Реконструкция венд–кембрийской активной континентальной окраины на Южном Урале по результатам изучения детритовых цирконов из ордовикских терригенных пород
- Авторы: Рязанцев А.В.1, Кузнецов Н.Б.1,2, Дегтярев К.Е.1, Романюк Т.В.3,2, Толмачева Т.Ю.4, Белоусова Е.А.5
-
Учреждения:
- Геологический институт РАН
- Российский государственный университет нефти и газа им. М.И. Губкина
- Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН
- Всероссийский научно-исследовательский геологический институт им. А.П. Карпинского (ВСЕГЕИ)
- GEMOC – Macquarie University
- Выпуск: № 4 (2019)
- Страницы: 43-59
- Раздел: Статьи
- URL: https://journals.eco-vector.com/0016-853X/article/view/15647
- DOI: https://doi.org/10.31857/S0016-853X2019343-59
- ID: 15647
Цитировать
Полный текст
Аннотация
Проведено изучение детритовых цирконов в терригенных толщах ордовика различных зон Южного Урала. Возраст обломочных цирконов Западно-Уральской и Зауральской мегазонах, Таганайско-Белорецкой зоне, а также в Кракинских аллохтонах, охватывает интервал от позднего архея до конца венда-начала кембрия; наиболее широко распространены цирконы раннедокембрийского и ранне–среднерифейского возраста. В зоне Уралтау, Сакмарских аллохтонах и Восточно-Уральской мегазоне резко преобладают обломочные цирконы венд-кембрийского возраста, цирконы других возрастов отсутствуют или представлены единичными зернами. Предполагаемыми источниками детритовых цирконов вендского и кембрийского возраста, которые присутствуют во всех зонах Южного Урала, являются вулканиты и гранитоиды окраинно-континентального пояса, участвующие в строении зоны Уралтау, Сакмарских аллохтонов и Восточно-Уральской мегазоны. Изучение Lu–Hf изотопных характеристик венд-кембрийских детритовых цирконов позволяет предположить, что формирование их материнских пород происходило на гетерогенном основании, включавшем блоки ювенильной и древней континентальной коры. Предложена модель доордовикской тектонической эволюции Южного Урала, в соответствии с которой в конце позднего рифея произошла коллизия пассивной окраины Восточно-Европейской платформы и блока с гетерогенным фундаментом. Завершение формирования блока было связано с гренвильской эпохой тектогенеза. После коллизии в венде-кембрии на окраине Восточно-Европейской платформы возник вулкано-плутонический пояс и ее развитие происходило в активном режиме.
Полный текст
ВВЕДЕНИЕ
Новые изотопно-геохимические и геохронологические данные для различных магматических, осадочных и метаморфических комплексов Южного Урала существенно дополнили и развили представление об эволюции этого региона. В то же время многие вопросы геологического строения и геодинамики Южного Урала остаются дискуссионными, что в первую очередь относится к его доордовикской истории. Доордовикские комплексы наиболее широко распространены и детально изучены на западе Южного Урала (рис. 1), где они не испытали существенных преобразований в палеозое, здесь детально описаны опорные разрезы рифея и венда, обоснован их возраст, изучен состав осадочных и магматических комплексов, установлены обстановки их формирования [34]. Формирование рифейских и вендских комплексов западных зон Южного Урала происходило в краевой части Восточно-Европейской платформы на раннедокембрийском фундаменте [40]. В центральных и восточных зонах Урала доордовикские комплексы испытали интенсивные преобразования в среднем-позднем палеозое, связанные с шарьированием островодужных и офиолитовых комплексов, гранитоидным магматизмом и зональным метаморфизмом. Эти процессы значительно осложняют, а зачастую делают невозможным изучение строения, состава, установление возраста и обстановок формирования доордовикских комплексов в данных зонах Южного Урала. Различия в изученности комплексов в западных и восточных зонах Южного Урала приводит к появлению противоречивых моделей геодинамической эволюции региона. Часть исследователей, на основании данных о докембрийских возрастах цирконов в ряде метаморфических комплексов восточных зон Южного Урала, считает их фрагментами кристаллического фундамента восточной окраины Восточно-Европейской платформы [22, 25, 26]. Другие исследователи предполагают, что считающиеся докембрийскими гнейсовые комплексы в восточных зонах Южного Урала являются фундаментом микроконтинента, который был аккретирован к Восточно-Европейской платформе в палеозое [39].
Рис. 1. Схема структурной зональности и распространения палеозойских и допалеозойских комплексов на Южном Урале (мезозойско-кайнозойский чехол снят).
Структурно-формационные зоны: I – Предуральский краевой прогиб, II – Западно-Уральская мегазона, III – Центрально-Уральская мегазона (IIIа – Таганайско-Белорецкая зона, IIIб – зона Уралтау), IV – Магнитогорская мегазона, V – Восточно-Уральская мегазона, VI – Зауральская мегазона, VII – Денисовская зона, VIII – Валерьяновская зона, IX – Боровская зона.
Частные структуры и участки исследования: 1 – Тараташский антиклинорий, 2 – Зюраткульский разлом, 3 – Главный Уральский разлом, 4 – Кракинские аллохтоны, 5 – Блявинская синформа, 6 – Сакмарский аллохтон, 7 – Эбетинская антиформа, 8 – р. Санарка, 9 – Суундукский массив, 10 – район пос. Кваркено, 11 – Талдыкский антиклинорий Мугоджар.
1 – разнофациальные отложения девона-верхней перми; 2 – осадочные и вулканогенные комплексы нижнего-среднего палеозоя (на востоке в ареалах амфиболитового и зеленосланцевого метаморфизма); 3 – ассоциирующий с офиолитами базальт-риолитовый комплекс позднего ордовика на западе, раннего ордовика на востоке; 4 – докембрийские и палеозойские образования, нерасчлененные в составе гнейсово-мигматитовых комплексов и ареалов амфиболитового и зеленосланцевого метаморфизма; 5 – докембрийские слабо метаморфизованные комплексы и конформно перекрывающие терригенно-карбонатные толщи палеозоя нерасчлененные; 6 – докембрийские метаморфические комплексы и несогласно перекрывающие терригенно-карбонатные толщи ордовика-девона нерасчлененные; 7 – докембрийские (?) и палеозойские терригенные метаморфизованные в фации зеленых сланцев толщи нерасчлененные; 8 – вулканогенные базальт-андезит-дацит-риолитовые толщи венда; 9 – терригенные толщи среднего ордовика-среднего девона; 10 – офиолиты и серпентинитовые меланжи; 11 – средне-позднепалеозойские гранитоиды; 12 – максютовский эклогит-глаукофан-сланцевый комплекс; 13 – тектонические контакты; 14 – границы структурно-формационных зон; 15 – структурно-формационные зоны; 16 – частные структуры; 17 – точки опробования ордовикских песчаников: 1 – К12-025, 2 – К12-006, 3 – R14-336, 4 – R09-085 и K07-007, 5 – R14-396; 6 – R14-228; 7 – R14-310; 8 – R14-355-1; 9 – R14-360
Наряду с доордовикскими толщами, в строении почти всех зон Южного Урала принимают участие терригенные или терригенно-вулканогенные толщи, возраст которых охватывает интервал от раннего до среднего-позднего ордовика (рис. 2). В западных зонах Южного Урала эти толщи с несогласием перекрывают рифейские и вендские комплексы. В центральных и восточных зонах терригенные толщи ордовика залегают структурно выше образований, считающихся докембрийскими и кембрийскими, с которыми иногда устанавливаются стратиграфические соотношения. Ордовикские толщи значительно меньше подвержены средне-позднепалеозойским преобразованиям, чем подстилающие их комплексы, что позволяет с большей уверенностью устанавливать их возраст, состав и обстановки формирования, которые, в основном, связываются с процессами рифтогенеза в краевой части континента [39].
Рис. 2. Схема корреляции ордовикских толщ на Южном Урале и положение точек опробования на цирконы.
Обозначены районы стратиграфических разрезов. I – Западно-Уральская мегазона, II–VI – Центрально-Уральская мегазона и краевые аллохтоны: II – Таганайско-Белорецкая зона, III – Кракинские аллохтоны, IV–VI – Сакмарский аллохтон и смежная зона Уралтау: IV – хребет Тырмынтау, дер. Кидрясово, V – руч. Башкалган, VI – р. Куагач, ручей Торангул; VII–IX – Восточно-Уральскоая мегазона: VII – пос. Рымникский, VIII – пос. Кваркено, Новооренбургский карьер, IX – гора Маячная; X–XI – Зауральская мегазона: X – р. Карталы-Аят, XI – р. Средний Тогузак.
1 – песчаники; 2 – алевропечаники, алевролиты; 3 – известняки; 4 – туфогенные песчаники и алевролиты; 5 – кремнистые туффиты; 6 – углеродистые сланцы, кремни; 7 – риолиты, дациты и их туфы; 8 – андезиты, трахиандезиты и их туфы; 9 – базальты, трахибазальты, трахиандезиты и их туфы; 10 – пикриты; 11 – конгломераты, туфогенные когнломераты; 12 – точки отбора проб из ордовикских песчаников (номера соответствуют рис. 1)
Целью статьи является реконструкция доордовикской эволюции Южного Урала с применением метода изучения возрастного диапазона и Lu–Hf изотопного состава детритовых цирконов из проб ордовикских песчаников, отобранных во всех зонах Южного Урала. Для анализа полученных результатов были использованы все известные данные по строению, составу и возрастам доордовикских комплексов различных структурных зон Южного Урала. Комплексный подход позволил нам реконструировать ряд доордовикских структур, комплексы которых сохранились лишь фрагментарно или пока не установлены, и предложить модель геодинамической эволюции Южного Урала в позднем рифее-кембрии.
СТРУКТУРНАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ ЮЖНОГО УРАЛА И ОПРОБОВАНИЕ ОРДОВИКСКИХ КОМПЛЕКСОВ
В палеозойской структуре Южном Урале с запада выделяется несколько субмеридиональных мегазон: Западно-Уральская, Центрально-Уральская, Тагило-Магнитогорская, Восточно-Уральская, Зауральская (см. рис. 1). Во всех мегазонах, кроме Тагило-Магнитогорской, выявлены признаки существования докембрийской континентальной коры, на которой происходило формирование нижнепалеозойских терригенных и вулканогенно-осадочных толщ. В структуре этих зон докембрийские и перекрывающие их нижнепалеозойские комплексы, как правило, слагают ядра антиформ, в то время как синформные структуры образованы аллохтонами, в строении которых участвуют комплексы зоны перехода от континента к океану, в том числе офиолиты.
Западно-Уральская мегазона
Западно-Уральская мегазона включает часть Башкирского мегантиклинория, расположенную к западу от Зюраткульского разлома. В строении Западно-Уральской мегазоны участвуют раннедокембрийские и позднедокембрийско-палеозойские комплексы, разделенные структурным несогласием.
Раннедокембрийские образования представлены тараташским метаморфическим комплексом, который является выступом фундамента Волго-Уральской части Восточно-Европейской платформы. В его строении участвуют кристаллические сланцы и плутонические породы, испытавшие гранулитовый метаморфизм и последующий диафторез. Возраст протолитов пород и их метаморфических преобразований варьирует в интервале 3.5–1.8 млрд лет [40, 52, 73].
Позднедокембрийско-палеозойские образования представляют собой деформированный чехол Восточно-Европейской платформы и сложены в основном осадочными породами.
Нижняя часть разреза чехла представлена стратотипическим разрезом рифея мощностью до 10 км, в котором преобладают терригенные и карбонатные породы, на уровнях нижнего и среднего рифея присутствуют вулканиты основного и кислого состава [21, 34, 36, 40, 44, 54]. Рифейские породы прорваны гранитами рапакиви с возрастом ~1370 млн лет [40, 45], а тараташский комплекс – мафит-ультрамафитовыми интрузиями с возрастом 726±13 млн лет [17]. В породах рифея проявлен метагенез и зеленосланцевый метаморфизм с K–Ar возрастом 649–513 млн лет [2, 34].
Выше, с несогласием и глубоким размывом [33, 40], залегает ашинская серия обломочных и глинистых пород мощностью до 1.5 км, возраст которой традиционно принимается вендским [40]. В тоже время, известны Rb–Sr оценки возраста глауконитов 638±10 млн лет из нижней части разреза серии [11] и U–Pb оценки возраста цирконов 548±3 млн лет из туфов в ее верхней части [71]. Таким образом, возраст ашинской серии охватывает интервал верхов позднего рифея–венда. Кроме того, существуют данные о возможном перемещении ее верхней границы в низы кембрия [29, 69].
На юге Западно-Уральской мегазоны на породах ашинской серии с параллельным несогласием и конгломератами в основании залегают кварцевые песчаники и доломиты набиуллинской свиты верхнего ордовика мощностью 20–30м, которые перекрыты карбонатами силура–нижнего девона (см. рис. 2) [8]. Для U–Pb геохронологических исследований обломочных цирконов была использована проба К12-025, отобранная из песчаников нижней части разреза набиуллинской свиты на правобережье широтного участка р. Белой к западу от с. Максютово (53°00' 29.3" с.ш., 56°56' 36.4" в.д.).
Центрально-Уральская магазона и система аллохтонов
К Центрально-Уральской мегазоне относятся часть Башкирского мегантиклинория, расположенная к востоку от Зюраткульского разлома, выделяемая как Таганайско-Белорецкая зона, и зона Уралтау. С этой мегазоной также связаны перемещенные с востока (в современных координатах) Сакмарский и Кракинский аллохтоны, которые сложены разнофациальными вендскими и палеозойскими комплексами зоны перехода от континента к океану.
Таганайско-Белорецкая зона. В этой зоне наиболее древними являются раннедокембрийские породы александровского комплекса [46]. Более высокое структурное положение занимают дислоцированные углеродисто-кварцевые, графитсодержащие, мусковит-хлорит-кварцевые сланцы и мраморы, которые сопоставляются с рифейскими комплексами Западно-Уральской мегазоны. На верхнерифейских образованиях с эрозионным несогласием залегают терригенные породы, которые сопоставляются с нижними свитами ашинской серии венда [33]. Докембрийские образования прорваны интрузиями различного состава, возраст которых охватывает интервал 1350–510 млн лет [40, 58, 60, 64]. В восточной части зоны докембрийские комплексы испытали высокобарический, с образованием эклогитов, метаморфизм (белорецкий комплекс), возраст которого варьирует в интервале 515–615 млн лет [2, 40, 58, 64].
На докембрийских комплексах с размывом и угловым несогласием залегают средне-верхнеордовикские терригенно-карбонатные толщи изменчивой (от 20–30 м до 700 м) мощности. Наиболее мощный разрез описан в Юрюзанской синклинали, где выделена бактинская свита, сложенная кварцевыми песчаниками, конгломератами, гравелитами и известковистыми печаниками [8, 62]. Для геохорологических исследований обломочных цирконов из кварцевых песчаников нижней части разреза бактинской свиты на юго-восточном крыле Юрюзанской синклинали на левом берегу р. Тюлюк (53°36' 21.2" с.ш., 58°46' 57.3" в.д.) была отобрана проба К12-006.
Зона Уралтау, Сакмарский и Кракинский аллохтоны. На севере зоны Уралтау распространены слюдяно-хлорит-плагиоклаз-кварцевые сланцы, кварциты, кварцитопесчаники, известняки, доломиты, которые считаются стратиграфическими аналогами разрезов рифейских комплексов Башкирского мегантиклинория [4]. Магматические образования здесь представлены метавулканитами основного и кислого состава (аршинская серия конца верхнего рифея – 730-705 млн лет), позднерифейскими габбро-гранитным (730-705 млн лет) и пироксенит-габбровым (680±3 млн лет) комплексами [20, 23, 24, 40].
В строении южной части зоны Уралтау принимают участие преимущественно сланцевые и кварцито-сланцевые суванякский и максютовский комплексы. В их состав входят в основном палеозойские образования, но, вероятно, протолиты некоторых пород имеют докембрийский возраст. Максютовский комплекс испытал многоэтапную тектоно-метаморфическую эволюцию, в том числе девонский высокобарический метаморфизм [5, 6, 12, 31, 40].
На крайнем юге зоны Уралтау и в ядре Эбетинской антиформы широко распространены вендские комплексы (см. рис. 1). Они представлены вулканогенными и вулканогенно-осадочными породами основного и средне-кислого состава лушниковской (каялинской) свиты (591±4 млн лет) мощностью до 2.8 км и милонитизированными гранитами (590–543 млн лет), которые несогласно перекрыты терригенной толщей нижнего ордовика. Состав вендских комплексов позволяет предполагать, что они сформированы в обстановке активной континентальной окраины [1, 47, 50, 51].
Кембрийские образования распространены только в пределах Сакмарского аллохтона (западное крыло Блявинской синформы) (см. рис. 1). В их разрезе преобладают эффузивы основного состава, расслоенные линзами кварц-аркозовых и вулканомиктовых, песчаников и известняков (медногорская свита). Ее возраст обоснован находками раннекембрийских археоциат и позднекембрийских конодонтов [15, 41]. Особенности состава вулканитов медногорской свиты позволяют предполагать, что ее формирование происходило на окраине континента в рифтогенной и, возможно, надсубдуционной обстановках.
Ордовикские образования зоны Уралтау и системы аллохтонов представлены терригенными и вулканогенно-осадочными толщами. На западе зоны Уралтау на границе с Сакмарским аллохтоном в составе максютовского комплекса присутствует карамолинская свита, с видимой мощностью не менее 1000 м (см. рис. 1), которая условно относится к нижнему ордовику. В ее строении участвуют метаморфизованные и интенсивно дислоцированные кварц-аркозовые и кварцитовидные алевролиты и песчаники. Из последних к западу от деревни Башкалган (51°35' 11.8" с.ш., 57°47' 04.2" в.д.) для геохронологических исследований оболомочных цирконов отобрана проба R14-396.
В Сакмарском аллохтоне наиболее древней является нижнеордовикская кидрясовская свита мощностью до 1000 м, сложенная кварцевыми, аркозовыми, реже граувакковыми, песчаниками и известняками. Свита несогласно залегает на вендских и кембрийских комплексах [18, 48]. Кидрясовская свита перекрывается и фациально замещается вулканогенными и вулканогенно-осадочными толщами, возраст которых охватывает весь ордовик [3, 18, 48].
В Кракинских аллохтонах нижний покров сложен терригенными и кремнистыми породами ордовика, силура и девона. В основании разреза здесь залегают аркозовые песчаники и алевролиты сухолядской свиты среднего-верхнего ордовика мощностью около 900 м [62].
Для геохронологических исследований обломочных цирконов из аркозовых песчаников кидрясовской свиты на хребте Тырмантау (к юго-востоку от сел. Кидрясово) были отобраны пробы R09-085 (51°16' 57.8" с.ш., 57°33' 58.5" в.д.) и К07-007 (51°16' 44.7" с.ш., 57°33' 07.4" в.д.), из полимиктовых песчаников сухолядской свиты в Кракинском аллохтоне отобрана проба R14-336 (53°36' 27.8" с.ш., 57°56' 11.2" в.д.).
Восточно-Уральская и Зауральская мегазоны
Выделение докембрийских и нижнепалеозойских комплексов в восточных зонах Южного Урала является предметом дискуссий. В этих зонах интенсивно проявлен средне-позднепалеозойский гранитоидный магматизм, а также широко распространены гнейсово-мигматитовые и амфиболит-гнейсово-сланцевые комплексы, формирование которых в основном связано с палеозойским метаморфизмом [13, 56, 66]. В то же время о возможном присутствии докембрийских образований среди мигматизированных парагнейсов свидетельствуют обломочные цирконы, для которых получены раннекембрийские, вендские и более древние, вплоть до архейских, оценки возрастов [30, 38, 70]. Докембрийские комплексы известны на юге Восточно-Уральской мегазоны – в Талдыкском антиклинории Мугоджар. Здесь присутствуют граниты и гранито-гнейсы, для которых получены оценки возраста 720, 950, 1020, 1110 млн лет [10], а для монофракций цирконов из гнейсовых толщ известны оценки возрастов в интервале 509–689 млн лет [19].
Кембрийские комплексы давно известны в Зауральской мегазоне в бассейне рек Уй и Санарка (см. рис. 1), где они представлены песчаниками и филлитами, линзовидными телами известняков (санарская толща) с раннекембрийскими археоциатами [32]. Подстилающая толща сложена углеродисто-кремнистыми сланцами, филлитами, мелкозернистыми песчаниками с прослоями известняков, содержащими онколиты, водоросли и протоконодонты нижнего кембрия [38]. Санарская толща и подстилающие породы с несогласием перекрыты ордовикскими терригенными породами.
Присутствие кембрийских и нижнеордовикских образований недавно было доказано в центральной части Восточно-Уральской мегазоны – вблизи восточного контакта Суундукского средне-позднепалеозойского гранитоидного массива (см. рис. 1). Вмещающие породы здесь представлены гранито-гнейсами, среди которых присутствуют гранатсодержащие парагнейсы, кристаллические сланцы и кварциты, объединяемые в кусаканскую свиту, относившуюся ранее к рифею [16, 38]. Протолитами парагнейсов, для которых нами получена U–Pb (SHRIMPII) оценка возраста 529±6 млн лет, вероятно, являются туфо-терригенные породы, по составу соответствующие высокоглиноземистым андезитам и дацитам. Гранито-гнейсы, для которых получена U–Pb (SHRIMPII) оценка возраста 478±5 млн лет, принадлежат известково-щелочной серии и по составу близки к гранитам вулканических дуг [49]. Ранее для гнейсов были получены Sm–Nd мономинеральные изохроны 463±40 и 460±7млн лет, характеризующие возраст метаморфизма [7]. Разрез кембрия в этом районе завершает чулаксайская свита, сложенная слюдяными, углеродистыми кремнистыми и кварцитовыми сланцами, кварц-хлоритовыми и слюдистыми графитистыми филлитами с прослоями кварцитов и мраморов, которые согласно перекрывают кусаканскую свиту. Выше несогласно с базальным горизонтом конгломерато-брекчий залегают нижнеордовикские терригенные породы рымникской свиты [32].
В основании ордовикского разреза Восточно-Уральской магазоны залегают граувакковые, реже кварц-полевошпатовые, песчаники, гравелиты и сланцы рымникской свиты мощностью 500–2000 м, возраст которой условно принимается раннеордовикским [53]. Далее разрез наращивается кварц-полевошпатовыми и полимиктовыми песчаниками и алевролитами маячной свиты среднего ордовика мощностью 300–400 м [3]. Терригенные породы маячной свиты с постепенным переходом сменяются светло-серыми грубослоистыми кремнями, в которых собраны конодонты среднего ордовика[14], конодонты и граптолиты раннего силура [49]. Эти породы могут быть отнесены к новооренбургской свите, описанной в карьере в районе пос. Кваркено, в разрезе которой известны находки среднеордовикских [14] и верхнеордовикских [49] конодонтов. Для геохронологических исследований обломочных цирконов к югу от пос. Рымникский (52°29' 50.9" с.ш., 60°10' 02.3" в.д.) из песчаников рымникской свиты была отобрана проба R14-310, на вершине г. Маячная (52°31' 14.4" с.ш., 60° 15' 36.5" в.д.) из песчаников маячной свиты отобрана проба R14-228.
В Зауральской мегазоне к низам ордовикского разреза относятся порфироиды и порфиритоиды городищенской свиты, обнаженные по р. Карталы-Аят. Для порфироидов нами получены U–Pb (SHRIMPII) оценки возраста в интервале 463–498 млн лет, также присутствуют более древние (873±11 и 1266±16 млн лет) цирконы, вероятно, являющиеся ксеногенными. Структурно выше городищенской свиты залегают полимиктовые песчаники и алевролиты тогузак-аятской свиты нижнего-среднего ордовика мощностью более 1000 м, разрез которой завершается массивными известняками с водорослями среднего ордовика [14]. В породах свиты также обнаружены акритархи ордовикского облика и сколекодонты [59]. Для геохронологических исследований обломочных цирконов из песчаников тогузак-аятской свиты были отобраны пробы R14-355-1 и R14-360 на левом берегу р. Карталы-Аят (53°10' 12.1" с.ш., 61°14' 34.7" в.д.) и R14-360 на р. Средний Тогузак (53°27' 56.7" с.ш., 61°07' 11.2" в.д.).
ДАННЫЕ U–Th–Pb И Lu–Hf АНАЛИЗА ДЕТРИТОВЫХ ЦИРКОНОВ
U–Th–Pb оценки возрастов методом LA-ICP-MS и Lu–Hf изотопно-геохимические характеристики обломочных цирконов, были получены в GEMOC-центре Университета Маквори (Сидней, Австралия) использованием масс-спектрометра LAM-Multi-Collector ICPMS (HP 4500 Series 300) и электронного микроскопа CAMEBAX SX50. Методические приемы и константы, которые использованы при анализе первичных данных геохронологического и изотопно-геохимического изучения цирконов, описаны в [67].
Анализ геохронологических данных позволяет выделить три группы проб, существенно отличающиеся друг от друга характером распределения возрастов обломочных цирконов:
- в первую группу объединены пробы, отобранные в Западно-Уральской мегазоне, Таганайско-Белорецкой зоне и Кракинском аллохтоне;
- во вторую группу – пробы из зоны Уралтау, Сакмарского аллохтона и Восточно-Уральской мегазоны;
- в третью группу – пробы из Зауральской мегазоны.
Пробы первой группы. В этих пробах наиболее широко представлены цирконы раннепротерозойского и рифейского возраста (рис. 3). Цирконы раннепротерозойской популяции с возрастами 2.1–1.7 млрд лет, с хорошо выраженными максимумами 1808, 2060, 1993, 1969, 2087 млн лет, характеризуются широким диапазоном значений åHf(t) и модельными возрастами 2–3 млрд лет. В рифейской популяции выделяются группы зерен с возрастами 1.7–1.4 млрд лет и выраженными максимумами 1404, 1505, 1584,1637–1650, 1585 млн лет и с возрастами 1.3–0.9 млрд лет и максимумами 1267, 1201, 976, 1072, 1232, 1358 млн лет. Эти цирконы характеризуются широкими вариациями значений åHf(t) и модельными возрастами 1.5–2.5 млрд лет. Во всех пробах в небольшом количестве присутствуют цирконы позднего архея-начала раннего протерозоя (2.4–3.09 млрд лет) с выраженными максимумами 2450, 2718, 2724, 2841 млн лет и разнообразными значениями åHf(t) и модельным возрастом 3.4 млрд лет. Яркой особенностью этой группы проб является популяция цирконов конца позднего рифея-самого начала кембрия (536–850 млн лет), в которой хорошо проявлены максимумы 536, 561–565, 570, 573, 603, 624, 656–658, 722, 822 млн лет. Для этих цирконов характерны широкие вариации (от -6.9 до + 10) значений åHf(t) и модельные возрасты 0.75–1.9 млрд лет.
Рис. 3. Гистограммы и графики плотности вероятности распределения возрастов детритовых цирконов c детализацией для интервала 500–700 млн лет (справа) (А) и диаграммы åHf – возраст (Б) для детритовых цирконов из ордовикских песчаников Западно-Уральской мегазоны (проба К12-025), Таганайско-Белорецкой зоны (проба К12-006) и Кракинских аллохтонов (проба R14-336).
Пробы второй группы. В этих пробах резко преобладает популяция цирконов с возрастами в интервале от 480 до 670 млн лет, с наиболее яркими максимумами 520, 521, 529, 530, 555, 545, 547, 609, 653 млн лет (рис. 4). При этом доминирующими являются цирконы с положительными значениями åHf(t) (от 0 до +13.2), в подчиненном количестве присутствуют цирконы с отрицательными значениями åHf(t) (от 0 до -4.3). Единичные зерна в пробе из зоны Уралтау имеют возрасты 1.45–1.5 и 2.78, 2.45 млрд лет, в Сакмарском аллохтоне – 1.05, 1.4–1.5 и 2.06 млрд лет. При этом зерна с возрастами 1.05 и 1.45–1.5 млрд лет имеют положительные значения åHf(t) и модельные возрасты 1.5 и 1.8–2 млрд лет, соответственно.
Рис. 4. Гистограммы и графики плотности вероятности распределения возрастов детритовых цирконов c детализацией для интервала 450–700 млн лет (А) и диаграммы åHf – возраст (Б) для детритовых цирконов из ордовикских песчаников Сакмарских аллохтонов (пробы R09-085 и К07-007), Восточно-Уральской мегазоны (пробы R14-310 и R14-228) и зоны Уралтау (проба R14-396).
Пробы третьей группы. В пробах (рис. 5) наиболее ярко выражена популяция цирконов с возрастами 550–730 млн лет с максимумами 567, 590, 620, 629, 656, 707 млн лет. Цирконы этого возраста характеризуются широким диапазоном значений åHf(t) (от +11 до -18.6) и модельными возрастами 0.8–2.97 млрд лет, при резком преобладании цирконов с отрицательными значениями åHf(t). Также в пробах этой группы присутствуют многочисленные более древние цирконы. Широко представленные средне-позднерифейские (815–1164 млн лет) цирконы с максимумами 852, 912, 1013 млн лет, характеризуются широким диапазоном (+12.5 до -12) значений åHf(t) и модельными возрастами 0.8-2.5 млрд лет. В пробе R14-355 присутствуют только цирконы с возрастами около 900 млн лет с положительными (4.5–11) значениями åHf(t) и модельными возрастами 1.0–1.5 млрд лет. Среди раннедокембрийских цирконов могут быть выделены раннепротерозойская и позднеархейская популяции. Раннепротерозойские (1818–2251 млн лет) цирконы с максимумами 2013, 2030, 2150 млн лет и позднеархейские цирконы (2543–2819 млн лет) с максимумами 2615, 2618, 2809 млн лет характеризуются в основном отрицательными значениями åHf(t) и модельными возрастами 2.4–3.4 и 3.0–3.8 млрд лет соответственно. Единичные зерна среднерифейских цирконов (1370 и 1440 млн лет), присутствующих только в пробе R14-360, имеют преимущественно положительные значения åHf(t) и модельные возрасты 1.75 и 2.0 млрд лет.
Рис. 5. Гистограммы и графики плотности вероятности распределения возрастов детритовых цирконов с детализацией для интервалов 500–1000 млн лет (А) и диаграмма åHf – возраст (Б) для детритовых цирконов из ордовикских песчаников Зауральской мегазоны (пробы R14-355-1и R14-360).
ВОЗМОЖНЫЕ ИСТОЧНИКИ ДЕТРИТОВЫХ ЦИРКОНОВ
Особенностью обломочных цирконов из ордовикских толщ различных зон Южного Урала является присутствие среди них значительного количества зерен из подстилающих осадочных и магматических пород рифейского и вендского возраста.
В пробах первой группы распределения возрастов обломочных цирконов имеют много общих черт с таковыми из вендских и рифейских толщ Западно-Уральской мегазоны (рис. 6) [27, 28, 35, 69]. В рифее основным поставщиком обломочного материала для осадочных толщ, участвующих в строении различных частей Башкирского мегантиклинория, являлись раннедокембрийские комплексы фундамента Восточно-Европейской платформы, которые в рифейских песчаниках представлены обломочными цирконами с возрастами древнее 1.65 млрд лет [35, 40]. Такие же детритовые цирконы выявлены в вендских [28] и в первой группе проб ордовикских песчаников. Формирование этих цирконов отражает разные этапы формирования Волго-Уральской части фундамента Восточно-Европейской платформы, которые в пределах Южного Урала фиксируются в эволюции тараташского и александровского комплексов [40, 46, 55, 73].
Рис. 6. Тектоно-магматическая эволюция Южного Урала и ее отражение в распределении возрастов обломочных цирконов в песчаниках рифея-ордовика.
I – схема корреляции докембрийских магматических и метаморфических комплексов Южного Урала. А – Восточно-Уральская мегазона, Б – зона Уралтау и Сакмарские аллохтоны, В – Таганайско-Белорецкая зона, Г – Западно-Уральская мегазона.
1 – время проявления магматизма, 2 – время проявления метаморфизма.
II–VI – гистограммы и графики плотности вероятности изотопных U–Pb возрастов обломочных цирконов из докембрийских и ордовикских песчаников Западно-Уральской мегазоны: II – айская свита нижнего рифея по [35], III – зигальгинская свита среднего рифея, по [27], IV – лемезинская подсвита зильмердакской свиты верхнего рифея, по [43], V – куккараукская свита верхнего венда, по [28, 69], VI – набиуллинская свита среднего-верхнего ордовика.
В ордовикских песчаниках Зауральской мегазоны (третья группа проб) раннедокембрийские цирконы также образуют значительную популяцию, в которой присутствуют цирконы как позднеархейского, так и раннепротерозойского возрастов. Существование раннедокембрийских комплексов в пределах Зауральской и Восточно-Уральской мегазон обосновано недостаточно. Цирконы этого возраста присутствуют в парагнейсах с не установленным возрастом протолита и в основном, вероятно, являются обломочными [22, 25, 30, 38, 70]. В то же время возрастные диапазоны и изотопные характеристики раннедокембрийских цирконов Зауральской мегазоны близки к цирконам такого же возраста в пробах первой группы. Поэтому можно предполагать, что источниками части раннедокембрийских цирконов в Зауральской мегазоне также могли являться комплексы фундамента Восточно-Европейской платформы.
В ордовикских (первая группа проб) и вендских [28, 35] песчаниках, в отличие от рифейских, появляются детритовые цирконы с возрастами 1400–1700 млн лет. Их источниками могут являться ранне-среднерифейские вулканические и плутонические внутриплитные комплексы, широко распространенные в Башкирском мегантиклинории [21, 36, 44, 45, 54, 58, 64]. Цирконы этого возрастного диапазона обладают широкими вариациями значений åHf(t), что может указывать на смешение ювенильного внутриплитного и древнего корового материала в их источнике. Однако данные о Lu–Hf изотопных характеристиках цирконов в возможных материнских рифейских магматических комплексах в настоящее время отсутствуют.
В пробах ордовикских песчаников первой группы, как и в терригенных породах верхов ашинской серий [28, 35, 69] широко представлена популяция цирконов с возрастами 800–1300 млн лет, для которых характерны в основном положительные значение åHf(t). Близкая по возрасту (800–1160 млн лет) популяция цирконов с широкими вариациями значений åHf(t) присутствует и в одной из проб ордовикских песчаников Зауральской мегазоны.
Источники цирконов этого возраста неизвестны в пределах Башкирского мегантиклинория и прилегающей части Восточно-Европейской платформы, так как магматические и метаморфические комплексы такого возрастного диапазона здесь не установлены. Возможно, таковыми являются гранитоиды и метаморфические породы, участвующие в строении Талдыкского антиклинория Мугоджар (Восточно-Уральская мегазона), для которых получены соответствующие оценки возраста [10, 19]. Однако эти данные нуждаются в проверке. Комплексы конца среднего-начала позднего рифея, которые могли бы являться источниками цирконов с возрастами 950–1700 млн лет, широко распространены в Свекофенском поясе северо-западной части Восточно-Европейской платформы, где в течение готской и гренвильской эпох тектогенеза происходили активные аккреционные и коллизионные процессы [63, 74]. Цирконы, имеющие близкие возрастной диапазон и значения åHf(t), выявлены также в верхнерифейских кварцитах и нижнеордовикских песчаниках Кокчетавского массива Северного Казахстана [9, 68]. Полученные данные позволяют предполагать, что сильно переработанные фрагменты Свеконорвежского пояса участвуют в строении восточных зон Урала и Кокчетавского массива. В то же время в качестве источников цирконов рассматриваемого возрастного диапазона предлагаются позднедокембрийские комплексы Центральной и Северной Австралии, которые в структуре суперконтинента могли располагаться вблизи будущего Уральского края Восточно-Европейской платформы [28, 69].
В пробах ордовикских песчаников всех трех групп присутствует относительно небольшая популяция цирконов с возрастами 600–750 млн лет, для которых характерны широкие вариаций значений åHf(t), такие же цирконы выявлены и в песчаниках куккараукской свиты верхнего венда [28, 35, 69]. Источниками этих цирконов могут быть различные магматические и метаморфические образования, развитые в пределах Уралтауской и Таганайско-Белорецкой зон. Здесь они представлены барангуловским габбро-гранит-лейкогранитным, кирябинским пироксенит-габбровым и юрминским гранитным комплексами, дайками диоритов и трондьемитов и вулканитами аршинской серии, а также метаморфическими породами белорецкого высокобарического комплекса [2, 20, 23, 24, 40, 58]. Магматические образования этого возраста в основном имеют внутриплитную природу [42]. Широкие вариации значений åHf(t) в обломочных цирконах, вероятно, связаны со смешением ювенильного внутриплитного и древнего корового материала в их источнике, хотя данные об изотопном составе Hf в цирконах возможных материнских пород отсутствуют.
Яркой особенностью ордовикских песчаников во всех зонах Урала является присутствие в них популяции цирконов с возрастами 520–600 млн лет, которая в пробах второй группы является абсолютно доминирующей. При этом если в этой группе для цирконов характерны положительные значения åHf(t), то в третьей группе велика роль цирконов с отрицательными значениями åHf(t). Источниками цирконов этого возраста могут являться вендские и кембрийские окраинно-континентальные магматические комплексы, которые распространены в зоне Уралтау, Сакмарских аллохтонах и Восточно-Уральской мегазоне, и с размывом перекрываются ордовикскими толщами. Широкие вариации изотопного состава Hf в цирконах можно связать с неоднородностями фундамента венд-кембрийского вулканического пояса, которые могли включать блоки как ювенильной, так и древней коры. Признаки относительно молодого субстрата, из которого частично образованы метаморфические комплексы восточных зон Урала, а затем были выплавлены палеозойские гранитоиды, ранее были выявлены на основании изотопных данных [13, 37, 39, 56, 57, 61, 66]. Единичные цирконы возрастом 476 млн лет в песчаниках кидрясовской свиты Сакмарского аллохтона могут быть связаны с раннеордовикским вулканизмом, проявленным в этой зоне.
МОДЕЛЬ ДООРДОВИКСКОЙ ГЕОДИНАМИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ РЕГИОНА
Результаты проведенных исследований позволяют предложить вариант модели геодинамической эволюции Южного Урала на доордовикском этапе (рис. 7). Важнейшим элементом этой модели является венд-кембрийский окраинно-континентальный вулкано-плутонический пояс, комплексы которого являлись материнскими для наиболее молодой популяции цирконов из ордовикских песчаников во всех зонах Южного Урала. Еще одним элементом модели, выделенным в основном по детритовым цирконам, является блок, в строении которого участвовали докембрийские комплексы, сформированные, преимущественно, в готскую и гренвильскую эпохи тектогенеза.
Рис. 7. Геодинамические профили для палеоструктур Южного Урала в рифее-кембрии.
1 – континентальная кора; 2 – комплексы активных внутриокеанических островных дуг и окраинно-континентальных вулканических поясов; 3 – аккретированные комплексы островных дуг; 4 – офиолиты; 5 – терригенные, вулканогенные и вулканогенно-осадочные толщи окраинно-континентального рифтогенного прогиба; 6 – океаническая кора; 7 – зоны спрединга; 8 – фрагменты слэба; 9 – преобладающие направления сноса обломочного материала
В рифее, в том числе, в позднем рифее, Восточно-Европейской платформа имела пассивную Уральскую окраину, в пределах которой формировался перикратонный рифтогенный прогиб [34]. Прогиб заполнялся мощными карбонатными и терригенными толщами, источниками кластики последних являлись комплексы Волго-Уральской части фундамента платформы. Характерными особенностями этого прогиба являлись эпизодические проявления внутриплитного интрузивного и эффузивного магматизма [40, 42].
В конце позднего рифея началась коллизия пассивной окраины Восточно-Европейской платформы с блоком, в строении которого большую роль играли средне- и позднерифейские комплексы. Предполагается, что перед коллизией этот блок имел активную окраину. Свидетельством коллизии является крупный перерыв и несогласие в основании ашинской серии. Аккретированный блок стал поставщиком обломочных цирконов с возрастом 800–1300 млн лет, в его строении могли участвовать и более древние комплексы, также являвшиеся источниками цирконов. Формирование средне-позднерифейских комплексов этого блока, вероятно, было связано с аккреционно-коллизионными процессами, а сам блок мог являться фрагментом гренвильского орогенного пояса. Отторжение этого блока может быть связано с процессами распада супеконтинента Родинии во второй половине позднего рифея [63].
После коллизии, в самом конце позднего рифея-начале кембрия, Уральская окраина платформы стала развиваться в активном режиме с формированием окраинно-континентального вулкано-плутонического пояса. К наиболее ранним (660±35 млн лет) проявлениям надсубдукционного магматизма могут быть отнесены дайки габбро-диорит-трондьемитового состава на востоке Башкирского мегантиклинория [58], основной этап магматической активности в поясе приходится на середину венда-начало кембрия (590–530 млн лет) [47, 50, 51]. Появление вулканитов рифтогенного типа в разрезе кембрия Сакмарских аллохтонов, которые синхронны известково-щелочному магматизму в Восточно-Уральской мегазоне, может быть связано с нестационарным режимом зоны субдукции или процессами растяжения в ее тыловой части. Магматические породы, формирование которых связано с эволюцией различных частей венд-кембрийского окраинно-континентального пояса, являлись основным источником наиболее молодой популяции детритовых цирконов в ордовикских песчаниках всех зон Урала.
В венде в тыловой части вулканического пояса происходит формирование и выведение в верхние горизонты коры пород белорецкого высокобарического метаморфического комплекса. В его строении участвуют нижне- и среднекоровые образования, эксгумация которых происходила по сценарию комплексов метаморфических ядер кордильерского типа. Однако геодинамическая обстановка высокобарического метаморфизма в настоящее время до конца не ясна [2, 40, 64, 65]. Вендские толщи Западно-Уральской мегазоны в верхней части разреза содержат обломки пород белорецкого комплекса и формировались в результате синтектонического заполнения рифтогенных впадин, или как моласса в тыловой части активной окраины [40].
Развитие в венде-кембрии окраинно-континентального вулкано-плутонического пояса на Южном Урале коррелируется с эволюцией кадомского пояса [72], частью которого, вероятно, являлась реконструируемая окраина.
Данные о возрастах обломочных цирконов и их изотопном составе Hf позволяют предполагать, что терригенные ордовикские и подстилающие их более древние комплексы всех рассмотренных мегазон Южного Урала являлись к началу ордовика частями единой континентальной окраины.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Анализ новых данных по обломочным цирконам из ордовикских терригенных пород различных зон Южного Урала показал, что возрастной диапазон и особенности изотопного состава Hf детритовых цирконов в значительной степени обусловлен различными для каждой из зон подстилающими доордовикскими комплексами, определяющими неоднородность земной коры исследуемого региона.
В Западно-Уральской мегазоне, Таганайско-Белорецкой зоне, Кракинских аллохтонах и Зауральской мегазоне обломочные цирконы имеют широкий возрастной диапазон, охватывающий интервал от позднего архея до конца венда–начала кембрия с широкими вариациями значений åHf(t). При этом наиболее широко представлены цирконы раннедокембрийского и ранне-среднерифейского возраста. В зоне Уралтау, Сакмарских аллохтонах и Восточно-Уральской мегазоне резко преобладают обломочные цирконы венд–кембрийского возраста с положительными значениями åHf(t), цирконы других возрастов либо отсутствуют, либо представлены единичными зернами.
Для большинства раннедокембрийских, ранне-, средне- и позднерифейских обломочных цирконов их предполагаемые источники представлены магматическими и метаморфическими комплексами Волго-Уральской части фундамента Восточно-Европейской платформы и Башкирского мегантиклинория. Однако комплексы, которые могли являться источниками для цирконов с возрастом в интервале 800–1300 млн лет, в этих регионах не известны. Предполагается, что материнскими для этих цирконов могут быть комплексы, формировавшиеся в результате аккреционно-коллизионных процессов в готскую и гренвильскую эпохи тектогенеза, аналоги которых выявлены в Свеконорвежском поясе северо-западной части Восточно-Европейской платформы. К фрагментам блока, сложенного такими комплексами, могут относиться Талдыкский антиклинорий Мугоджар и часть Зауральской мегазоны. Источниками венд-кембрийских цирконов в ордовикских песчаниках всех зон Урала, как мы полагаем, являются вулканиты и гранитоиды окраинно-континентального пояса, которые участвуют в строении зоны Уралтау, Сакмарских аллохтонов и Восточно-Уральской мегазоны.
На основании полученных данных нами разработана модель доордовикской эволюции Уральской окраины Восточно-Европейской платформы. Предполагается, что в конце позднего рифея произошла коллизия пассивной континентальной окраины платформы и блока с гетерогенным фундаментом, формирование которого завершилось в эпоху гренвильского тектогенеза. После коллизии пассивный режим сменился активным и сформировался окраинно-континентальный вулкано-плутонический пояс. В его тыловой части в позднем венде происходил метаморфизм и эксгумация его продуктов по сценарию комплексов метаморфических ядер кордильерского типа, а смежные впадины заполнялись молассой.
Финансирование. Синтез и анализ материалов по геологии Южного Урала проведены в соответствии с планами фундаментальных исследований ГИН РАН (тема № 0135-2016-0009). Изучение гетерогенности земной коры Южного Урала, полевые работы, изотопные аналитические исследования и подготовка статьи проведены за счет гранта РНФ №14-27-00058. Подготовка проб и обработка аналитических данных проведена при поддержке РФФИ, проекты 16-05-00259 и 16-05-00519.
This paper is contribution 1366 from the ARC Centre of Excellence for Core to Crust Fluid Systems (Sydney, Australia) (http://www.ccfs.mq.edu.au) and 1322 in the GEMOC Key Centre (Sydney, Australia) (http://www.gemoc.mq.edu.au)
Об авторах
А. В. Рязанцев
Геологический институт РАН
Автор, ответственный за переписку.
Email: avryazan51@mail.ru
Россия, 119017, Москва, Пыжевский пер., д. 7
Н. Б. Кузнецов
Геологический институт РАН; Российский государственный университет нефти и газа им. М.И. Губкина
Email: avryazan51@mail.ru
Россия, 119017, Москва, Пыжевский пер., д. 7; 119991, Москва, Ленинский пр., д. 65
К. Е. Дегтярев
Геологический институт РАН
Email: avryazan51@mail.ru
Россия, 119017, Москва, Пыжевский пер., д. 7
Т. В. Романюк
Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН; Российский государственный университет нефти и газа им. М.И. Губкина
Email: avryazan51@mail.ru
Россия, 123995, Москва, Б. Грузинская ул., д. 10; 119991, Москва, Ленинский пр., д. 65
Т. Ю. Толмачева
Всероссийский научно-исследовательский геологический институт им. А.П. Карпинского (ВСЕГЕИ)
Email: avryazan51@mail.ru
Россия, 199106, Санкт-Петербург, Средний просп., д. 74
Е. А. Белоусова
GEMOC – Macquarie University
Email: avryazan51@mail.ru
Австралия, NSW 2109, Sydney
Список литературы
- Абдулин А.А., Авдеев А.В., Сеитов Н.С. Тектоника Сакмарской и Орь-Илекской зон Мугоджар. Алма-Ата: Наука, 1977. 238 с.
- Алексеев А.А., Ковалев С.Г., Тимофеева Е.А. Белорецкий метаморфический комплекс. Уфа: ИГ УНЦ РАН, ООО «ДизайнПолиграфСервис», 2009. 208 с.
- Анцыгин Н.Я. К стратиграфии ордовика на восточном склоне Урала // Проблемы геологии докембрия и нижнего палеозоя Урала / Б.А. Попов (ред.). М.: Мингео РСФСР, 1985. С. 68–86.
- Бажин Е.А., Сначев В.И., Сначев А.В., Рыкус М.В. Геология, петрогеохимия и рудоносность гранитоидных массивов Башкирского мегантиклинория и зоны Уралтау. С-Пб.: Свое издательство, 2015. 208 с.
- Вализер П.М., Краснобаев А.А., Русин А.И. Жадеит-гроссуляровый эклогит максютовского комплекса, Южный Урал // Литосфера. 2013. № 4. С. 50–61.
- Вализер П.М., Краснобаев А.А., Русин А.И. UHPМ эклогит максютовского комплекса (Южный Урал)// ДАН. 2015. Т. 461. № 3. С. 316–321.
- Виноградов В.И., Щербаков С.А. Горожанин В.М., Гольцман Ю.В., Буякайте М.И. Возраст метаморфитов Восточно-Уральского поднятия: Sm–Nd и Rb–Sr-изотопное датирование // ДАН. 2000. Т. 371. № 6. С. 784–787.
- Горожанина Е.Н., Горожанин В.М., Кузнецов Н.Б., Романюк Т.В. Особенности состава и строения терригенных отложений ордовика в разрезах юго-востока Русской платформы и Южного Урала //, Геол. сборник ИГ УНЦ РАН. 2014. №11. С. 97–117.
- Дегтярев К.Е., Толмачева Т.Ю., Третьяков А.А., Кузнецов Н.Б., Белоусова Е.А., Романюк Т.В. Строение, возраст и обстановки формирования ордовикских комплексов северо-западного обрамления Кокчетавского массива, Северный Казахстан // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2018. Т. 26. № 4. С. 24–42.
- Докембрий и нижний палеозой Западного Казахстана. А.В. Миловский (ред.) М.: Изд-во МГУ, 1977. 268 с.
- Зайцева Т.С., Кузнецов А.Б., Горохов И.М., Константинова Г.В., Мельников Н.Н. Rb-Sr возраст вендских глауконитов бакеевской свиты Южного Урала // Изотопное датирование геологических процессов: новые результаты, подходы и перспективы / Материалы VI Росс. конф. по изотопной геохронологии. 2–5 июня 2015 г., Санкт-Петербург, СПб: ИГГД РАН, 2015. C. 94–95.
- Захаров О.А., Пучков В.Н. О тектонической природе максютовского метаморфического комплекса на Южном Урале. Уфа: УНЦ РАН, 1994. 30 с.
- Иванов К.С., Панов В.Ф., Лиханов И.И., Козлов П.С., Пономарев В.С., Хиллер В.В. Докембрий Урала // Горные ведомости. 2016. № 9. С. 4–28.
- Иванов К.С., Пучков В.Н., Пелевин И.А. Новые данные по стратиграфии и истории развития палеозоид восточных зон Южного Урала // Новые данные по стратиграфии и литологии палеозоя Урала и Средней Азии / К.С. Иванов (ред.). Екатеринбург: Наука, 1992. С. 3–10.
- Камалетдинов М.А. Покровные структуры Урала. М.: Наука, 1974. 230 с.
- Князев Ю.Г., Князева О.Ю., Сначев В.И., Жданов А.В., Каримов Т.Р., Айдаров Э.М., Масагутов Р.Х., Арсланова Э.Р. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб1:1000000 (третье поколение). Серия Уральская. Лист N-40–Уфа. Объяснительная записка. СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2013. 512 с.+6 вкл.
- Ковалев С.Г. Геохимия и геодинамические условия формирования диабаз-пикритового магматизма западного склона Южного Урала // Геол. сборник УНЦ РАН. 2006. № 5. С. 113–118.
- Кориневский В.Г. Опорные разрезы нижнего ордовика Южного Урала (терригенные фации). Свердловск: УрО АН СССР, 1989. 67с.
- Краснобаев А.А., Давыдов В.А., Чередниченко Н.В. Уран-свинцовый возраст цирконов метаморфических пород Мугоджар // Ежегодник–1996. ИГГ УрО РАН. Екатеринбург: УрО РАН, 1997. С.147–150.
- Краснобаев А.А., Козлов В.И., Пучков В.Н., Сергеева Н.Д., Бушарина С.В. Новые данные по цирконовой геохронологии аршинских вулканитов (Южный Урал) // Литосфера. 2012. № 4. С. 127–140.
- Краснобаев А.А., Пучков В.Н., Козлов В.И., Сергеева Н.Д., Бушарина С.В., Лепехина Е.Н. Цирконология навышских вулканитов айской свиты и проблема возраста нижней границы рифея на Южном Урале // ДАН. 2013. Т. 448. № 4. С. 437–442.
- Краснобаев А.А., Пучков В.Н., Пужаков Б.А., Бушарина С.В., Сергеева Н.Д. Цирконовый архей Зауральской мегазоны // ДАН. 2015. Т. 465. № 6. С. 1302–1307.
- Краснобаев А.А., Пучков В.Н., Сергеева Н.Д., Бушарина С.В. U–Pb (SHRIMP)-возраст цирконов гранитов и субстрата Мазаринского массива (Южный Урал) // ДАН. 2015. Т. 463. № 2. С. 206–212.
- Краснобаев А.А., Пучков В.Н., Сергеева Н.Д., Лепехина Е.Н. Цирконология пироксенитов кирябинского пироксенит-габбрового комплекса (Южный Урал) // ДАН. 2013. Т. 450. № 2. С. 1–5.
- Краснобаев А.А., Чередниченко Н.В. Цирконовая геохронология метаморфических пород Мариновского комплекса (Южный Урал) // Докл. РАН. 2005. Т. 404. № 4. С. 532-536.
- Краснобаев А.А., Щулькин Е.П., Давыдов В.А., Чередниченко Н.В. Цирконология Селянкинского блока Ильменских гор // Докл. РАН. 2001. Т. 379. № 6. С. 807–811 (а).
- Кузнецов Н.Б., Белоусова Е.А., Романюк Т.В., Дегтярев К.Е., Маслов А.В., Горожанин В.М., Горожанина Е.Н., Пыжова Е.С. Первые результаты U–Pb-датирования детритовых цирконов из среднерифейских песчаников зигальгинской свиты (Южный Урал) // ДАН. 2017. Т. 475. № 6. С. 659–664.
- Кузнецов Н.Б., Романюк Т.В., Шацилло А.В., Орлов С.Ю., Голованова И.В., Данукалов К.Н., Ипатьева И.С. Первые результаты массового U/Pb-изотопного датирования (LA-ICP-MS) детритовых цирконов из ашинской серии Южного Урала – палеогеографический и палеотектонический аспекты // ДАН. 2012. Т. 447.№ 1. С. 73–79.
- Кузнецов Н.Б., Шацилло А.В. Первые находки скелетных фоссилий в куккараукской свите ашинской серии Южного Урала и их значение для определения начала протоуральско-тиманской коллизии // ДАН. 2011. Т. 440. № 3. C. 378–383.
- Лядский П.В., Кваснюк Л.Н., Жданов А.В., Чечулина О.В., Шмельков Н.Т., Бельц Г.М., Курочкина Е.С., Оленица Т.В. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1 000000 (третье поколение). Серия Уральская. Лист М–40 (Оренбург) с клапаном М–41. Объяснительная записка. – СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2013. 392 с. + 1 вкл.
- Мавринская Т.М., Якупов Р.Р. Биостратиграфическая характеристика суванякского и максютовского комплексов Уралтау (Южный Урал) // Геология, полезные ископаемые и проблемы геоэкологии Башкортостана, Урала и сопредельных территорий / Межрегион. научно-практич. конф. Уфа, 19–22 ноября, 2012 г. Уфа: ДизайнПресс, 2013. С. 53–55.
- Мамаев Н.Ф. Геологическое строение и история развития восточного склона Южного Урала. Свердловск: ИГ Уральск. филиала АН СССР. 1965. 170с. (Тр. ИГ УрФил. АН СССР. Вып. 73).
- Маслов А.В. Некоторые особенности ранневендской седиментации на Южном Урале // Литология и полезн. ископаемые. 2000. № 6. С. 624–639.
- Маслов А.В., Крупенин М.Т., Гареев Э.З., Анфимов Л.В. Рифей Западного склона Южного Урала (классические разрезы, седименто- и литогенез, минерагения, геологические памятники природы). Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2001. Т.1. 351 с.
- Маслов А.В, Мизенс Г.А., Вовна Г.М., Пыжова Е.С., Кузнецов Н.Б., Киселев В.И., Ронкин Ю. Л., Бикбаев А.З., Романюк Т.В. О некоторых общих особенностях формирования терригенных отложений Западного Урала: синтез данных изотопного U–Pb датирования обломочных цирконов и геохимических исследований глинистых пород // Литосфера. 2016. № 3. С. 27–46.
- Нижний рифей Южного Урала / Отв. ред. М.А. Семихатов. М.: Наука, 1989. 208 с.
- Осипова Т.А. Источники гранитоидов Главной гранитной оси Урала: Sm–Nd, Rb–Sr и U–Pb данные// Магматизм и метаморфизм в истории Земли / Материалы XI Всеросс. Петросовещания, Екатеринбург 24–28 августа 2010 г. Екатеринбург: ИГиГ РАН, 2010. Т.II. С. 111–112.
- Пужаков Б.А., Савельев В.П., Кузнецов Н.С., Шох В.Д., Щулькин Е.П., Щулькина Н.Е., Жданов А.В., Долгова О.Я., Тарелкина Е.А., Орлов М.В. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1: 1000000 (третье поколение). Серия Уральская. Лист N–41 – Челябинск. Объяснительная записка. СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2013, 415 с. + 6 вкл.
- Пучков В.Н. Палеогеодинамика Южного и Среднего Урала. Уфа: Даурия, 2000. 146 с.
- Пучков В.Н. Геология Урала и Приуралья (актуальные вопросы стратиграфии, тектоники, геодинамики и металлогении). Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2010. 280 с.
- Пучков В.Н. Тектоника Урала: современные представления // Геотектоника. 1997. № 4. С. 30–45.
- Пучков В.Н. Плюм-зависимый гранит-риолитовый магматизм // Литосфера. Т. 18. № 5. 2018. С. 692–705.
- Романюк Т.В., Маслов А.В., Кузнецов Н.Б., Белоусова Е.А., Ронкин Ю.Л., Крупенин М.Т., Горожанин В.М., Горожанина Е.Н., Серегина Е.С. Первые результаты U/Pb LA-ICP-MS датирования детритовых цирконов из верхнерифейских песчаников Башкирского антиклинория (Южный Урал) // ДАН. 2013. Т. 452. № 6. С. 642–645.
- Ронкин Ю.Л., Маслов А.В., Казак А.П., Матуков Д.И., Лепихина О.П. Граница нижнего и среднего рифея на Южном Урале: новые изотопные U–Pb SHRIMP-II ограничения // Докл. РАН. 2007. Т. 415. № 3. С. 370–376.
- Ронкин Ю.Л., Матуков Д.И., Пресняков С.Л., Лепехина Е.Н., Лепихина О.П., Попова О.Ю. «In situ» U-Pb SHRIMP датирование цирконов нефелиновых сиенитов Бердяушского массива (Южный Урал) // Литосфера. 2005. № 1. С. 135–142.
- Ронкин Ю.Л., Синдерн С, Лепихина О.П. Изотопная геология древнейших образований Южного Урала // Литосфера. 2012. № 5. С. 50–76.
- Рязанцев А.В. Вендский надсубдукционный магматизм на Южном Урале // ДАН. 2018. Т. 482. № 3. С. 311–314.
- Рязанцев А.В., Толмачева Т.Ю. Ордовикские вулканогенные и плутонические комплексы Сакмарского аллохтона на Южном Урале // Геотектоника. 2016. № 6. С. 1–28.
- Рязанцев А.В., Толмачева Т.Ю. Вендские и раннепалеозойские комплексы активной континентальной окраины в палеозоидах Южного У рала // Тектоника современных и древних океанов и их окраин. Том 2. Материалы XLIX Тектонического совещания, посвященного100-летию академика Ю.М. Пущаровского. М.: ГЕОС, 2017. С. 169–172.
- Самыгин С.Г., Белова А.А., Рязанцев А.В., Федотова А.А. Фрагменты вендской конвергентной окраины на Южном Урале // ДАН. 2010. Т. 432. № 5. С. 644–649.
- Самыгин С.Г., Федотова А.А., Бибикова Е.В., Карякин Ю.В. Вендский надсубдукционный вулканизм в Уралтауской зоне (Южный Урал) // ДАН. 2007. Т. 416. № 1. С. 81–85.
- Степанов А.И., Ронкин Ю.Л. Изотопная геохронология древнейших магматических и метаморфических комплексов зоны Зюраткульского разлома (Южный Урал) // Ежегодник-2015/ИГГ УрО РАН. Екатеринбург: УрО РАН, 2016. С. 178–184.
- Тевелев Ал. В., Кошелева И. А., Попов В.С., Кузнецов И.Е., Осипова Т.А, Правикова Н.В., Густова А.С. Палеозоиды зоны сочленения Восточного Урала и Зауралья // М.: Геологический факультет МГУ, 2006. 300 с. (Тр. лаборатории геологии складчатых поясов. Вып. 4).
- Тевелев Ал В., Кошелева И.А., Хотылев О.А., Тевелев Арк.В., Прудников И.А. Особенности строения и эволюции айского вулканического комплекса рифея (Южный Урал) // Вестник МГУ. Сер. 4. Геология. 2014. № 5. С. 19–28.
- Тевелев Ал.В., Кошелева И.А., Тевелев Арк.В., Хотылев А.О., Мосейчук В.М., Петров В.И. Новые данные об изотопном возрасте тараташского и александровского метаморфических комплексов (Южный Урал) // Вестник МГУ. Сер. 4. Геология. 2015. №1. С. 27–42.
- Ферштатер Г.Б., Бородина Н.С., Солошенко Н.Г., Стрелецкая М.В. Новые данные о природе субстрата южноуральских позднепалеозойских гранитов // Литосфера. 2015. № 3. С. 5–16.
- Ферштатер Г.Б. Палеозойский интрузивный магматизм Среднего и Южного Урала. Екатеринбург: РИО УрО РАН, 2013. 368 с.
- Холоднов В.В., Ферштатер Г.Б., Бородина Н.С., Шардакова Г.Ю., Прибавкин С.В., Шагалов Е.С., Бочарникова Т.Д. Гранитоидный магматизм зоны сочленения Урала и Восточно-Европейской платформы (Южный Урал) // Литосфера. 2006. № 3. С. 3–28.
- Чибрикова Е.В., Олли В.А. Еще раз о допалеозойских отложениях на Южном Урале и в Приуралье // Геология, полезные ископаемые и проблемы геоэкологии Башкортостана / Материалы 6-й Межрегион. научно-практич. конференции, г. Уфа, март 2006 г. – Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2006. С. 54–57.
- Шардакова Г.Ю., Шагалов Е.С., Середа М.С. Геохимические различия гранитоидов Таганайско-Иремельского антиклинория (Центрально-Уральская мегазона) // Докл. РАН. 2007. Т. 413. № 4. С. 545–549.
- Шатагин К.Н., Астраханцев О.В., Дегтярев К.Е., Лучицкая М.В. Неоднородность континентальной коры Восточного Урала: результаты изотопно-геохимического изучения палеозойских гранитоидных комплексов // Геотектоника. 2000. № 5. С. 44–60.
- Якупов Р.Р., Мавринская Т.М., Абрамова А.Н. Палеонтологическое обоснование схемы стратиграфии палеозоя северной части Зилаирского мегасинклинория. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2002. 158 с.
- Bogdanova S.V., Bingen B., Gorbatschev R., Kheraskova T.N., Kozlov V.I., Puchkov V.N., Volozh Yu.A. The East European Craton (Baltica) before and during the assembly of Rodinia // Precambrian Research. 2008. Vol. 160. P. 23–45.
- Glasmacher U.A., Bauer W., Giese U. Reynolds P., Kober B., Puchkov V., Stroink L., Alekseyev A., Willner A.P. The metamorphic complex of Beloretzk, SW Urals, Russia − a terrane with a polyphase Meso-to Neoproterozoic thermo-dynamic evolution // Precambrian Research. 2001. Vol. 110. P. 185–213.
- Glasmacher U.A., Reynolds P., Alekseyev A.A., Puchkov V.N., Taylor K. Gorozhanin V.,Walter R. 40Ar/39Ar Thermochronology west of the Main Uralian fault, Southern Urals, Russia // Geol. Rundschau. 1999. Vol. 87. P. 515–525.
- Görz I., Bombach K., Kroner U., Ivanov K.S. Protolith and deformation age of the Gneiss-Plate of Kartali in the southern East Uralian Zone // Int. J. of Earth Sci. (Geol Rundsch). 2004. Vol. 93. No 4. P. 475–486.
- Jackson S.E., Pearson N.J., Griffin W.L., Belousova E.A. The Application of laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry to in situ U–Pb zircon geochronology // Chem. Geol. 2004. Vol. 211. P. 47–69.
- Kovach V., Degtyarev K., Tretyakov A., Kotov A., Tolmacheva E., Wang K.-L., Chung S.-L., Lee H.-Y., Jahn B.-M. Sources and provenance of the Neoproterozoic placer deposits of the Northern Kazakhstan: implication for continental growth of the western Central Asian Orogenic Belt // Gondwana Research. 2017. Vol. 47. P. 28–43.
- Kuznetsov N.B., Meert J.G., Romanyuk T.V. Ages of detrital zircons (U/Pb, LA-ICP-MS) from the Latest Neoproterozoic–Middle Cambrian(?) Asha Group and Early DevonianTakaty Formation, the Southwestern Urals: A test of an Australia-Baltica connection within Rodinia // Precambrian Research. 2014. Vol. 244. P. 288–305.
- Kuznetsov N., Orlov S., Romanyuk T. Composition, structure and age of the Kamsak migmatites, Southern Urals // Mineral. Sp. Papers. 2011. V. 38. P. 56–57.
- Levashova N.M., Bazhenov M.L., Meert J.G., Kuznetsov N.B, Golovanova I.V., Danukalov K.N., Federova N.M. Baltica in the end-Ediacaran: new paleo-magnetic and geochronological data // Precambrian Research. 2013. 236. P. 16–30.
- Linnemann U. Nance R.D., Kraft P., Zulauf G. The evolution of the Rheic Ocean: from Avalonian-Cadomian active margin to Alleghanian-Variscan collision // Geol. Soc. of America. 2007. Sp. Paper. No 423. P. 1–630.
- Sindern S., Hetzel R., Schulte B.A., Kramm U., Ronkin Yu.L., Maslov A.V., Lepikhina O.P. Proterozoic magmatic and tectonometamorphic evolution of the Taratash complex, Central Urals, Russia // Int. J. of Earth Sci. 2005. Vol. 94. P. 319–335.
- Spencer Ch.J., Cawood P.A., Hawkesworth Ch.J., Prave A.R. Roberts N.M.W., Horstwood M.S.A., Whitehouse M.J. Generation and preservation of continental crust in the Grenville Orogeny // Geoscience Frontiers. 2015. Vol. 6. Iss.3. P. 357–372.
Дополнительные файлы
![](/img/style/loading.gif)