38
Co	35.30	32.10	37.10	24.80	36.50	27.90	28.67	15.26	16.47
Cr	104.00	165.00	320.00	151.00	277.00	165.00	114.51	52.54	1373
V	290.00	166.00	215.00	213.00	248.00	166.00	141.62	87.24	34.81
Rb	6.41	24.50	2.76	4.99	7.58	24.50	14.59	10.86	15.00
Sr	303.00	383.00	776.00	498.00	461.00	383.00	467.34	328.90	402.87
Ba	119.00	293.00	234.00	458.00	173.00	293.00	217.95	213.34	219.48
Y	34.20	48.00	22.50	51.10	28.60	48.00	30.66	28.45	32.84
Zr	166.00	331.00	109.00	218.00	132.00	331.00	246.12	179.88	214.78
Nb	4.02	5.98	3.50	5.08	2.81	5.98	7.38	5.17	6.20
Ta	0.29	0.41	0.18	0.38	0.12	0.41	0.54	0.33	0.43
Hf	4.34	8.15	2.76	5.52	3.16	8.15	5.33	3.56	4.52
La	10.60	9.37	16.90	15.90	10.40	16.50	15.85	13.60	18.67
Ce	28.00	31.10	39.20	39.20	25.80	38.90	37.18	29.63	40.27
Pr	4.07	2.81	4.87	5.47	3.69	5.30	4.93	3.72	5.07
Nd	18.90	12.50	22.70	24.60	16.00	21.80	20.81	15.57	21.00
Sm	5.01	3.07	4.31	6.37	3.97	4.86	4.94	3.56	4.75
Eu	1.71	1.04	1.39	2.01	1.43	1.41	1.34	1.02	1.28
Gd	4.93	3.34	4.28	6.57	4.43	5.17	5.00	3.61	4.82
Tb	0.97	0.49	0.65	1.17	0.74	0.93	0.83	0.61	0.82
Dy	5.87	3.01	3.35	6.85	4.35	5.75	5.24	3.92	5.18
Ho	1.23	0.65	0.65	1.47	0.82	1.36	1.07	0.84	1.13
Er	3.58	1.81	1.71	4.14	2.41	3.87	3.25	2.40	3.18
Tm	0.56	0.29	0.28	0.60	0.43	0.72	0.47	0.36	0.48
Yb	3.43	1.52	1.62	3.59	2.19	4.07	3.06	2.32	3.17
Lu	0.48	0.30	0.28	0.52	0.36	0.68	0.48	0.36	0.49
Pb	4.19	4.35	3.29	5.95	2.65	6.03	6.85	7.00	10.65
Th	1.54	3.87	2.61	2.78	1.62	3.87	2.39	1.63	1.97
U	0.55	1.18	0.90	0.71	0.31	1.18	1.15	0.64	1.12
Примечание. Петрогенные оксиды определены классическим химическим методом (FeO, п.п.п) и методом рентгеноспектрального флуоресцентного анализа на установке ARL9800; микроэлементы — методом ICP-MS на спектрометре Agilent 7900 в ЦЛ ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург) по стандартной методике. Содержание петрогенных оксидов указано в мас. %, редких и рассеянных элементов – в мкг/г. 1–3 – базальты косьинской свиты; 4–6 – базальты и андезибазальты медногорской свиты; 7–9 — базальты бекленищевской свиты.

 

Рис. 3. Спайдер-диаграмма (а) и дискриминантные диаграммы (б‒г) для нижнекаменноугольных вулканитов восточного склона Урала. Точки и графики составов базальтов: 1 – косьинской свиты, 2 – медногорской свиты, 3 – бекленищевской свиты. Эталонные составы MORB (N-MORB) и E-MORB по [19]; б: диаграмма Ta/Yb–Th/Yb по [18]. Средние составы пород эталонных обстановок: N-MORB и E-MORB по [19], PM (примитивной мантии), по [20], WPB (базальтов внутриплитных обстановок) по [16]. Тренды составов магматических серий, обусловленные коровой контаминацией (С) и дифференциацией мантийных магм (W) по [14]; в, г: диаграммы Fe₂O_3общ–TiO₂×10–MgO и La–Nb–Yb для разделения магматических образований надсубдукционных конвергентных (I) и трансформных (II) обстановок по [3]. Серый фон – область неопределённости.

 

Базальты косьинской свиты [9] имеют нормальную щёлочность, для них характерны неравномерное содержание TiO₂ (1.17–2.59, в среднем 1.66 мас. %), а также Al₂O₃ (14.30–17.70, в среднем 16.40 мас. %), MgO (5.13–7.19, в среднем 5.83 мас. %) и К₂О (0.42–1.15, в среднем 0.71 мас. %). Содержание РЗЭ варьирует от 61.30 до 102.19 мкг/г, составляя в среднем 84.29 мкг/г, ЛРЗЭ/ТРЗЭ_{среднее} = 4.86 (3.24–6.97). Отношение Ni/Co_{среднее} = 3.11, среднее содержание Zr составляет 238.33 мкг/г (166.00–331.00 мкг/г), Nb_{среднее} – 5.03 мкг/г (4.02–5.98 мкг/г). На спайдер-диаграмме (рис. 3 а) графики вулканитов косьинской свиты демонстрируют обогащение элементами с большим ионным радиусом, отрицательные аномалии Ta и Nb и содержание высокозарядных элементов, близкое к E-MORB, или превышающее его. На диаграмме Th/Yb–Ta/Yb (рис. 3 б) точки составов пород ложатся в поля вулканитов островных дуг и активных континентальных окраин.

Вулканиты медногорской свиты представлены базальтами и андезибазальтами, относящимися к нормально- и умеренно-щелочным образованиям. Геохимические параметры их указывают на сходство с базальтами косьинской свиты [9]. Для медногорских вулканитов характерны неравномерное содержание TiO₂ (1.22–2.17, в среднем 1.69 мас. %), умеренная глинозёмистость (Al₂O₃ 16.50–17.40, в среднем 16.86 мас. %) и магнезиальность (MgO 3.65–6.55, в среднем 5.16 мас. %), довольно высокое содержание К₂О (0.62–2.12, в среднем 1.08 мас. %). Содержания РЗЭ в этих породах выше, чем в косьинских вулканитах (77.02–121.62, в среднем 103.06 мкг/г), ЛРЗЭ/ТРЗЭ_{среднее} = 4.17 (3.76–5.36). Отношение Ni/Co_{среднее} = 3.26, среднее содержание Zr составляет 212.60 мкг/г (132.00–331.00 мкг/г), Nb_{среднее} – 4.48 мкг/г (2.81–5.98 мкг/г). На спайдер-диаграмме (рис. 3 а) графики составов пород медногорской свиты близки к таковым для косьинской свиты, но отличаются более “глубоким” Ta–Nb-минимумом, а на диаграмме Th/Yb–Ta/Yb (рис. 3 б), точки составов вулканитов находятся в поле пород островных дуг.

Базальты бекленищевской свиты Среднего Урала имеют сходные составы, отличаясь несколько большим содержанием Ta и Nb и пониженным – Ti, Y и Yb. Диаграммы Fe₂O_3общ–TiO₂×10–MgO и La–Nb–Yb (рис. 3 в и г) для разделения магматических образований надсубдукционных конвергентных и трансформных обстановок показывают преимущественное расположение точек составов вулканитов в полях трансформных обстановок и в поле неопределённости. Следовательно, геохимические особенности вулканитов нижнего карбона могут отражать смешение в их составе вещества деплетированной верхней мантии, переработанной субдукционными флюидами, и вещества “обогащённого” глубинного мантийного источника.

Такая интерпретация не противоречит представлениям о формировании вулканогенных пород в структурах растяжения в тылу активной континентальной окраины. Особенности форм и ориентировки тектонических блоков и пластин вулканогенно-терригенных образований нижнего карбона восточного склона Среднего Урала, и приуроченность последних к региональным разломам, могут свидетельствовать об образовании их в обстановке транстенсии в сдвиговых системах. К подобным выводам пришли ранее А.В. Тевелев с соавторами ([12] и др.), изучавшие нижнекаменноугольные вулканиты на Южном Урале. Синсдвиговые структуры растяжения в тыловых частях активных континентальных окраин, подобные охарактеризованным нами, имеют довольно широкое распространение; в частности, они описаны на западной периферии Тихого океана ([3, 13] и др.)

Таким образом, можно предположить, что обстановка скольжения в тылу “уральской” активной континентальной окраины Лавруссии имела региональный характер, поскольку её проявления зафиксированы в структурах восточного склона Южного, Среднего и Северного Урала на протяжении не менее 1000 км.

ИСТОЧНИК ФИНАНСИРОВАНИЯ

Исследования проведены в соответствии с темой госзадания ИГГ УрО РАН (№ госрегистрации 123011800013-6).

About the authors

G. A. Petrov

Zavaritsky Institute of Geology and Geochemistry, Ural Branch of Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: Georg_Petrov@mail.ru
Russian Federation, Yekaterinburg

A. V. Maslov

Zavaritsky Institute of Geology and Geochemistry, Ural Branch of Russian Academy of Sciences

Email: Georg_Petrov@mail.ru

Corresponding Member of the RAS

Russian Federation, Yekaterinburg

References

Supplementary files