книги / Минерально-сырьевые ресурсы Пермского края

складчатого Урала (Пахомов, Щербаков, 1970 и др.), развивалась в типично платформенных условиях. Поэтому депрессия на территории края наиболее ярко выражена в виде «Предуральского краевого прогиба» лишь в нижне­ пермском структурном ярусе, ниже которого глубоким бурением и сейсморазведкой, как и предполагалось (Мельник, Проворов, 1967; Камалетдинов, 1974; Казанцев, 1984 и др.), установлено гомоклинальное погружение ни­ жележащих пород в восточном направлении под зону надвигов и шарьяжей Средне­ го Урала. Представления о так называемом «краевом прогибе» изначально и ошибочно утвердились в сознании геологов как неотъем­ лемая часть геосинклинальной парадигмы раз­ вития и строения Уральской рифтовой зоны. Этот «прогиб» впервые был установлен при бурении структурно-поисковых скважин по кровле артинского яруса. Но эта кровля по керну и ГИС определялась по подошве ниж­ него лекского (филипповского) пласта ан­ гидрита, который перекрывал нижнеперм­ ские отложения: на восточном крае платфор­ мы — мощную карбонатно-рифогенную ниж­ непермскую толщу, которая к востоку за­ мещалась в центральной части «прогиба» маломощными доманиковидными породами, а ближе к Уральской складчатой области — на все более мощные и грубообломочные флишоидно-молассовые породы (Проворов, 1971; Оборин, Хурсик, 1973 и др.). Образо­ вавшийся литолого-фациальный желоб, сни­ велированный кунгурскими эвапоритами, многие до сих пор ошибочно принимают за «Предуральский краевой прогиб», хотя эта территория корытообразно не прогибалась никогда.

Существует несколько практически равно­ правных вариантов проведения восточной границы Предуральской депрессии: по фрон­ ту крупных надвигов и шарьяжей, по появле­ нию антиклиналей уральского типа (то есть по западному краю западноуральской скибовой зоны), по распространению сплошного поля развития средне-верхнекаменноуголь- но-нижнепермского флишоидно-молассово- го комплекса, по «останцам» этого комплек­ са в зоне передовых складок Урала и после­ дний вариант — под складчато-надвиговой зоной Западного Урала.

В пределах зоны развития передовых скла­ док западный «склон» Урала характерен раз­ витием узких асимметричных (с западной вергентностыо) антиклинальных складок, при­ уроченных к фронтальным, «выныриваю­ щим» на поверхность частям изначально сравнительно пологих надвигов, по которым перемещались отдельные субгоризонтально залегающие пластины горных пород. Эти складки имеют высокие амплитуды и разделе­ ны более широкими синклиналями. Зеркало складчатости вЗападно-Уральской зоне обыч­ но наклонено на запад, так как в этом на­ правлении возраст пород, обнажающихся в ядрах антиклиналей, становится все более молодым. Подмечено, что напротив седловин Предуральской депрессии амплитуда надви­ гов Урала резко возрастает, а возраст надви­ нутых пород становится значительно более древним (Чочиа, 1955; Проворов, 1973; Кама­ летдинов, 1974; Казанцев, 1984 и др.).

В пределах Предуральской депрессии и Восточно-Европейской платформы осадоч­ ный чехол Пермского края осложнен валами различного происхождения: тектонического, тектоно-седиментационного и пластическо­ го нагнетания. Валы тектонического проис­ хождения, такие как Кудымкарский, Зюкай- ско-Белоевский, Верещагинский (Очерский), Краснокамско-Полазненский и другие, при­ урочены к разломам фундамента. Валы и ос­ ложняющие их локальные поднятия просле­ живаются по всему геологическому разрезу. Обычно их амплитуда с глубиной возрастает.

Квалам тектонического происхождения сле­ дует отнести и антиклинали, приуроченные к фронтальным частям надвигов: Западно-Ки- зеловскую, Артинскую, Шамарскую и другие.

Квалам тектоно-седиментационного проис­ хождения следует отнести прежде всего валоподобные структуры облекания рифогенных массивов верхнедевонско-турнейского возраста, которые развиты в бортовых зонах внутриформационной Камско-Кинельской и других систем впадин, а также на отдельных рифовых массивах, палеоатоллах и палеопла­ то верхнедевонско-турнейского палеошель­ фа (Ларионова, Шаронов, 1963; Мкртчян, 1964; Проворов, 1988; Шершнев, 1971; Неганов и др., 2000 и др.). Последние расположе­ ны вне некомпенсированных систем впадин:

Камско-Вятской, Камско-Кпнельскоп н Ут- кинско-Серебрянскои (см. разд. «История геологического развития региона»). Кроме этого, к данному тектоно-седпментанпопно- му типу следует отнести структуры облекания разновозрастных позднегерцинскпх ри­ фов — дуванских, тулумбасовскнх, сылвен- ско-саргинских и др. (Наливкин, 1949; Про­ воров, 1971 н др.). Эти структуры облекания прослеживаются с глубиной до поверхности рифа, а под ними обычно отсутствуют. К валам пластического нагнетания относятся соляные валы, развитые в Соликамской впа­

дине (Копнин, 1965 и др.). Элементы пласти­ ческих деформаций Вятской зоны валов воз­ можны в верхнетиманской пачке терригенного девона. Кроме того, в осадочном чехле Восточно-Европейской платформы, Предуральской депрессии и Западно-Уральской зоны складчатости встречаются и другие ком­ бинации условий формирования и строения структур антиклинального и неантиклиналь­ ного типа (Жуков, Макаловский и др., 1982 II др.).

В. М. Проворов

Предуральский прогиб отделяется от За­ падно-Уральской зоны складчатости по Байдачскому, Полюдовскому, Всеволодо-Виль- венскому надвигам. На самом юге граница проводится по смене полого-наклонного за­ легания пород передовыми складками Урала. По В. М. Проворову (1973), в кристалличе­ ском фундаменте граница прогиба фиксиру­ ется линейной аномалией в гравитационном и магнитном полях.

Западно-Уральская внешняя зона складча­ тости (ЗУВЗС)

В составе зоны, которая часто называется «Передовые складки Урала» (ПСУ), выде­ ляются две тектонические структуры III по­ рядка: Щугоро-Вишерская структура (ей со ­

ответствует Кожимо-Вишерская структурно­ фациальная зона) и Кизеловско-Дружинин- ская структура (Язьвинско-Чусовская струк­

турно-фациальная зона). Щугоро-Вишерская структура расположена на рифейско-венд- ском фундаменте Печорской плиты, а Ки- зеловско-Дружининская — на архейско-ран­ непротерозойском фундаменте Русской плиты.

Западно-Уральская внешняя зона складча­ тости сложена главным образом осадочны­ ми породами палеозоя от силура до нижней перми с незначительным развитием отложе­ ний ордовика в восточной краевой части структуры. Породы зоны собраны в сложные

и крутые складки, осложненные целой сери­ ей продольных надвигов. Допалеозойские породы в составе зоны занимают резко под­ чиненное положение, выступая из-под пород палеозоя в ядрах антиклинальных структур и во фронтальных частях крупных надвиговых пластин (покровов). Поверхности сместителей надвигов падают, как правило, на восток под углами до 60°, чаще до 40°, причем в западной части, близ Предуральского проги­ ба, развиты более пологие, часто почти гори­ зонтальные, надвиги с характерной извилис­ той в плане формой линий выхода поверхно­ стей их сместителей на земную поверхность. П оперечны е и крутопадающ ие разрывы встречаются редко. Как сама зона, за исклю­ чением Полюдовско-Колчимского антиклинория, так и осложняющие ее структуры и отдельные складки имеют меридиональное («уральское») простирание. Структура П о­ людовско-Колчимского антиклинория как по допалеозойским породам, так и по отложе­ ниям палеозоя имеет северо-западное (та­ манское) простирание. В западной части зоны развиты преимущественно асимметричные сравнительно широкие, особенно в компе­ тентных породах (песчаники, известняки, до ­ ломиты), складки западной вергентности. При движении на восток возрастает интенсив­ ность складчатости, складки приобретают опрокинутость на запад и меньший наклон к востоку осевых поверхностей. По-видимому,

пространение п о л у ч и л и вулканогенные по­ роды основного состава. Карбонатные по­ роды силура распространены на западном крыле структуры. Толщи вулканогенно-оса­ дочных пород прорваны гранитными интру­ зиями.

В западной части Верхнепечорско-Кутнм- ского антпклпнорпя выделяется зона покров­ ных структур в составе трех покровных тектонических блоков. Самый северный

Ниолсовско-Выдерьинский блок с запада ог­ раничен По?говским регионсыъным надвигом (покровом), с востока — зоной Главного Уральского глубинного разлома. Следующий к югу Порожнинский покровный блок с запа­ да ограничен Курыксарским региональным надвигом (покровом), точнее — западным

ограничением зоны Курыксарского надвига, включая Таборский паравтохтон. Восточным ограничением этого покровного блока служит

Мойвинско-Кутимский региональный раз­ лом, с которым пространственно связаны

Мойвинская, Велсовская и Шудьинская гранитоидные интрузии. Третий, следующий к югу, Киркаменский покровный блок имеет

западной границей зону Киркаменского над­ вига (покрова), восточной границей также служит Мойвинско-Кутимский региональный разлом. Покровные блоки сложены порода­ ми рифея и ордовика, причем ордовикские об ­ разования включают вулканиты основного состава. Стратифицированные образова­ ния, слагающие покровные блоки, имеют на­ клонное под разными углами залегание, на от­ дельных участках переходящее в субгоризон­ тальное.

Кроме покровных тектонических блоков в составе антиклинория выделены следующие складчатые структуры V порядка: Мойвин- ско-Мартайская мегантиклиналь, Чуволь - ско-Шудьинская мегантиклиналь, Велсов- ско-Кутимская мегасинклиналь, Белока- менско-Лямпинская мегантиклиналь, Нязьвинская мегантиклиналь, Хозатумпский моноклинорий, Колпаковский тектониче­ ский блок. Структуры сложены породами ри­

фея и ордовика (хапхарская, ниолсовская, чувальская, колпаковская свиты). Отмечается за­ висимость морфологии складчатых структур от вещественного состава и мощности слага­ ющих их пород. Для мощных толщ компетен­

тных пород (кварцитов, кварцито-песчаии- ков, мраморов) характерны довольно простые структуры брахиморфного типа, адля пластич­ ных пород меньшей мощности — складки ли­ нейного типа. В первом случае структуры и осложняющие их более мелкие складки име­ ют в плане форму, близкую к изометричной, с пологими крыльями, вертикальным или близким к нему положением осевых плоско­ стей и субгоризонтальным положением шар­ ниров. Во втором случае складки имеют в пла­ не линейную форму и относятся к типу асим­ метричных — наклонных или опрокинутых на запад структур с падением осевых поверхно­ стей на восток. Эти складки характеризуются протяженными интервалами субгоризонталь­ ного положения шарниров, а приразломные складки со значительными сдвиговыми смеще­ ниями по ним — обычно крутым погруже­ нием шарниров.

Границами структур V порядка, а часто и более мелких, обычно служат разрывные на­ рушения, среди которых ряд региональных:

Мойвинско-Кутимский, Болотнинский, Велсовский разломы, Тылайско-Промысловский и Поповский надвиги.

По мере приближения Мойвинско-Кутим- ского разлома, а далее к югу — ТылайскоПромысловского надвига, к зоне Главного Уральского разлома ширина зоны Верхнепе­ чорско-Кутимско го антиклинория постепен­ но сужается. На самом юге она представлена узкой (до 1—2 км) полосой Колпаковского тектонического блока. Ниже приводится ха­ рактеристика некоторых наиболее крупных разломов, трассирующихся на площади Верх- непечорско-Кутимского антиклинория.

Тагильский мегасинклинорий

На территории региона располагается крайняя западная полоса северной части про­ гиба, именуемая Тагильским мегасинклинорием.

Выходящая на площади часть Тагильского мегасинклинория полностью относится к его

Западной подзоне - Аозьвинско-Ревдинской моноклинали (структура IV порядка). Распо­

ложенная восточнее Центральная подзона Та­ гильского мегасинклинория (СосьвинскоУфалейский синклинорий) находится за пре­ делами региона.

серпентпнпзпрованы, однако первичные структуры п реликты минералов частично со ­ хранились.

Среди ультрамафптов расслоенных тел вы­ делены аподунитовые серпентиниты, которые слагают также дунитовое тело, серпентиниты

по бронзитсодержащим дунитам, гарцбургитам,лерцолитам и верлитам, серпентннизированный вебстерит, диаллагит, а также хромитнты с содержанием хромшпинелидов свыше 75%. Мощность слоев указанных пород колеб­ лется от дециметров до десятков метров. Габброидные тела слабо дифференцированы и сложены в основном габбро, в небольшом ко­ личестве присутствуют анортозит и клинопироксенит, которые также изменены постмаг­ матическими и региональными метаморфи­ ческими процессами.

В дунитах обычно содержатся хромшпинелид (до 1 %), псевдоморфозы по орто-, иног­

да клинопироксену (бронзит, энстатит, диоп­ сид) и флогопит, составляющие не более 5% объема породы. Зерна оливина имеют размер от 1 до 1 2 мм, четко идиоморфны ко всем ос­

тальным минералам. Гарцбургиты отличаются резко выраженной пойкилитовой структурой, содержат 60—90% псевдоморфоз по оливину размером 2—3 мм и свыше 1 0 % — по пироксе­

ну; постоянно наблюдается флогопит и хромшпинелид. При увеличении количества фло­ гопита до 1 0 % порода переходит во флогопит­ содержащий, а при превышении 1 0 % — во

флогопитовый перидотит.

Габбро слагают большую часть габброанортозитовых массивов, состоят примерно из рав­ ных количеств клинопироксена и плагиокла­ за, замещенных соответственно соссюритом и амфиболом. Обычно в породе хорошо со­ храняются реликтовые габбровая и пойкилитовая структуры. Ойкокристаллы пироксена достигают 1 см, пойкилитовые включения пла­ гиоклаза — 2 мм.

Хромититы по составу подразделяются на оливиновые, оливин-пироксеновые, пироксеновые и мономинеральные разности. Наибо­ лее распространены пироксеновые, вероят­ но, ортопироксеновые хромититы. По тек­ стуре и структуре среди них различают мел­ козернистые, порфировидные, овоидные и

овоидно-полосчатые разности. В порфировидных породах зерна хромшпинелида до ­ стигают 4 мм, диаметр овоидов колеблется от 1 до 1 0 см.

Помимо ортомагматических пород в сарановском комплексе присутствуют постмагма­ тические образования, из которых наиболь­ шим распространением пользуются ультрамафические пегматиты, широко развитые в расслоенных телах. Пегматиты характери­ зуются значительно большими размерами зерен оливина (2—5 см) и ортопироксена (1 — 1 0 см).

По химизму бронзитовые дуниты и гарц­ бургиты очень сходны между собой, имеют близкие характеристики А и S. По сравнению с типичными гарцбургитами и дунитами у апогарцбургитовых и аподунитовых серпентини­ тов часто повышено содержание А120 3 и Fe20 3

и понижено MgO. По содержанию ТЮ2и ще­ лочей все ультрамафиты относятся к низкоти­ танистой серии нормального ряда. На диаг­ рамме А-S ультрамафиты, в том числе аподу­ нитовые серпентиниты, занимают компакт­ ное полож ение в полях гарцбургитов и лерцолитов, приближаясь кдунитам, но не пе­ реходят их границу. Метапегматиты по бронзитовым дунитам соответствуют по химичес­ кому составу первичным породам. Метагаббро по петрохимическому составу соответствует этому семейству пород, относится к натровой, низкотитанистой серии.

Хромшпинелиды хромититов относятся к субферриалюмохромитам, реже ферриалюмохромитам. Характерной их особенностью является изоморфизм Cr-Fe, в отличие от хромшпинелидов альпинотипных массивов, которым присуще замещение Сг-А1.

Гипербазиты сарановского комплекса ха­ рактеризуются повышенными, по сравнению с кларковыми, содержаниями Zn, Ti, Си, Сг, V. От альпинотипных гарцбургитов они отличаются более высоким содержанием Fe, Ti, Cr, V и Al. Хромититы характеризуют­ ся повышенными концентрациями плати­ ноидов 0,1—2 г/т. Во вмещающих серпен­ тинитах их содержание составляет 0 ,0 2 —

0,08 г/т.

Возраст массивов сарановского комплекса

обычно метаморфпзованы до фации зеленых сланцев или эпидотовых амфиболитов, одна­ ко внутри массивов иногда сохраняются слабометаморфпзованные разности. Интрузии представлены дайками и лпнзовпднымп в пла­ не телами площадью 2—5 км2. Протяженность даек до 10 км. Ориентировка интрузивных тел субмеридиональная, северо-западная или се­ веро-восточная. К настоящем) 7 времени к кваркушскому комплексу отнесено около 80 интрузивных тел.

Габбродолериты и долериты состоят из по­ чти нацело соссюрнтизпрованного плагио­ клаза, представленного андезином пли лабродором, уралита с реликтами авгита, хлорита, актинолита, иногда тремолита, в некоторых случаях появляется микропегматит, титаномагнетит, нередки эпидот, лейкоксен, альбит, тальк. Структура пород бластоофитовая, бластогабброофитовая, в ряде случаев переходя­ щая в гранолепидобластовую. Пикродолерит тесно связан с диабазами, его слабоизмененные разности состоят из клинопироксена, пла­ гиоклаза, оливина и продуктов их изменения, а также ильменита и титаномагнетита; порода имеет порфировую структуру с офитовой ос­ новной массой.

Петрохимически долериты и пикродолериты относятся к нормальному ряду. Количество щелочей в них колеблется от 1 до 3,88%. П о­

роды принадлежат к известковистым, реже щелочно-известковистым разностям натрие­ вой и калиево-натриевой серий. По коэффи­ циенту глиноземистости (аГ) они относятся к умеренно- и низкоглиноземистым, реже высо­ коглиноземистым, по фемичности (f ) — кмезократовым, реже меланократовым и лейкократовым разностям.

Тела кваркушского комплекса имеют актив­ ные интрузивные контакты с вмещающими породами первичного песчано-глинистого со­ става басегской серии верхнего рифея и

свулканогенно-осадочными образованиями вильвенской свиты нижнего венда, вместе

сними метаморфизованы и перекрыты с уг­ ловым несогласием заметно менее изменен­ ными отложениями ордовикско-силурийско­ го возраста с пачкой базальных конгломератов. Таким образом, наиболее вероятный возраст

игтрузий по геологическим данным — по ­ здний венд.

Нижневендский магматический комплекс

Журавликский комплекс верлитпов, габбро и кварцевых сиенитов (va-q^Vjgr) представ­

лен Журавликским массивом — уникальным по составу и строению интрузивным образо­ ванием для западного склона Северного и Среднего Урала.

Журавликский массив расположен в преде­ лах Кваркушско-Каменногорского мегантиклинория (Каменногорский антиклинорий). Интрузивное тело находится на левобережье р. Серебрянки (среднее течение) против устья р. Журавлик. В структурно-формацион­ ном плане оно приурочено к Восточной под­ зоне Кваркушско-Каменногорской зоны.

Массив представляет собой сложный интрузив центрального типа размером 1750x1150 м, вытянутый в северо-восточном направлении, с кольцевыми и дугообразными внедрениями гранитоидов в габброиды, ко­ торые содержат линзовидные тела пироксенитов и верлитов. Все породы массива пре­ терпели интенсивные постмагматические и метаморфические изменения, затрудняющие петрографическое расчленение по видам, особенно это относится к габброидам и гранитоидам.

Линзы ультрамафитов мощностью около 50 м и протяженностью до 500 м сложены в ос­ новном клинопироксенитом, в центральных частях — оливиновым вебстеритом и верлитом. Первичный минеральный состав сохраняется редко. Реликтовые структуры представлены панидиоморфнозернистой и реже гипидиоморфнозернистой разностями с элементами пойкилитовой, обусловленной вростками оли­ вина в пироксен. Верлиты состоят из округлых зерен оливина (40 —60% ), ксеноморф ного клинопироксена (30—65%) и ортопироксена (до 5%) размером 0,5—3 мм, присутствуют пластинки флогопита ( 1 —8 %) размером 0,7— 2 , 0 мм. Оливиновые вебстериты состоят из

клинопироксена (10—70%), ортопироксена (10—40%), оливина (7—40%), флогопита или биотита ( 1 — 1 0 %), магнетита ( 1 —2 %), в ред­

ких знаках присутствует апатит. Клинопиро-