Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Обзор геологического строения допалеозойских комплексов центральной части уральского подвижного пояса 12
Глава 2. Кваркушско-каменногорская структура 33
Глава 3. Ишеримская структура 66
Глава 4. Вендские комплексы основания палеозойской островодужной системы .102
4.1. Допалеозойские метаморфические образования фундамента тагильской палеоостроводужной системы 102
4.1.1. Метаморфические комплексы обрамления кытлымского массива 102
4.1.2. Метаморфические комплексы обрамления ялпинг-ньерского массива .
4.2. Допалеозойские комплексы в массивах платиноносного пояса урала 140
4.3. Допалеозойские габбро и перидотиты офиолитового типа .144
Глава 5. Обстановки формирования позднепротерозойских комплексов среднего и северного Урала 157
Глава 6. Салдинский метаморфический комплекс 187
6.1. Геологическое строение салдинского комплекса .188
6.2. Метаморфизм горных пород салдинского комплекса 207
6.3. Изотопно-геохронологические исследования салдинского метаморфического комплекса .. 220
6.4. Геодинамическая обстановка гранулитового метаморфизма салдинского комплекса: начало формирования уральского аккреционно-коллизионного орогена .226
Глава 7. Реконструкция миграции допалеозойских блоков среднего и северного урала 232
Заключение.. 236
Литература
- Кваркушско-каменногорская структура
- Метаморфические комплексы обрамления кытлымского массива
- Допалеозойские комплексы в массивах платиноносного пояса урала
- Изотопно-геохронологические исследования салдинского метаморфического комплекса
Введение к работе
Актуальность проблемы. Общеизвестно,
что допалеозойские комплексы в пределах
средней части УПП входят в состав структур,
представляющих собой фрагменты окраины
Восточно-Европейского палеоконтинента и
блоки-микроконтиненты Восточно-Уральской
и Зауральской мегазон Урала [Кейльман, 1974;
Пыстин, 1994; Иванов, 1998; Пучков, 2010;
Нечеухин и др., 2012]. Образования
позднерифейско-вендской окраины Восточно
Европейского палеоконтинента (Центрально-
Уральская мегазона на Рисунке 1)
распространены на Среднем Урале в пределах
Кваркушско-Каменногорской структуры; среди
осадочных формаций присутствуют
разнообразные магматические комплексы,
Рис. 1. Схема структурно-формационного районирования Урала.
I – мезозойско-кайнозойские отложения; II – Предуральский прогиб; III–VIII – мегазоны (III – Западно-Уральская, IV – Центрально-Уральская, V – Тагильская, VI – Магнитогорская, VII – Восточно-Уральская, VIII – Зауральская). Контуром показан изученный район
условия формирования и возраст которых долгое время остаются предметом дискуссий [Румянцева, 1980; Зильберман и др., 1980; Карпухина и др., 2001; Петров и др., 2005]. С магматическими образованиями данной структуры связаны месторождения хромитов, скарново-магнетитовых руд, проявления золота и металлов платиновой группы (МПГ).
Ишеримский блок (расположенный севернее Кваркушско-
Каменногорского) слагается метаморфизованными осадочными,
вулканогенными и интрузивными комплексами, возраст и обстановки
формирования которых до последнего времени были слабо изученными.
Неясным оставался и вопрос о принадлежности Ишеримского блока к той
или иной крупной структуре в допалеозойское время.
Изучение геохимических и минералогических особенностей пород палеозойских вулкано-плутонических поясов восточного склона Урала, а также их глубинного строения, позволило ряду исследователей высказать предположение о присутствии в фундаменте палеозойских структур блоков более древних пород [Язева, Бочкарёв, 1995; Каретин, 2000; Петров и др., 2008]. Первые допалеозойские датировки пород Платиноносного пояса Урала (ППУ) были получены в 1960-х гг. Л.Н. Овчинниковым, но последующие исследователи, эти данные практически не использовали. Автором совместно с коллегами [Маегов и др., 2006; Петров и др., 2010; Петров и др., 2014] впервые надёжно обоснован допалеозойский возраст оливиновых габбро, входящих в состав полиформационных плутонов ППУ, метаморфизованных габбро офиолитового типа и среднетемпературных высокобарических метаморфических комплексов, слагающих тектонические блоки среди палеозойских островодужных образований.
Таким образом, актуальность исследованных проблем определяется их региональной, общеуральской значимостью, поскольку автором впервые изучены состав и возраст пород фундамента палеозойских островодужных систем, установлен тип «среднеуральской» окраины Восточно-Европейского палеоконтинента в позднем протерозое, восстановлена история формирования Ишеримского блока.
Цели и задачи исследования. Главной целью данной работы являлась реконструкция условий формирования позднепротерозойских комплексов Северного и Среднего Урала.
Для её достижения решались следующие главные задачи: 1) уточнение возраста и условий формирования докембрийских магматических комплексов Кваркушско-Каменногорской структуры (фрагмента окраины Восточно-Европейского палеоконтинента) и Ишеримского блока, аккретированного к континентальной окраине в позднем венде–раннем кембрии; 2) изучение вещественного состава, возраста и условий формирования магматических и метаморфических комплексов основания палеозойских островодужных систем средней части УПП.
Фактический материал и методы исследования. В основу работы положен фактический материал, полученный в 1984–2014 гг. в ходе проведения геологического картирования территории Среднего и Северного Урала. Автор принимал участие в проведении геологического доизучения и геологической съёмки м-ба 1:50 000 на Саумской площади (Северный Урал, бассейны р.р. Сев. Тошемка, Вижай), опережающих геолого-геохимических работах м-ба 1:50 000 на Тарньерской площади (бассейны р.р. Ивдель и Тальтия), геологическом доизучении и составлении комплектов Госгеолкарты-200/2 Салдинской площади (листы О-40-XVIII и O-41-XIII), Североуральской, Кытлымской и Лопсийской площадей (листы P-40-XXXVI, O-40-VI и P-40-XVIII), составления комплектов Госгеолкарты-1000/3 листов Р-40 (Североуральск), Р-41 (Ивдель), О-41 (Екатеринбург), О-40 (Пермь). Исследованные автором площади полностью покрывают территорию Среднего и Северного Урала. Большое количество фактического материала было получено также в ходе совместных экспедиций с коллегами из Университета г. Упсала (Швеция) – М. Фрибергом и д-ром М. Бекхолмен, проводившихся в рамках международной программы «Европроба» под руководством профессора Д. Джи в 1993–2001 гг. В 1997–1999 гг. под руководством и при участии автора выполнено составление геолого-геофизической модели района Уральской сверхглубокой скважины СГ-4 для геодинамических реконструкций и прогнозирования глубинного строения. Изучение глубинного строения Урала и решение вопросов стратиграфии, петрологии и минерагении (в том числе допалеозойских образований) проводилось диссертантом с 1998 по 2008 гг. совместно со специалистами Баженовской геофизической экспедиции (А.В. Рыбалка, С.Н. Кашубин, Т.В. Кашубина и др.) – автор принимал участие в геологической интерпретации геофизических материалов по профилям Пилот-проекта в районе Уральской сверхглубокой скважины СГ-4, профилю Серебрянка-Березовка, Средне-Уральскому и Полярно-Уральскому трансектам. Изучение допалеозойских комплексов Среднего Урала проводилось совместно с А.В. Масловым (ИГГ УрО РАН). Почти все изотопно-геохронологические и значительная часть геохимических данных, использованных в диссертации, получены благодаря тесному сотрудничеству с аналитической группой ИГГ УрО РАН под руководством Ю.Л. Ронкина.
В ходе полевых исследований изучено несколько тысяч шлифов, отобраны многие сотни проб на различные виды анализов. Определение химического состава горных пород производилось в ЦЛ ПГО «Уралгеология», а также лабораториях УГГУ и ИГГ УрО РАН, количественные спектральные анализы – в ЦЛ ПГО «Уралгеология», анализы методом ICP-MS и подавляющая часть изотопно-геохронологических исследований – в ИГГ УрО РАН; исследования изотопных отношений U, Th и Pb в цирконах – в ЦИИ ВСЕГЕИ на установке SHRIMP, Музее естественной истории г. Стокгольм методом
Кобера, Институте им. В. Гёте (Франкфурт-на-Майне, Германия) – методом LA-ICP-MS. Микрозондовые исследования выполнены в ИГГ УрО РАН на установках JXA-5 и SX-100 (аналитики Л.К. Воронина, Д.А. Замятин, В.В. Хиллер), а также в Университете г. Упсала на приборе SX-50 (аналитик Х. Хариссон).
Научная новизна заключается в следующем:
Позднерифейские и вендские магматические комплексы, присутствующие
в составе Кваркушско-Каменногорской структуры, формировались в
пределах коры континентального и переходного (?) типов различной
мощности. Предыдущие исследователи [Старков, 1969; Смирнов и др., 1973;
Иванов, Чурилин, 1975; Лукьянова и др., 1978; Зильберман и др, 1980;
Румянцева, 1980; Малахов, 1983; Бочкарёв, Язева, 2000; Карпухина и др.,
2001 и др.] внесли большой вклад в изучение петрологии, геохимии и
минералогии магматических образований отдельных массивов и комплеков.
Проведённое автором исследование, охватывающее всю указанную
структуру [Петров и др., 2005], позволило выявить геохимические различия
магматических образований (содержания K, Ti, Zr, Y, редких земель (РЗЭ) и
других элементов) свидетельствующие о разноглубинности магматических
очагов и различном составе магм в центральной и восточной частях
структуры, что, совместно с закономерным изменением состава и мощности
позднерифейско-ранневендских толщ, соответствует обстановке
рифтогенной пассивной континентальной окраины.
Автором существенно уточнены геологическое строение Ишеримского блока на Северном Урале, состав и возраст слагающих его геологических комплексов. В частности, выпервые выделен и охарактеризован позднерифейский Белокаменский метаморфический комплекс, показано его сходство с метаморфическими образованиями Свеконорвежского орогенического пояса [Петров и др., 2015]; впервые установлен среднерифейский возраст ишеримской свиты и одноименного габбродолеритового комплексов, ранее считавшихся позднерифейскими [Петров и др., 2015]. Спектр возрастов детритовых цирконов из ишеримских песчаников характеризуется наличием большого количества мезопротерозойских датировок, что не характерно для осадочных пород восточной («Уральской») окраины Восточно-Европейского палеоконтинента, но вполне типично для северо-западной («Скандинавской») окраины кратона; на основе указанных и ряда других данных сделан вывод о возможной миграции Ишеримского блока в позднем рифее–раннем венде вдоль «Тиманской» пассивной окраины [Петров и др., 2015]. Установлено, что в составе блока присутствуют вендские известково-щелочные граниты I-типа и раннекембрийские граниты А-типа, что отражает эволюцию формирования Тиманского орогена [Петров и др., 2014].
Ранее считалось [Кейльман, 1974; Тектоника Урала, 1977; Пучков, 2000],
что восточнее Главного Уральского разлома (ГУР), допалеозойский возраст
имеют только метаморфические образования Сысертско-Ильменогорского,
Верхотурско-Исетского, Мурзинско-Адуйского и других блоков и некоторые
ассоциирующие с метаморфитами интрузии. Автором показано, что в
средней части УПП, среди палеозойских островодужных толщ, расположены
тектонические пластины, сложенные вендскими образованиями:
габброидами офиолитового типа и высокобарическими
среднетемпературными метаморфическими комплексами [Петров и др., 2010, 2014]. Кроме этого, с участием автора установлен вендский возраст дунит-клинопироксенит-(тылаит)-габбровой формации, слагающей блоки и ксенолиты среди силурийских габброидов в составе полиформационных плутонов Платиноносного пояса на Северном Урале [Маегов, Петров и др., 2006; Петров и др., 2010, 2014]. Показано, что допалеозойские магматические и метаморфические комплексы входили в состав фундамента ордовикско-девонской островной дуги [Петров и др., 2008, 2010, 2014].
Установлено, что не все глубоко метаморфизованные комплексы Восточно-Уральской мегазоны были сформированы в докембрии [Петров и др., 1998, 2000; Friberg et al., 2000]. В частности, доказано, что последний гранулит-амфиболитовый этап метаморфизма Салдинского комплекса (в состав протолита которого входили и позднепротерозойские магматические образования) связан с высоким тепловым потоком в фундаменте девонской островной дуги и с аккрецией композитного Восточноуральского мегаблока к окраине палеоконтинета [Петров и др., 2008].
Практическая значимость. Полученные автором результаты по уточнению стратиграфии, возраста и геохимической специализации магматических комплексов, эволюции Р-Т параметров метаморфизма, тектоники и минерагении Среднего и Северного Урала (в том числе – допалеозойских комплексов) вошли в отчеты о результатах ГДП-200 и в комплекты Госгеолкарты м-ба 1:200 000 листов O-40-XVIII, O-41-XIII, O-40-VI, Р-40-XXXVI, P-40-XVIII, Р-40-ХХХ, м-ба 1:1 000 000 листов Р-40, Р-41 и О-41, отчеты о геолого-геофизических исследования по Средне-Уральскому и Полярно-Уральскому трансектам. Многие авторские данные по уточнению состава и возраста геологических комплексов отражены в Легендах Средне-Уральской и Северо-Уральской серий Госгеолкарты-200 и Уральской серии ГК-1000.
Основные защищаемые положения:
1. Распределение различных по составу позднепротерозойских магматических образований Кваркушско-Каменногорской структуры демонстрирует петрологическую и геохимическую зональность, характерную для рифтогенной пассивной континентальной окраины.
-
Ишеримский блок слагается рифейскими и вендскими комплексами, формировавшимися в условиях континентальных бассейнов, Свеконорвежского и Тиманского орогенов.
-
В краевых частях Тагильской и в пределах Восточно-Уральской структур, присутствуют тектонические пластины и блоки вендских дунит-клинопироксенит-габбровых комплексов Платиноносного пояса Урала, габбро и перидотитов офиолитовой ассоциации, а также высокобарических среднетемпературных метаморфических образований, входивших в состав фундамента палеозойских островных дуг.
-
Ряд метаморфических блоков восточного склона Урала (в частности, Салдинский) являются фрагментами гетерогенного фундамента позднеордовикско-девонской островной дуги, переработанного в условиях высокого теплового потока и аккреционных шовных зон в палеозойское время.
Публикации и апробация работы. Результаты выполненных по теме диссертации исследований опубликованы в 3-х монографиях и 34 статьях в отечественных и зарубежных изданиях (из них 26 – в рецензируемых журналах, входящих в список ВАК), а также в 38 материалах совещаний и тезисах докладов. Основные результаты работы были представлены на научно-практических конференциях «Палеогеография венда и раннего палеозоя» (г. Екатеринбург, 1996), Европейских геологических конгрессах (EUG-9 и EUG-10, г. Страсбург, Франция, 1997, 1999), региональной конференции «Магматизм, метаморфизм и глубинное строение Урала» (г. Екатеринбург, 1997), совещании «Коллизионная стадия подвижных поясов» (г. Екатеринбург, 2000), совещании рабочей группы «Уралиды» «Intas Europrobe Timpebar-Uralides workshop» (г. Санкт-Петербург, 2000), 31 Международном геологическом конгрессе (г. Рио-де-Жанейро, Бразилия, 2000), конференции «Постколлизионная эволюция подвижных поясов» (г. Екатеринбург, 2001), 7-й Международной конференции по тектонике плит им. Л.П. Зоненшайна (г. Москва, 2001), международной конференции программы Европроба «Joint meeting of URALIDES, GEORIFT, TESZ and SW-IBERIA Projects» (г. Москва, 2001), конференции «Рифты в литосфере: эволюция, тектоника, метаморфические и осадочные комплексы, полезные ископаемые» (г. Екатеринбург, 2002), IX-х чтениях памяти А.Н. Заварицкого «Эволюция внутриконтинентальных подвижных поясов: тектоника, магматизм, метаморфизм, седиментогенез, полезные ископаемые» (г. Екатеринбург, 2003), 32-м Международном геофизическом конгрессе (г. Флоренция, Италия, 2004), Научно-практической конференции «85 лет геологической службе Урала» (г. Екатеринбург, 2005), II-х чтениях памяти С.Н. Иванова «Метаморфизм и геодинамика» (г. Екатеринбург, 2006), XII-х чтениях памяти А.Н. Заварицкого «Офиолиты: геология, петрология, металлогения и геодинамика» (г. Екатеринбург, 2006), международной
научной конференции «Геодинамика формирования подвижных поясов Земли» (г. Екатеринбург, 2007), II Российской конференции по проблемам геологии и геодинамики докембрия (г. Санкт-Петербург, 2007), 5 Всероссийском литологическом совещании (г. Екатеринбург, 2008), IV Российской конференции по изотопной геохронологии «Изотопные системы и время геологических процессов» (г. Санкт-Петербург, 2009), 3 международной конференции «Ультрабазит-базитовые комплексы складчатых областей и связанные с ними месторождения» (г. Екатеринбург, 2009), XI Всероссийском петрографическом совещании «Магматизм и метаморфизм в истории Земли» (г. Екатеринбург, 2010), конференции «14th International Symposium on Deep Seismic Profiling of the Continents and their Margins» (г. Брисбен, Австралия, 2010), международной конференции памяти В.Е. Хаина «Современное состояние наук о Земле» (г. Москва, 2011), V Всероссийском симпозиуме по вулканологии и палеовулканологии (г. Екатеринбург, 2011), XLVI Тектоническом совещании «Тектоника складчатых поясов Евразии: сходство, различие, характерные черты новейшего горообразования, региональные обобщения» (г. Москва, 2014); XLVII Тектоническом совещании «Тектоника и геодинамика континентальной и океанической литосферы: общие и региональные аспекты» (г. Москва, 2015). Кроме того, под руководством и (или) при непосредственном участии автора выполнены геологические отчёты и комплекты Госгеолкарты-200/2 и 1000/3, утверждённые НРС Роснедра в 1999 г. (лист О-40-XVIII), в 2000 г. (О-41-XIII), в 2006 г. (P-40-XXXVI, Р-40, Р-41), в 2009 г. (О-40-VI, О-41), в 2012 и 2014 гг. (P-40-XVIII, P-40-XXX).
Структура и объём работы. Диссертация состоит из введения, 7 глав, заключения и текстовых приложений. Работа содержит 271 стр. текста, 55 стр. текстовых приложений, 133 рисунков, 28 таблиц и список литературы, включающий 358 наименований.
Благодарности. Диссертант выражает искреннюю благодарность сорудникам УГГУ проф. Е.С. Контарю, проф. Ю.А. Поленову, проф. В.Б. Болтырову, проф. В.Н. Душину, В.В. Бутину, сотрудникам ИГГ УрО РАН – академику С.Л. Вотякову, академику В.А. Коротееву, Е.В. Пушкарёву, В.Н. Смирнову, В.В. Холоднову, М.Т. Крупенину, Г.А. Мизенсу, О.Б. Азовсковой, В.Р. Шмелёву, сотрудникам ОАО УГСЭ члену-корр. РАН К.К. Золоеву, проф. М.С. Рапопорту, А.Г. Григорьеву, А.И. Зубкову, В.П. Олёрскому, Т.Н. Кривко, В.В. Маегову, В.В. Стефановскому, Ю.Н. Кошевому, В.В. Шалагинову, А.А. Машарову, Ю.Н. Горбачёву, Г.Н. Бороздиной, П.А. Матвейчуку и многим другим, за полезные советы и поддержку исследований. Исключительно важным для автора было сотрудничество со специалистами Баженовской геофизической экспедиции – А.В. Рыбалка, Т.В. Кашубиной, С.Н. Кашубиным, Л.Д. Нояксовой; Института геофизики УрО РАН И.А. Свяжиной, сотрудниками Университета г. Упсала (Швеция) –
проф. Д. Джи, М. Фрибергом и М. Бекхолмен, а также с Ю.Л. Ронкиным (ИГГ УрО РАН) – постоянным соавтором изотопно-геохронологических и геохимических публикаций. Данная работа была бы невозможна без многолетней помощи и поддержки члена-корр. РАН А.В. Маслова (ИГГ УрО РАН), которому автор выражает глубокую благодарность. Автор искренне признателен проф. В.Н. Огородникову (УГГУ), и моему учителю и научному консультанту члену-корр. РАН В.Н. Пучкову (ИГ УНЦ РАН). Автор благодарен коллективу Григорьевской партии ОАО УГСЭ – С.Ю. Останину, Г.А. Ильясовой, Н.И. Тристан, Р.Я. Терлецкой, А.А. Жиганову, Ю.Б. Пыжьянову, Л.Н. Михалёвой за помощь и понимание. Особую благодарность я выражаю коллеге, жене и другу Т.А. Петровой.
Кваркушско-каменногорская структура
В основу структурно-формационного районирования допалеозойских образований (Рисунок 1.1) положено представление о принадлежности доордовикских толщ западного склона и осевой части современного Уральского горного хребта к эпипротерозойской Восточно-Европейской платформе, а древних комплексов восточного склона Урала и Зауралья – к мегаблокам, аккретированным к континентальной окраине в палеозойское время [Иванов, 1998; Нечеухин и др., 2009; Петров, 2006; Пучков, 2000, 2005, 2010 и др.]. При этом, часть исследователей (например [Пучков, 2005]) полагают, что восточноуральские допалеозойские образования являются фрагментами некогда существовавшего позднепротерозойского Тиманского орогена, дезинтегированного в ходе раннепалеозойского рифтогенеза и океанического спрединга; впоследствии эпитиманские блоки были вновь аккретированы к окраине Восточно-Европейского палеоконтинента в палеозое. Другие авторы [Нечеухин и др., 2009] считают большую часть метаморфических блоков экзотическими террейнами, в разное время аккретированными к континентальной окраине; до-аккреционная история этих структур, по их мнению, далеко не всегда может быть восстановлена. По нашим данным, наиболее вероятна вторая точка зрения - скорее всего, часть допалеозойских образований, расположенных в настоящее время восточнее Главного Уральского разлома, не входила в состав вендско-раннекембрийского Тиманского орогена. Аргументы такой точки зрения приводятся ниже.
В составе допалеозойских образований выделяется ряд структурно-вещественных комплексов, объединяемых в составе структурно-формационных зон (Рисунок 1.1). Степень обоснованности возраста этих образований различна, и часто дискуссионна; некоторые из них возможно имеют палеозойский возраст. Западно-Тиманская СФЗ занимает крайнее западное положение и объединяет позднерифейские преимущественно карбонатные и терригенные толщи пассивной континентальной окраины (джежимскую, рассольнинскую, деминскую, ышкемесскую, низьвенскую и вапольскую свиты) и вендские терригенные толщи передового прогиба (устьчурочнинскую, чурочнинскую, ильявожскую, кочешорскую свиты) [Roberts, Olovyanushnikov, 2004; Maslov, 2004; Нечеухин и др., 2009; Жданов, 2009]. Рисунок 1.1 - Схема структурно-формационного районирования допалеозойских образований (по [Жданов, 2009] с изменениями и дополнениями).
Условные обозначения: 1 – преимущественно осадочные рифейско-вендские последовательности с рифтогенными интрузивными и вулканическими образованиями; 2 – позднерифейско-вендские (?) островодужные серии; 3 - позднерифейско-вендские (?) субокеанические серии; 4 – среднепалеозойские (девонско-раннекаменноугольные) метаморфические образования с позднерифейско-вендскими модельными возрастами; 5 -позднепалеозойские метаморфические комплексы с дорифейским возрастом протолита; 6 – области распространения поздневендско-кембрийских орогенных и анорогенных гранитов и риолитов; 7 – нижнекембрийские глаукофановые сланцы. рифейские и вендские осадочные и вулканогенные толщи, развивавшиеся на дорифейском субконтинентальном основании, вероятно в обстановке субконтинентальных бассейнов, пассивной и активной континентальных окраин, коллизионного орогена [Душин, 1997; Нечеухин и др., 2009; Пучков, 2010; Соболева, 2004; Кузнецов, 2009; Петров, 2007; Петров и др., 2013, 2014]. В геологическом строении и обосновании возраста комплексов перечисленных структурно-формационных зон есть ряд проблем, значительная часть которых связана с наложением структур раннепалеозойской континентальной окраины на позднепротерозойские также окраинно-континентальные образования. В условиях редкости и плохой сохранности фаунистических остатков, сильной дислоцированности толщ и повсеместно проявленного синскладчатого метаморфизма, разделение и картирование литологически сходных раннепалеозойских и позднепротерозойских образований представляет собой серьезную проблему. Рассмотрение геологического строения Ляпинской СФЗ (большая часть которой находится на территории Приполярного Урала) не входит в задачи данного исследования. Ишеримская СФЗ, соответствующая одноименной тектонической структуре, распространена в осевой части Северного Урала между р.р. Ниолс и Косьва. По данным [Жданов, 2009], в ее состав входят среднерифейские (расьинская, мойвинская и муравьинская свиты) и позднерифейские (ишеримская и влсовская свиты) стратоны, прорванные штоками и дайками гранитоидов, габброидов и пикритов. Характеристика метаморфизованных осадочных, вулканогенных и интрузивных образований Ишеримской СФЗ приведена ниже, в соответствующем разделе. Южнее Тиманской структуры, имеющей северо-западное простирание, располагаются Кваркушско-Каменногорская и Уфалейская структурно-формационные зоны. Первая из них объединяет позднерифейские и вендские карбонатно-терригенные, терригенные и вулканогенные последовательности, сформированные в окраинно-континентальных и рифтогенных обстановках [Аблизин и др., 1982; Курбацкая, 1986,1997]. Геологическое строение Кваркушско-Каменногорской структуры, в значительной степени сложенной стратифицируемыми и интрузивными образованиями одноименной СФЗ, рассмотрено ниже, в соответствующем разделе.
Уфалейская СФЗ представлена сильно мигматизированным метабазитовым уфалейским метаморфическим комплексом, тектонически перекрытым слюдисто-кварцевыми, графитистыми сланцами куртинской свиты среднего рифея (?) с линзами эклогитов и амфиболитов. Уфалейский комплекс выделен Г. А. Кейльманом в 1963 г. в Уфалейском блоке в верховьях рек Уфа и Теча [Кейльман, 1974]; в последние годы комплекс активно исследуется группой учных под руководством В.Н. Огородникова и В.А. Коротеева [Огородников и др., 2007; Коротеев и др., 2009]. По Г.А. Кейльману [1974] в составе нижней егустинской свиты амфиболитов с прослоями амфиболовых и биотитовых плагиогнейсов мощностью более 1800 м и верхней - слюдяногорской свиты амфиболитов, амфиболовых и биотитовых плагиогнейсов с прослоями слюдяно-кварцевых сланцев, кварцитов мощностью 1700 м. В обеих свитах, отнесенных Г.А. Кейльманом к нижнему протерозою, значительное развитие имеют гранито-гнейсы и мигматиты. Взаимоотношения между свитами согласные. Нижний контакт уфалейского комплекса не установлен, выше по разрезу он перекрывается с размывом отложениями таганайской свиты среднего рифея. Комплекс в целом характеризуется Р-Т условиями амфиболитовой фации регионального метаморфизма умеренных давлений (Р = 6-6.5 кбар и Т = 600-650о), но его восточная часть, примыкающая к зоне Главного Уральского разлома, испытала высокобарический метаморфизм при Т = 580-630о, Р = 10-11 кбар. [Echtler et al., 1997]. По старым данным А.А. Краснобаева [1986], породы содержат магматические цирконы с изотопным (U-Pb метод) возрастом 1100-2150 млн. лет и метаморфические цирконы с возрастом 1.18-0.99 млрд. лет; возраст метаморфических минералов (К-Аr метод) - 1400 млн. лет (правда, позднее этот исследователь сменил свою точку зрения). Аг-Аг датирование белых слюд из гнейсов восточной части Уфалейского комплекса, проведенное коллективом исследователей в рамках программы «Европроба», дало цифры 305±6 и 296±6 млн. лет [Echtler et al., 1997]. U-Pb датирование иттроэпидота из анортоклазовах пегматитов, слагающих жилы среди амфиболитов и кристаллических сланцев, показало возраст 1100-1200 млн. лет [Минеев, 1959]. Выполненные современными методами изотопно-геохронологические определения из гнейсов и амфиболитов центральной части блока демонстрируют цифры не древнее 511-472 млн. лет [Краснобаев и др., 2010; Echtler et al., 1997]. Как отмечают А.А. Краснобаев с соавторами [2010], полученная Д.А. Минеевым в 1959 г. U-Pb методом по иттроэпидоту из пегматита цифра 1100-1200 млн. лет, не может считаться достоверной, поскольку разброс значений возраста этой пробы по разным изотопным отношениям составляет более 1 млрд. лет.
Метаморфические комплексы обрамления кытлымского массива
Структуры: лепидогранобластовая, гранолепидобластовая. Кварцитопесчаники и кварциты сложены гранобластовым кварцем (до 95 %). В незначительном количестве, присутствуют мусковит и серицит (редко до 15%), иногда встречаются редкие зерна альбита. Образования мойвинской свиты изменены на уровне фации зелных сланцев. Локально проявлен метаморфизм эпидот-амфиболитовой ступени, в результате которого породы, имеющие в первичном составе глинистое вещество, были преобразованы в ставролит-, гранат-, биотит-, хлоритоидсодержащие кристаллические сланцы и мраморы. На более позднем этапе эти образования были подвергнуты диафторезу, в результате которого ставролит в большинстве случаев замещн тонким агрегатом серицита, гранат и биотит -хлоритом. Структуры пород - порфиробластовая, замещения, с элементами ситовидной. Эти образования включаются в состав белокаменского метаморфического комплекса и будут более подробно описаны ниже.
Широко проявлены метасоматические процессы: окварцевание, анкеритизация. Породы в значительной мере тектонизированы - смяты в складки, кливажированы, проявлена дизъюнктивная тектоника.
Ранее возраст мойвинской свиты ранее определялся как позднерифейский на основании обнаруженных в карбонатных породах строматолитов [Государственная…, 1989]. В разрезах по р.р. Большая Мойва и Влс в карбонатных породах известны Conophyton cylindricus Masl., Jacutorhyton sp., Baicalia sp., Tungussia Semikh (определения И.Н. Крылова), микрофитолиты Osagia columnata Reitl. и O. tenuilamellata Reitl. (определения З.А. Журавлвой), которые эти исследователи считали позднерифейскими, но позднее было выяснено, что перечисленные фаунистические остатки характерны и для среднего рифея [Государственная..., 2005]. Среднерифейский возраст мойвинской свиты принят на основании определения абсолютного возраста, выполненного по монофракции галенита, отобранного из доломитов на проявлении «Кожевно». Определение было проведено в лаборатории геохимии изотопов КазИМС (г. Алма-Ата) свинец-свинцовой модификацией уран-свинцового метода. Соотношения изотопов свинца свидетельствуют о возрасте – 1270-1260 млн. лет (данные Б.В. Клименко,1998 г.). Мощность мойвинской свиты - до 3000 м.
Среднерифейская муравьинская свита выделена В.Я Алексеевым в 1994 г. на хр. Муравьиный Камень при проведении ГДП-50 Тулымской площади. Во вновь образованное подразделение были объединены сланцевые толщи, вычлененные из состава мойвинской (е верхняя часть) и ишеримской (нижняя часть) свит. Сланцевый комплекс муравьинской свиты широко развит в пределах Ишеримской СФЗ, сменяя вверх по разрезу с постепенным переходом мойвинские сланцево-карбонатные образования. Непосредственный контакт между ними отсутствует; сближенный контакт наблюдается во фрагментах разрезов по левым притокам р. Шудья. Предполагается, что перекрывающие кварцитопесчаники ишеримской свиты залегают на сланцах муравьинской несогласно. Часто муравьинские образования отделяются от смежных комплексов пород разрывными нарушениями. Муравьинская свита представлена сланцами хлорит-серицит-кварцевого, серицит кварцевого, хлорит-кварцевого составов с прослоями углеродсодержащих разностей, филлитов, кварцитопесчаников, кварцитов, реже мраморизованных известняков или доломитов.
Для сланцев хлорит-серицит-кварцевых, серицит-кварцевых, хлорит-кварцевых характерны кварц 50-70%, серицит до 20-50%, хлорит до 15-25%, лимонит 1-5%, магнетит 1-5%, в углеродистых разностях - графит до 10-15, редко до 25%. Иногда присутствует хлоритоид (до 10%) в виде порфиробластов. Кварцитопесчаники состоят из кварца 75-90%, серицита 10-25%, иногда встречается вторичный альбит (до 1%) и карбонат - до 3%. Известняки и доломиты серого, тмно-серого, кремового и белого цвета, обычно мраморизованные, массивной, иногда брекчиевидной текстуры; состоят преимущественно из кальцита и доломита с примесью кварца (до 15%), альбита (до 5%), серицита, хлорита.
На большей части территории метаморфические преобразования отвечают фации зеленых сланцев. Участками породы метаморфизованы на уровне эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций, в результате чего образовались кристаллические сланцы, содержащие высокоглинозмистые минералы – гранат, ставролит, дистен, а также биотит, фенгит, парагонит и хлоритоид (см. подробнее в описании белокаменского комплекса).
Возраст образований муравьинской свиты принят среднерифейским согласно их положению в разрезе выше мойвинской и ниже ишеримской свит среднего рифея. Мощность свиты до 1100 м. Среднерифейский разрез завершает ишеримская свита, выделенная Б. Д. Аблизиным в 1967 г. на хребтах Ишерим, Ольховочный, Пут-Тумп. Е образования наращивают разрез среднерифейских вещественных комплексов, со стратиграфическим несогласием перекрывая метаморфизованные осадочные толщи муравьинской и мойвинской свит. До наших исследований возраст свиты считался позднерифейским [Государственная..., 2005].
Ишеримская свита представлена породами метаморфизованной терригенно-кварцевой и олигомиктовой формаций. В е составе присутствуют кварцитопесчаники, песчаники олигомиктовые и аркозовые, сланцы (углеродисто)-серицит-кварцевые, хлорит-серицит-кварцевые, прослои гравелитов, мелкогалечных конгломератов; среди песчаников известны горизонты полосчатых титан-циркониевых руд.
Нижняя часть ишеримской свиты представлена кварцитопесчаниками, участками с прослоями серицит-кварцевых сланцев, редко с примесью углеродистого материала. Средняя часть свиты сложена преимущественно полевошпат-кварцевыми и аркозовыми песчаниками, гравелитами, реже мелкогалечными конгломератами. Завершает разрез ишеримской свиты толща мономинеральных белых кварцитопесчаников.
Кварцитопесчаники ишеримской свиты - породы белого, серого, зеленовато-серого, иногда тмно-серого цвета, мелкозернистые до крупнозернистых и гравийных, часто разнозернистые. Текстуры массивная, сланцеватая; местами сохраняются реликты слойков с косой слоистостью. Породы часто перекристаллизованы. Структуры гранобластовая, лепидогранобластовая. Состав: кварц прозрачный бесцветный или голубого оттенка - до 90 %, серицит 0-15 %; плагиоклаз до 5 %, хлорит до 6 %, акцессорные - апатит, лейкоксен, циркон, гранат, рутил, гематит, магнетит, лимонит. Сланцы хлорит-серицит-кварцевые отличаются от кварцитопесчаников большим количеством серицита и хлорита (в сумме до 40%), кварц составляет 50-60%, иногда породы содержат примесь углеродистого материала. Обломочный материал аркозовых песчаников, гравелитов и мелкогалечных конгломератов представлен кварцем (30-70%), калиевым полевым шпатом (15-40%), альбитом (1-5%), встречаются обломки кварцитопесчаников, реже крупнозернистых гранитов; в цементе присутствуют эти же минералы, а также: серицит (до 25%), гематит (до 10%), небольшое количество лейкоксена, рутила, редкие зрна циркона, турмалина, монацита. Микроклин в породах пелитизирован, иногда замещн мусковитом, альбит серицитизирован. Размеры обломочного материала конгломератов обычно не превышают 1-2 см. Структура пород гранобластовая, бластопсаммитовая или бластопсефитовая у гравелитов и конгломератов, иногда сохраняются обломочные структуры с различной степенью окатанности зрен кварца и полевых шпатов, с цементом базальным и соприкосновения. Кварцитопесчаники, обогащнные титан-циркониевыми минералами образуют пачки ленточного переслаивания, в которых содержание рудных компонентов меняется от 1 до 40 %. Мощность пачек достигает первых десятков метров, мощность отдельных слойков от 1 мм до 3 см, редко до 10 см. На 1 м приходится от 1 до 20 слойков. В составе рудных прослоев: ильменит (до 15%), гематит (до 15%), рутил (до 8 %), циркон (до 4%), лейкоксен, кварц, иногда микроклин, акцессорные - апатит, турмалин, монацит.
Допалеозойские комплексы в массивах платиноносного пояса урала
Характерными минералами гнейсов и кристаллических сланцев Кытлымского блока являются кордиерит и ставролит (Таблица 4.6). Кордиериты имеют низкую железистость (f = 27–28%), и содержат много марганца (0.68-1.04%). Отличительной особенностью ставролитов является высокая железистость (f = 72–80%), высокое содержание марганца (до 1.19%) и цинка (до 1.7%).
Составы биотитов из гнейсов Кытлымского блока приведены в Таблице 4.7. Для биотитов характерны довольно высокая титанистость (содержание TiO2 - 1.75–2.11%) и умеренная железистость (f = 39–43%).
Составы изучавшихся клинопироксенов и эпидотов приведены в Таблице 4.8. Характерной особенностью клинопироксенов, входящих в состав роговиков контактово-термального ореола Кытлымского массива, является низкая железистость (f = 31–32%) и низкое содержание AlVI – 0.015–0.020 ф.е. Низкие содержания глинозема, и особенно – AlVI а также Na, указывают на относительно высокотемпературные и низкобарические условия метаморфизма [Aoki, Kushiro, 1968].
Оценка Р-Т параметров метаморфизма пород обрамления Кытлымского массива производилась по минеральным парагенезисам с использованием известных минеральных геотермометров и геобарометров, объединенных в программу TPF, разработанную в ИЭМ РАН [Султанов, Графчиков, 1997]. Результаты оценки Р-Т параметров приведены в Таблице 4.9. Учитывая значительный разброс значений, получаемых при помощи расчетов по составам различных минеральных пар и по методикам различных авторов, для обобщенной оценки использовались средние значения. Для оценки изменения Р-Т параметров использованы анализы из центральных и внешних частей кристаллов гранатов и других минералов, близко расположенных к данным кристаллам. Для контроля полученных значений давления использован плагиоклаз-амфиболовый геобарометр Г.Б. Ферштатера [1990] (Рисунок 4.12).
Рисунок 4.12 - Положение точек составов амфиболов и плагиоклазов из метаморфитов обрамления Кытлымского массива на диаграмме Al/SiHbl - Al/SiPl [Ферштатер, 1990]. Условные обозначения на Рисунке 4.8. Линии с цифрами в кружках – изобары в кбар.
На диаграмме Г.Б. Ферштатера можно видеть, что значения давлений при метаморфизме гнейсов и кристаллических сланцев Кытлымского блока колеблются от 0.5 до 5 кбар, а для пород Белогорского блока и мусковит-гранатовых амфиболитов Буртымского блока они составляют 7,5–11,5 кбар, в среднем приблизительно 10 кбар. Полученные по амфибол-плагиоклазовому геобарометру значения в целом несколько выше, чем по составам мусковитов (Рисунок 4.11), но в целом диапазон цифр сходен со средними параметрами по амфиболовым и гранат-мусковит-плагиоклаз-биотитовым геобарометрам (Таблица 4.9), интервал значений которых составляет 0.56–9.86 кбар.
Вынесение полученных усредненных значений температур и давлений для парагенезисов, включающих составы центральных и краевых частей кристаллов гранатов, на график Р-Т (Рисунок 4.13) позволяет проследить эволюцию параметров метаморфизма. - гнейсы и амфиболиты Белогорского блока; 3 – 5 – метаморфические образования южного блока: 3 – амфиболиты Буртымского блока, 4 – гнейсы и кристаллические сланцы Катышерского блока, 5 – роговики. Стрелками показано изменение Р-Т параметров, установленное с использованием зональности гранатов. Океаническая геотерма по [Высокоградиентные…, 1982]; другие геотермы по [Александров, 2005]: I – островных дуг и зон «горячего» рифтогенеза, II – стабильной континентальной коры, III – зоны субдукции горячей океанической коры.
К сожалению, в других породообразующих минералах зональность не зафиксирована или проявлена слабо (по-видимому их составы были гомогенизированы и соответствуют завершающим параметрам метаморфического процесса), что делает определенные с использованием геотермометров и геобарометров начальные параметры метаморфизма заведомо искаженными. В связи с этим, мы можем говорить скорее о тенденции изменения Р-Т параметров, чем о корректной количественной оценке. Тем не менее, эти тенденции достаточно отчетливо прослеживаются при анализе Таблицы 4.9 и отражены на Рисунке 4.13. На графике Р-Т параметров метаморфизма выделяются три тренда: высокобарические прогрессивный и регрессивный, а также низкобарический регрессивный. Высокобарические тренды характеризуют эволюцию параметров метаморфизма пород Белогорского блока и гранат-мусковитовых амфиболитов горы Ощий Камень (отнесенных нами к Буртымскому блоку), низкобарические – гнейсов и кристаллических сланцев Кытлымского блока. Гнейсы и амфиболиты Белогорского блока испытали разогрев от 350–450о до 500-550о и увеличение давления от 4-5 до 8-9 кбар. В парагенезисах амфиболитов горы Ощий Камень (Буртымский блок) фиксируется небольшое снижение температур от 670-700о до 630-650о, давления при этом остаются в пределах 9-10 кбар, испытывая тенденцию к снижению. Точки Р-Т параметров гнейсов и кристаллических сланцев Кытлымского блока примыкают к Р-Т полю роговиков экзоконтактового обрамления Кытлымского массива (давления от 2 до 5 кбар и температуры 650-720о), парагенезисы этих пород фиксируют резкое снижение давлений (в отдельных случаях до 0.5 кбар) и температур (ниже 650о).
Высокобарические тренды располагаются вдоль океанической геотермы по [Высокоградиентные…, 1982] или между геотермами стабильной континентальной коры и зон субдукции горячей океанической коры [Александров, 2005], низкобарический близок к геотерме островных дуг и зон «горячего» рифтогенеза. По-видимому, в парагенезисах метаморфических пород обрамления Кытлымского массива зафиксированы два тектоно-метаморфических события, которые условно можно назвать высокобарическим и низкобарическим. Высокобарическое событие вероятно имеет аккреционно-коллизионную природу; метавулканиты Белогорского блока были погружены на глубину 24-27 км, а амфиболиты Буртымского блока (гора Ощий Камень), наоборот, испытали некоторое поднятие на глубинах 28-30 км. Затем фрагмент глубинной шовной зоны был быстро эксгумирован, что обеспечило хорошую сохранность высокобарических парагенезисов.
Низкобарическое событие вероятно парагенетически связано со становлением интрузий Платиноносного пояса в обстановке высокого теплового потока в пределах островодужной системы.
Изотопно-геохронологические исследования салдинского метаморфического комплекса
На ряде реконструкций для позднего венда – кембрия [Meert, Lieberman, 2004; Пучков, 2010], уральская окраина Балтики контактирует с Авалонскими, Армориканскими террейнами и с Африканским палеоконтинентом (Меерт) или с Амазонией (Пучков). Для северной части палеоконтинентальной окраины предполагается ее коллизия с гипотетическим палеоконтинентом Арктида [Кузнецов и др., 2005, 2006, 2007] или плитой Свальбард [Metelkin et al., 2015]. Необходимо отметить, что на большинстве палеогеографических реконструкций, аккреционно-коллизионный Тиманский ороген охватывает только «тиманскую» окраину Балтики, «уральская» окраина при этом остатся обращенной в сторону океана.
В позднем кембрии – раннем ордовике проявился континентальный рифтогенез, который уже в среднем ордовике перерастает в океанический спрединг [Пучков, 2000, 2010]. Нами было показано [Петров и др., 2007г], что континенальный рифт начал свое раскрытие на севере и юге (в современных координатах) и закончил – в центральной части Уральской окраины палеоконтинента; скорость латерального раскрытия рифта составила приблизительно 10 см в год. Для интерпретации палеообстановок формирования комплексов континентальной окраины Балтики (к которым относятся и породы Кваркушско-Каменногорской структуры),
Ишеримской структуры и восточноуральских блоков, целесообразно выявление эпох резких поворотов палеоконтинента вокруг своей оси. В это время происходит проскальзывание блоков вдоль континентальной окраины и формирование мощных сдвиговых (трансформных) зон. Зоны скольжения сопровождаются деструкцией земной коры, образованием грабенообразных структур (бассейнов типа pull-apart в областях транстенсии), а в ряде случаев – поднятием мантийного диапира и мантийным магматизмом [Ханчук и др., 2011]. Согласно реконструкциям Торсвика и Кокса [Torsvik & Cocks, 2005], а также Н.В. Лубниной с соавторами [Lubnina et al., 2014], в интервале времени между 620 и 530 млн. лет (возможно, он начался несколько раньше), произошел поворот Балтики по часовой стрелке почти на 90о. В это время на континентальной окраине (в пределах Кваркушско Каменногорской структуры) формировались терригенные толщи верхов серебрянской серии, полимиктовые песчаники и алевролиты сылвицкой серии, умеренно-щелочные вулканиты и субвулканиты дворецкого и шпалорезовского комплексов, внедрялись дайки и штоки монцогаббро кусьинского комплекса. Традиционно, эти вулканиты и интрузивные образования считаются продуктами рифтогенеза [Ибламинов, Лебедев, 2001; Карпухина, 2002; Петров и др., 2005], что подтверждается линейной формой ареалов магматизма и особенностями состава интрузивных и вулканических образований. В свете данных о значительных горизонтальных смещениях, связанных с разворотом палеоконтинента вокруг оси, возможна интерпретация вендско-раннекембрийской палеоообстановки как трансформной, а учитывая данные о формировании в это время Тиманского орогена [Маслов и др., 2009; Пучков, 2010], вероятно можно говорить о косой коллизии. Резкий поворот палеоконтинента по часовой стрелке должен был вызвать образование систем левых сдвигов и сдвиго-взбросов, морфологически сходных с более поздними позднепалеозойскими разрывными нарушениями такой же кинематики. В обстановке преобладания косо ориентированных напряжений, происходит формирование глубинных расколов земной коры, дренирующих мантию, в пределах которых происходит внедрение разнообразных магматических комплексов и функционирование гидротермальных систем [Русинов, 2005]. В частности, с обстановкой косой коллизии связывается формирование поясов даек раннепалеозойских долеритов и габбродолеритов на южной окраине Сибирского кратона [Гладкочуб и др., 2011]. Интерпретация вендских магматических образований Кваркушско-Каменногорской структуры, как продуктов обстановки косой коллизии, снимает противоречия между геологическими данными о формировании в венде – раннем кембрии аккреционно-коллизионного орогена и внутриплитными геохимическими характеристиками магматических пород этого возраста.
Нами были обнаружены признаки неопротерозойских левосдвиговых систем в строении и морфологии Журавликского массива, расположенного на левобережье р. Серебряная, выше устья р. Клыктан [Петров, 2014б]. Это вертикально падающее тело северо восточного простирания размерами 1,8х1,2 км, прорывающее отложения клыктанской и кырминской свит позднерифейского возраста (Кваркушско-Каменногорская структура). Контакты с вмещающими породами интрузивные и тектонические. Первая фаза представлена габбро, верлитами, пироксенитами, вебстеритами, вторая – гранодиоритами, плагиогранит-порфирами и гранит-порфирами (Рисунок 5.10). Основную часть массива слагают габбро. Пироксениты, оливиновые вебстериты и верлиты слагают в центральной части массива расслоенные линзообразные тела, согласные его простиранию; мощность тел до 50 м, протяженность – до 500 м, контакты между ними резкие. Магматические образования второй фазы прорывают габбро и залегают в виде линейно вытянутых и линзообразных тел мощностью до 50 м. На контактах с вмещающими карбонатными породами клыктанской свиты присутствуют пироксен-гранатовые скарны. Возраст магматических образований журавликского комплекса (671±7.5 млн. лет) определен методом Кобера по цирконам из габбро Дублинского массива, расположенного в сходной 177 геологической ситуации в 50 км севернее (район пос. Теплая Гора) [Государственная..., Геологическая схема района Журавликского интрузивного массива (составлена с использованием материалов Елизаветинского ГСО) [Петров, 2014б]. 1 – клыктанская свита RF3 (известняки, алевросланцы); 2 – кырминская свита RF3 (углеродистые сланцы); 3–5 – интрузивные образования Журавликского массива: 3 – верлиты и пироксениты, 4 – габбро и габбродолериты, 5 – гранитоиды; 6 – геологические границы стратиграфические и интрузивные (а), тектонические нарушения (б); 7 – предполагаемые направления смещений блоков по разломам.
Журавликский массив, в отличие от большинства неопротерозойских интрузий Кваркушско-Каменногорской структуры (в том числе габбродолеритового Дублинского массива), обладает высокой контрастностью составов пород (от верлитов до гранодиоритов) и хорошо откартирован, что позволяет проследить особенности его внутреннего строения. Массив слагается серией пластообразных тел восток-северо-восточного простирания, с запада и востока ограничен разрывными нарушениями. В центральной его части располагается дайка габбродолеритов северо-восточного, почти меридионального простирания, параллельная разломам. Подобные дайки есть и в самих разломных зонах. Форма интрузивных тел в сочетании с ориентировкой разрывных нарушений, достаточно определенно свидетельствует о формировании Журавликского массива в обстановке левосдвиговой транстенсии. Таким образом, нами обнаружены признаки существования неопротерозойских левых сдвигов, сопряженных с проявлениями интрузивного магматизма. Сложнее выполнить интерпретацию первоначального географического положения и условий формирования допалеозойских восточно-уральских блоков. К сожалению, допалеозойские комплексы на восточном склоне Урала сильно изменены более поздними процессами и не изучены палеомагнитными методами. Для приближенной оценки относительного расположения восточноуральских блоков и окраины палеоконтинента можно вопользоваться реконструкциями И.А. Свяжиной [Свяжина и др., 2003], выполненными для ордовика (Рисунок 5.11). Как можно заметить на Рисунке 5.11, в ордовике восточно-уральские блоки, в составе которых присутствуют и допалеозойские комплексы, находились севернее широты современного Полярного Урала (в современных координатах). Об их удаленности от континентальной окраины в широтном направлении судить трудно, поскольку палеомагнитный метод позволяет определить только палеошироты, но не палеодолготы расположения объектов, но судя по широкому распространению и хорошей сохранности венд-раннекембрийских океанических и островодужных комплексов на восточном склоне Урала, вероятно они не входили в состав Тиманского (Кадомского) орогена (за исключением, возможно, Белогорского блока). Во время Тиманского орогенеза в окружающем континенты океаническом пространстве существовали спрединговые центры и островные дуги, где шло формирование комплексов офиолитовой ассоциации, базальт-риолитовых и дунит-клинопироксенит-тылаит-габбровых серий. Возможно, в качестве латеральных аналогов этих образований можно рассматривать венд-раннекембрийские офиолиты и колчеданоносные вулканиты южного и западного обрамления Сибирской платформы [Казанский, 2002; Зайков, 2006], раннекембрийские островодужные системы Казахстана [Дегтярев, Рязанцев, 2007]. В раннепалеозойское время на фрагментах вендской океанической и островодужной коры заложились новые палеозоны субдукции, возникли новые палеоостроводужные системы (например, Тагильская).