МИНИСТЕРСТВО ПРИРОДНЫХ РЕСУРСОВ и экологии РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

ФЕДЕРАЛЬНОЕ АГЕНТСТВО ПО НЕДРОПОЛЬЗОВАНИЮ

департамент по недропользованию по уральскому
федеральному округу

оао «уральская геологосъемочная экспедиция»

ГОСУДАРСТВЕННАЯ
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ КАРТА
РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

масштаба 1 : 200 000

 

Издание второе

Серия Средне-Уральская

Лист О-41-XXVI (Асбест)

ОБЪЯСНИТЕЛЬНАЯ ЗАПИСКА

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

САНКТ-ПЕТЕРБУРГ
КАРТОГРАФИЧЕСКАЯ ФАБРИКА ВСЕГЕИ • 2017

УДК 55(084.3М200):528.94.065(470.54)

Казаков И. И., Стороженко Е. В., Харитонов И. Н., Стефановский В. В. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1 : 200 000 (издание второе). Серия Средне-Уральская. Лист O-41-XXVI (Асбест). Объяснительная записка. − СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2017, 284 с. 13 вкл.

 

Дается описание стратиграфии, интрузивных и метаморфических образований протерозоя–палеозоя основания Уральской складчатой системы Восточный Урал и Восточно-Уральской мегазоны, стратиграфии мезозойско-кайнозойских образований, развитых на Среднем Урале. Приведены сведения по тектонике, геоморфологии, истории геологического развития, гидрогеологии и геоэкологии. Дано систематическое описание полезных ископаемых территории, указаны закономерности их размещения, выделены перспективные площади.

Книга рассчитана на широкий круг специалистов, занимающихся региональной геологией.

 

Табл. 9, ил. 32, список лит. 202 назв., прил. 13.

 

Составители:

И. И. Казаков, Е. В. Стороженко, И. Н. Харитонов, В. В. Стефановский,
Ю. Н. Кошевой, С. В. Козьмин, С. Э. Мартынов, И. Ф. Фадеичева,
Ю. Л. Ронкин, В. Г. Лукин

 

Редактор Г. А. Петров

 

Рецензенты НРС А. П. Казак, В. К. Шкатова (ВСЕГЕИ)

 

Рекомендована к печати НРС Роснедра
29 октября 2014 г.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

© Федеральное агентство по недропользованию, 2017

© ОАО «Уральская геологосъемочная экспедиция, 2014

© Коллектив авторов, 2014

© Картфабрика ВСЕГЕИ, 2017


 

ВВЕДЕНИЕ

Лист О-41-XXVI расположен на восточном склоне Среднего Урала, ограничен координатами 56°40′–57°20′ с. ш., 61°00′–62°00′ в. д. и имеет площадь 4511,8 км2. Административное положение района – территории, подчиненные городам Асбест, Артёмовский, а также Асбестовскому, Белоярскому, Берёзовскому, Режевскому, Сухоложскому, Богдановичскому районам Свердловской области.

Рельеф района низкогорный, слегка всхолмленный. Абсолютные высотные отметки: минимальная – 122 м (урез воды р. Пышма), максимальная – 318 м (юго-западный угол листа). Относительное превышение водоразделов над долинами – 20–70 м. Обнаженность слабая. Коренные выходы есть в долинах рек, карьерах, выемках. Значительная часть территории залесена.

Речная сеть сравнительно редкая, много понижений, занятых озерами и болотами. Наиболее крупной рекой является несудоходная Пышма, протекающая в широтном направлении. Наиболее крупным левым притоком Пышмы является р. Рефт. Остальные водотоки представлены мелкими реками и ручьями. Водотоки в северной части площади являются притоками р. Реж, в северо-восточной части – притоками р. Ирбит, в южной части – притоками р. Исеть. В районе имеются многочисленные пресноводные озера, располагающиеся на водоразделах. Наиболее крупным является оз. Куртугуз с площадью около 10 км2. Искусственные водоемы представлены Белоярским и Рефтинским водохранилищами. Реки замерзают в начале–середине ноября, вскрываются в середине апреля, озера вскрываются в конце апреля–начале мая. Весеннее половодье длится 20–25 дней, максимум его приходится на начало мая. Уровень воды поднимается на 1–2 м. Летом бывают дождевые паводки. Болота травяные глубиной 0,5–1 м (реже до 2 м и более) замерзают в конце ноября, оттаивают в начале мая. Основными источниками водоснабжения являются скважины, колодцы, реже родники и озера; из водохранилищ вода берется в технических целях. Климат континентальный, снеговой покров в зимнее время – до 50–70 см, количество осадков – около 480 мм в год. Среднемесячная температура в январе составляет –17–19°, в июле 17°, среднегодовая температура колеблется от 2,3° до 1,2°.

На территории листа расположено три города (Асбест, Заречный, Артёмовский) и около 70 малых населенных пунктов (деревни, села, поселки, станции). Все населенные пункты электрифицированы и почти все обеспечены телефонной связью. Железная дорога на участках Екатеринбург–Богданович, Екатеринбург–Каменск-Уральский – однопутная и двупутная. По территории проходят автомобильные дороги федерального значения – Екатеринбург–Тюмень и Екатеринбург–Курган с усовершенствованным асфальтовым покрытием, а также сеть шоссейных и грейдерных дорог местного значения – Екатеринбург–Реж, Асбест–Белоярский, Асбест–Рефтинский и др. Население преимущественно русское, по вероисповеданию православное, занято большей частью на промышленных предприятиях: ОАО «Ураласбест», ОАО «УралАТИ», Рефтинская ГРЭС, Рефтинская птицефабрика, Сухоложский цементный завод, Белоярская АЭС, Малышевское рудоуправление и др., а также в торговле, в лесной, горнодобывающей, железнодорожной отраслях.

Изученность листа достаточно плотная: территория покрыта геологическими съемками и доизучениями масштаба 1 : 50 000, участками 1 : 25 000, с магнитными, гравиметрическими и радиометрическими съемками, проведено большое количество тематических исследований, поисковых, оценочных и разведочных работ на разные виды полезных ископаемых. Составлена и издана Государственная гравиметрическая карта масштаба 1 : 200 000 (1999 г.), составлена цифровая модель аномального магнитного поля масштаба 1 : 200 000 (2006 г.). Вся площадь обеспечена топоосновой масштаба 1 : 50 000–1 : 200 000. Использование материалов аэрокосмических снимков для целей геокартирования на описываемой территории сильно ограничено высокой степенью техногенной нагрузки, неконтрастностью форм рельефа, отсутствием крупных по площади скальных обнажений, несоответствием древостоя зонально-климатическим поясам и литологическим комплексам вследствие неоднократной разновременной вырубки лесов.

Геологические границы комплекта геологических карт листа О-41-XXVI увязаны со смежными листами изданных Госгеолкарт-200/2: О-41-XXV, O‑41-XXXII. При этом имеются отдельные расхождения в возрастных и вещественных характеристиках стратифицированных и нестратифицированных подразделений по границам с вышеперечисленными листами. На юго-западной границе листа с образованиями позднепалеозойского восточно-уральского тектоногенного комплекса граничат ультрамафиты ордовикского первомайского комплекса. С нашей точки зрения, комплекс пород и их состав на данном участке более соответствует именно полимиктовому серпентинитовому меланжу. Возрастных датировок данных образований нет. Различия в возрасте и названиях подразделений на южной границе листа связаны с изменениями в серийных легендах и с новыми полученными аналитическими данными по алапаевскому, рефтинскому, каменскому комплексам, белоярской и колюткинской толщам, а также по девонским и каменноугольным вулканогенно-осадочным и осадочным образованиям.

В работе по подготовке материалов к печати принимали участие И. И. Казаков, Е. В. Стороженко, И. Н. Харитонов, А. С. Фауст, С. В. Козь­мин, С. Э. Мартынов, В. Г. Лукин (Котлинская ГСП ОАО «УГСЭ», г. Екате­ринбург), В. В. Стефановский (геолог-консультант ОАО «УГСЭ»), Ю. Н. Ко­ше­вой (Серовская ГСП ОАО «УГСЭ»), Л. Н. Бурнатная (ОАО «СУГРЭ»), Г. Н. Бо­роз­дина (Уральский геологический музей, г. Екатеринбург). В полевых работах по ГДП-200 принимали участие специалисты ОАО «УГСЭ» И. И. Казаков, Е. В. Стороженко, И. Н. Харитонов, В. Г. Лукин, С. В. Козь­мин, А. В. Авер­чен­ко, Е. Б. Пономарев, Д. Н. Соколов, С. А. Носков. Создание трансформаций геофизических полей выполнено Ф. Ш. Исхаковой (ОАО «Баженовская геофизическая экспедиция»). Петрографические описания выполнены И. Ф. Фадеичевой. Минералогические и литологические анализы выполнены в ОАО «УГСЭ» Р. Д. Порожской, М. Г. Бабейкиной, Н. Г. Гаевой. Определения абсолютного возраста выполнены Ю. Л. Ронкиным (ИГГ УрО РАН) в Johann Wolfgang Goethe University (г. Франкфурт-на-Майне, ФРГ). Палеонтологические исследования и ревизия находок фауны выполнены Г. Н. Бороздиной (Уральский геологический музей, г. Екатеринбург) и Т. И. Степановой (Уральский государственный горный университет, г. Екатеринбург). Растворение проб для выделения фаунистических остатков выполнено в Григорьевской ГСП ОАО «УГСЭ». Палинологические анализы выполнены Т. Ф. Трегуб (Воронежский госуниверситет). Спектральные приближенно-количественные анализы, химические анализы на молибден и вольфрам выполнены в лабораториях ОАО «Уралмеханобр» (г. Екатерин­бург), атомно-абсорбционные и пробирные анализы на золото и серебро – в лаборатории ЗАО «Инвестиции и промышленность» (г. Полевской), силикатные химические анализы и анализы методом ICP-MS – в лаборатории ИГГ УрО РАН (г. Екатеринбург). Дробление и истирание проб выполнены в ООО «Коминфо» (г. Верхняя Пышма).

Авторы благодарны за консультативную помощь специалистам ОАО «УГСЭ» Г. А. Петрову, Н. С. Сергееву, В. Н. Самкову, В. Я. Левину, Е. Н. Ми­ха­ле­вой, Г. А. Ильясовой, А. А. Жиганову, А. А. Машарову, специалистам ИГГ УрО РАН В. Н. Смирнову, Е. В. Пушкареву, главному геологу Малышевского рудоуправления А. В. Катькалову; за предоставление информации по Уральским изумрудным копям – М. П. Попову (Уральский государственный горный университет, г. Екатеринбург); за помощь в проведении полевых работ – главному геологу Малышевского рудоуправления А. А. Катькалову, геологу НИИПроектасбест П. В. Свергунову. Большую помощь в работе по подготовке материала для изотопно-геохронологических исследований магматических образований оказал В. Н. Смирнов (ИГГ УрО РАН).

 

 

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИЗУЧЕННОСТЬ

 

Территория листа О-41-XХVI является одним из старейших горнорудных объектов Урала. Геологические исследования начались здесь еще в XVIII веке. В XIX и в начале ХХ веков район изучался рядом известнейших исследователей: Г. К. Гревингом, Г. Е. Шуровским, И. Н. Миклашевским, А. Семен­чен­ко, А. П. Карпинским, А. Е. Ферсман и др. Сведения по объектам геологосъемочных, тематических и поисковых работ отображены на рис. 1.

Геологические съемки. Геологические съемки масштабов 1 : 200 000–1 : 10 000 начаты с 1930 г. и продолжались до 1970-х годов. Результатом этих работ явилось составление геологических карт, карт полезных ископаемых, схем стратиграфии и магматизма, выделение тектонических структур, выявление ряда месторождений полезных ископаемых и определение направлений дальнейших поисковых работ [64, 70, 129, 130, 137]. В 1970–1980-е годы проводилось геологическое доизучение площадей масштаба 1 : 50 000 (ГДП-50) [127, 128, 138]. В рамках трапеции O-41-XXVI доизучением была охвачена практически вся площадь, за исключением одного листа – O-41-112-Г (южная половина). При выполнении ГДП-50 разработаны подробные схемы стратиграфии и магматизма, изучены процессы метаморфизма, составлены тектонические схемы, открыто Гагарское золоторудное месторождение, произведена прогнозная оценка территории и определены прогнозные ресурсы. Эти работы сопровождались большим объемом горно-буровых работ, площадных геохимических и геофизических исследований, что позволило получить большой массив информации, в т. ч. по глубинному строению. На основе обобщения ранее проведенных работ, преимущественно материалов ГДП-50, в 1987 г. была подготовлена к изданию и издана Государственная геологическая карта масштаба 1 : 200 000 листа O-41-XXVI с объяснительной запиской [9]. Комплект был представлен тремя картами доюрских образований, дочетвертичных образований, четвертичных образований, совмещенными с картами полезных ископаемых. С 1983 по 1989 г. И. Н. Мамаевым проведено геологическое доизучение 1 : 25 000 листов O-41-99-Г-а,б,в, O-41-111-Б-а,б с применением бурения, проходкой шурфов и канав, комплексом геохимических и геофизических работ. В результате составлена подробная геологическая карта масштаба 1 : 25 000, структурно-тектоническая схема Малышевско-Асбес­тов­ской площади масштаба 1 : 100 000, выявлены месторождения и проявления золота, вольфрама, тантала, молибдена и других полезных ископаемых. C 1999 по 2002 г. по территории листа O-41-XXVI ОАО «УГСЭ» проводило ГДП-200. В ходе ее проведения были обобщены материалы предшествующих работ и выполнялись собственные полевые работы – маршруты, описание разрезов, проходка шурфов, картировочных и мелкометражных скважин. Однако, по причине резкого прекращения финансирования, значительная часть поставленных задач была не выполнена. Не были выполнены значительные объемы полевых и лабораторных исследований, не созданы базы данных, значительная часть полученных материалов не были учтены при составлении комплекта карт. Материалы были сданы в виде информационного отчета [149] без подготовки полного комплекта Госгеолкарты-200.

Тематические работы. Материалы, собранные до подготовки комплекта Госгеолкарты первого издания (1987 г.) в процессе ГДП-50 и полистных съемок масштаба 1 : 50 000, были проанализированы при проведении обобщающих тематических работ разного профиля Т. В. Диановой, С. В. Ан­тонеева, Е. С. Контаря, И. Д. Соболева, А. М. Сухорукова, В. Н. Смир­но­ва, К. К. Золоева и др. Выполнение тематических исследований продолжалось и после 1987 г. В 1988 г. составлена Прогнозно-металлогеническая карта Урала и Северного Казахстана на железные руды масштаба 1 : 500 000 на структурно-формационной основе [139]. В 1988 г. подготовлена к изданию структурно-формационная карта Северного, Среднего и северной части Южного Урала масштаба 1 : 500 000 (автор С. В. Автонеев). При этом привлечен большой фактический материал по геологии и геофизическим исследованиям, включая систематические (методом MOB и ГСЗ). Металлогенические исследования масштаба 1 : 500 000 благородных металлов Урала после издания Государственной геологической карты масштаба 1 : 200 000 проводились под руководством Е. А. Сибирякова [157]. Обобщены материалы по рудному и россыпному золоту, проведено районирование, даны прогнозы, определены ресурсы металла. В пределах листа O-41-XXVI выделен Быстринский, Шамейский, Белоярский и другие рудные узлы, перспективные площади развития россыпей золота. В 1991 г. завершена тематическая работа по изучению тектоно-магматической активизации Урала (Шуб и др.). На Урале авторами выделено 16 этапов активизации на примере эталонных объектов. К последним отнесены месторождения «адуйских» тантало-пегматитов, развитых на листе O-41-XXVI. Экспедицией «Уралзолоторазведка» в 1989–1991 гг. проведены тематические работы по систематизации россыпей золота. В результате были составлены карты россыпной золотоносности масштаба 1 : 25 000 бассейна р. Рефт на территории деятельности бывшего Свердловского прииска [68]. Дана прогнозная оценка россыпей по категориям P1, Р2 и Р3. Собраны сведения по коренным источникам золота. Определены направления дальнейших поисковых работ и их очередность. В 1992 г. завершено составление прогнозно-металлогенической карты платиноносности (рудной и россыпной) Северного, Среднего и Южного Урала масштаба 1 : 500 000 [121]. В отчете по данной теме синтезированы данные об условиях формирования и закономерностях размещения месторождений платиновой группы и выделены рудноформационные зоны. Оценены прогнозные ресурсы. Приведены сведения о содержании платиноидов в различных массивах (в т. ч. в Баженовском и Ключевском) и о хромисто-магнезиальных корах выветривания. В 1996 г. завершена тематическая работа по оценке перспектив и разработке направлений поисковых работ на медные руды по Каменскому вулканическому поясу [154]. Дан анализ эволюции вулканизма и металлогении пояса. Разработана геолого-геофизическая модель Сафьяновского месторождения. Даны прогнозы и рекомендации на медноколчеданный тип оруденения. В 1999 г. завершен отчет по теме «Оценка перспектив меденосности Мезенско-Режевской площади за 1996–1999 гг.» [134]. Отчет по объему и по сути фактического материала представляет собой энциклопедическую сводку о выявленном и потенциальном колчеданном оруденении района. Автором рекомендуется проведение дальнейших работ на семи участках с прямыми признаками колчеданного оруденения. Выдвинут тезис о возможной генетической общности железорудных проявлений (в качестве железной шляпы) с колчеданами. Оценены прогнозные ресурсы. В разные годы для геокартирования производилось дешифрирование комплекса материалов дистанционных съемок с составлением карт и схем масштабов 1 : 200 000–1 : 1 000 000 (В. А. Афанасьев и др.). Авторами выделены многочисленные линейные и кольцевые структуры, хотя вопросы происхождения структур остались открытыми. С 2007 по 2009 г. ОАО «УГСЭ» проводило работы по составлению Госгеолкарты масштаба 1 : 1 000 000 листа О-41 (третье поколение) [29]. В процессе работы был внесен ряд изменений и уточнений в структурно-формационное и минерагеническое районирование, в легенды карт, выявлены дополнительные признаки минерагенической значимости отдельных площадей. Произведена оценка прогнозных ресурсов меди, цинка, свинца, и др. В 2010–2011 гг. ОАО «УГСЭ» по договору с ФГУП «ЦНИГРИ» проводило работы по переоценке прогнозных ресурсов золота, металлов платиновой группы, меди, никеля, цинка и свинца на территории УрФО по состоянию на 1.01.2010 г. [98]. В ходе работ была составлена сводка по объектам с кондиционными и некондиционными прогнозными ресурсами перечисленных полезных ископаемых.

По листу O-41-XXVI также выполнен значительный объем тематических исследований в рамках научных работ ИГГ УрО РАН и УГГУ [4, 8, 18, 21–23, 43, 47–53, 58, 117, 160 и др.]. В результате исследований получены новые данные о вещественном составе интрузивных, вулканогенных и метаморфических комплексов, их изотопно-геохронологических характеристиках, изучен характер эволюции магматизма и др. Из наиболее значимых обобщающих работ последних лет следует отметить диссертацию Е. В. Лобовой (научный руководитель В. Н. Смирнов) «Силурийский интрузивный магматизм Восточной зоны Среднего Урала» [117] и монографию Г. Б. Ферштатера «Палеозойский интрузивный магматизм Среднего и Южного Урала» [47].

Поисковая изученность. Результаты поисковых работ по состоянию на 1.01.1983 г. отражены на Государственной геологической карте масштаба 1 : 200 000 [4] и в объяснительной записке к ней. После 1983 г. поисковые и оценочные работы на территории листа осуществлялись непрерывно вплоть до настоящего времени. Приоритетными полезными ископаемыми были медные (колчеданные) руды, рудное и россыпное золото, тантало-ниобаты, молибден, вольфрам, хромовые руды, хризотил-асбест, драгоценные камни, жильный кварц, стройматериалы (кирпичные и керамзитовые глины, камень-плитняк и др.).

Поиски колчеданных руд после открытия Сафьяновского медно-цинкового месторождения проводились на его южном фланге в пределах развития среднепалеозойских вулканогенно-осадочных толщ [108, 110, 111]. Получен и обработан большой фактический материал по петрографическим и геохимическим особенностям палеозойских пород района. Выявлен ряд перспективных проявлений, оценены их прогнозные ресурсы. В южной части листа O-41-XXVI (Белоярская площадь) при проведении поисковых работ были выявлены залежи колчеданных руд в районе дер. Мезенки [174]. Поиски медных руд в юго-восточной части листа выполнялись ТОО «Родонит» под руководством Ю. Н. Юшкова [201]. В районе оз. Куртугуз выявлено Куртугузское колчеданное проявление.

Поиски рудного золота в районе Гагарского золоторудного месторождения проведены в 1987–2006 гг. под руководством В. А. Филиппова [171, 172, 174]. По результатам работ на Северном участке в корах выветривания выделены два блока с прогнозными ресурсами золота категорий Р1 и Р2, которые на НТС Уралнедра было решено не учитывать при геолого-экономической оценке, как не соответствующие лимитам бортового содержания золота для Гагарского месторождения. В юго-западной части листа поисковые работы на золото проведены в 1984–1988 гг. под руководством П. А. Матвейчука на площади 617 км2 [122]. Выявлено большое количество (около 200) пунктов минерализации и рудопроявлений золота, шлиховых и шлихогеохимических ореолов, выделены участки для проведения дальнейших поисковых работ. В 1989–1992 гг. в районе пос. Малышево проведена оценка промышленной значимости проявления коренного золота Рудничное. В результате выделены Центральная и Восточная рудоносные зоны, представленные метасоматитами лиственит-березитовой формации с карбонатными и кварц-карбонатными жилами [182]. В том же районе изучено проявление золота Безымянный Лог. Установлено, что золото локализовано в коре выветривания в районе южного выклинивания Шамейского габбрового массива [181]. В 2009 г. в северо-восточной части листа, в районе пос. Золоторуда закончены поисковые и оценочные работы на Февральском золоторудном месторождении. Выполнен подсчет запасов окисленных руд Икрянского участка. Поиски россыпного золота производились в 1991–1995 гг. в бассейне р. Бол. Рефт [133]. В результате работ составлена Карта прогноза на россыпи золота масштаба 1 : 10 000.

Поисковые и поисково-оценочные работы на молибденовое и вольфрамовое оруденение в последнее десятилетие прошлого века проведены в центральной части листа УГСЭ и Малышевским рудоуправлением. В результате работ изучена морфология, вещественный состав руд, характер геохимических полей, выявлены перспективные участки, по которым оценены прогнозные ресурсы, установлена промышленная значимость Южно-Шамейского молибденового месторождения. Южно-Шамейское месторождение в настоящее время оценено ООО «Горнорудная компания Уральское золото». По состоянию на 1.01.2012 г. в ГКЗ по месторождению утверждены балансовые запасы молибдена.

Также различными организациями проводились работы на танталоносные пегматиты [151–153], на самоцветное сырье (в первую очередь – на изумруды) [151–153], на жильный кварц [143], на хромиты [156, 163], на хризотил-асбест (В. И. Чемякиным в 1984–1988 гг. и В. И. Ефимовым в 1985–1987 гг.), на кварц-полевошпатовое сырье [155], на керамзитовые глины [176], на кирпичные глины [166, 141], на граниты [90, 193], на камень-плитняк [190, 194, 195].

Геохимическая изученность отображена на рис. 2. В пределах площади за период 1955–2011 гг. проведено более 80 различных геохимических исследований при поисковых и геологических работах, более 50 тематических работ, сопровождавшихся геохимическими исследованиями (на схеме геохимической изученности не отражены, так как обычно охватывают всю площадь листа О-41-XXVI) и два десятка различных гидрохимических исследований. На схеме отображены 46 объектов, в основном это кондиционные работы масштаба 1 : 50 000, сопровождающие геологосъемочные и поисковые работы. В 1950-х годах, как правило, выполнялось металлометрическое опробование.

С конца 1960-х годов при геологосъемочных работах начинается планомерное геохимическое изучение территории (опробование по первичным ореолам) с целью поисков различных полезных ископаемых и получения геохимических характеристик изверженных, вулканических и осадочных горных пород. Наиболее изучена центральная часть площади, где сосредоточены месторождения тантала, бериллия, молибдена, вольфрама, золота, изумрудов и асбеста. В восточной части площади изучались месторождения коренного и россыпного золота, поиски медно-порфирового и колчеданного оруденения и каменного угля. Применение геохимических методов было усиленно в связи с открытием Сафьяновского медноколчеданного месторождения, Гагарского золоторудного месторождения [127] и проведения геологического доизучения Малышевской площади масштаба 1 : 25 000 [120]. В результате этих работ установлена высокая перспективность площади на вольфрам, определена промышленная значимость Южно-Шамейского молибденового месторождения и Рудничного золоторудного проявления. Геохимические исследования применялись также для решения экологических проблем. С этой целью выполнена гидрохимическая съемка масштаба 1 : 1 000 000 [179] и составлена Геолого-экологическая карта масштаба 1 : 500 000 [71], проведены инженерно-геологическая съемка и гидрогеологическое доизучение масштаба 1 : 200 000 района Белоярской АЭС, южная половина листа О-41-XXVI [186].

Геофизическая изученность. Геофизические методы исследования на территории листа О-41-XXVI применяются с 1930-х годов. К настоящему времени выполнен большой объем различных геофизических работ: магниторазведки, электроразведки, гравиразведки, сейсморазведки, радиометрии.

Первые аэромагниторазведочные работы (рис. 3) были проведены в 1948–1953 гг. Кукиным (1948 г.), Тимофеевой (1950 г.), Бородиным (1953 г.). Низкая точность аппаратуры не позволяла использовать полученные данные для целей геокартирования. Последующие наземные магнитные съемки проводились с повышенной точностью и детальностью и позволяли использовать их для геокартирования. Наземные магнитные съемки в целях геокартирования и поисков полезных ископаемых начали применяться с 1931 г. Первые наземные магнитные съемки имели низкую точность и в последующем эти съемки были перекрыты более высокоточными работами масштаба 1 : 25 000, используемыми как для картирования, так и при поисковых работах. К 1991 г. наземными магнитными съемками в основном масштаба 1 : 25 000 и крупнее заснята вся площадь листа [128, 129, 131, 138, 160]. Основные задачи магнитных съемок, в том числе и при поисковых работах, сводились к выяснению структурно-тектонической обстановки и геологическому картированию (выявление и прослеживание ультрабазитов, выявление среди них пород с магнетитом и другие участки метаморфизованных ультрабазитов, благоприятные для поисков антофиллит-асбеста. При поисковых работах, кроме площадных магнитных съемок, довольно широко использовались профильные работы чаще всего в комплексе с электроразведкой. На территорию листа О-41-XXVI в 2006 г. А. В. Чурсиным составлена цифровая модель аномального магнитного поля масштаба 1 : 200 000, в ед. уровне, сечение изодинам – от 0.5, 0.1, 0.5–102 нТл.

Электроразведочные работы (рис. 4) на площади проводились как самостоятельно, так и в комплексе с другими методами. Электроразведка применялась для определения мощности рыхлых отложений, выделения зон благоприятных для поисков силикатного никеля, редких металлов и других полезных компонентов, связанных с корами выветривания, а также для выделения бериллоносных кварцевых жил, пегматитов, изумрудоносных слюдитов, залежей стройматериалов. В разные годы для поисков медных руд проводились профильные и площадные электроразведочные работы методом ВП. Метод ВП применялся также при поисковых работах на вольфрам, молибден.

Гравиметрические работы (рис. 5) проводились на площади листа с 1949 г. На начальном этапе это были в основном профильные работы и создание сети опорных пунктов. В 1961 г. М. Ф. Маркитантовым проведена площадная гравиметрическая съемка в масштабе 1 : 200 000, по результатам которой с использованием результатов магнитной съемки дается схематическое описание геологического строения. В дальнейшем начали проводиться съемки более крупного масштаба (1 : 50 000) для целей геологического картирования [129, 138 и др.], и одновременно проводились съемки масштаба 1 : 25 000–10 000 и крупнее, применительно к поискам различных полезных ископаемых с решением тех же геологических задач [111, 120, 128, 172, 179 и др.]. Одновременно с крупномасштабными площадными работами, также при поисковых работах проводились профильные гравиметрические съемки с шагом 20–50 м. В 1993–1999 гг. А. Г. Кислицыным выполнена тематическая работа по теме «Переинтерпретация материалов гравиметрических съемок масштаба 1 : 50 000 на Среднем Урале» [103]. В результате работ составлен комплект карт масштабов 1 : 50 000 и 1 : 200 000, проведена геологическая интерпретация геофизических данных, уточнены границы основных тектонических структур района и другие геологические построения. Выполнены глубинные построения различных комплексов, выделен перспективный участок на поиски редких металлов и драгоценных камней. В 1999 г. издана Государственная гравиметрическая карта (3-е издание), авт. Л. Ф. Осипова.

Первые сейсмические исследования начали проводиться с 1950 г. в основном с выделением депрессий среди палеозойских пород, перспективных на поиски углей. В 1967–1971 гг. БГЭ проведены сейсморазведочные работы на Асбестовском региональном профиле (рис. 5) для изучения особенностей геологического строения верхней части земной коры в районе наибольшего развития гранитоидных комплексов. Профиль пересекает Адуйский и Рефтинский массивы (ГСЗ, КМПВ, МОВ – масштаб 1 : 200 000). На юге листа пройден Ключевской сейсмопрофиль (рис. 5) методом отраженных волн, по которому получен разрез глубиной до 12 км. Верхи разреза отличаются повышенной плотностью отражающих элементов и неравномерным их распространением по профилю. В низах разреза преобладают субгоризонтальные отражающие площадки и незначительное количество динамически выраженных границ.

 

 

СТРАТИГРАФИЯ

 

Характеризуемая территория расположена в области с очень длительной историей геологического развития, что предопределило разнообразие развитых здесь стратифицированных образований широкого возрастного диапазона – от раннепротерозойских до современных четвертичных включительно с преимущественно тектоническими соотношениями между разновозрастными подразделениями. По литолого-стратиграфическим характеристикам можно выделить три крупных этапа формирования стратифицированных образований.

1. Протерозойский – этап образования метаморфизованных пород адуйского комплекса и алабашской серии в пределах Сосьвинско-Синарской СФЗ основания Уральской складчатой системы Восточный Урал.

2. Ордовикско-каменноугольный – этап образования преимущественно вулканогенно-осадочных, реже карбонатных и терригенных отложений, отвечает Алапаевско-Адамовской и Верхотурско-Новооренбургской СФЗ Восточно-Уральской мегазоны.

3. Мезозойско-кайнозойский этап формирования кор выветривания и субгоризонтально залегающих осадочных образований различного генезиса с преимущественно стратиграфическими соотношениями. Четвертичные отложения почти повсеместно чехлом перекрывают более древние образования, а в северо-восточном углу площади отмечается краевая часть чехла Западно-Сибирской платформы, представленного палеогеновыми осадками. Мощность мезозойско-кайнозойских осадков меняется от нуля до десятков метров в западной части и до сотен метров в северо-восточном углу листа.

Стратиграфическое расчленение геологических подразделений произведено в соответствии со сводной легендой Среднеуральской серии Госгеолкарты-200 [180] и изменениями и дополнениями к ней, имеющимися в легенде Уральской серии листов Госгеолкарты-1000/3 (актуализированная версия) [91]. При расчленении силура и квартера учтены также изменения, утвержденные постановлениями МСК [33–37].

Протерозой

Протерозойские метаморфизованные образования выходят на поверхность в виде полосы в северо-западной части описываемого листа, окаймляя с запада крупные массивы гранитоидов Адуйский и Каменский. Полоса развития метаморфизованных образований отвечает Сосьвинско-Синарской СФЗ. Ранее, с 1958 г., они же выделялись как единая мурзинская свита [92] или как нерасчлененные ранне-среднерифейские образования [9, 131]. При проведении ГДП-200 на смежном с запада листе [107] они были разделены на раннепротерозойский адуйский комплекс и среднерифейскую алабашскую серию. Подобное же деление было принято в последних работах и в пределах листа O-41-XXVI [29, 149].

Нижний протерозой

Адуйский комплекс (PR1?ad). Образования этого древнего подразделения слагают северо-западную часть листа в пределах Сосьвинско-Синарской СФЗ и прослеживаются на 30 км в виде субмеридиональной полосы шириной от 3 до 6 км вдоль западной рамки площади, в северной ее части. Комплекс представлен плагиогнейсами биотитовыми и биотит-амфибо­ло­выми, с прослоями амфиболитов, гранитогнейсами и гнейсогранитами. Породы часто мигматизированы. Часто отмечаются тела пегматоидных гранитов, имеющие как субсогласное залегание с гнейсовидностью пород, так и рвущие формы. Генезис пегматоидов не совсем ясен – наиболее вероятно, что это – результат метасоматических процессов, связанных с мигматизацией пород. Соотношения адуйского комплекса с подстилающими образованиями не известны. С породами алабашской серии среднего рифея на изучаемой площади контакт тектонический, часто маркируется линзовидными телами гипербазитов. Внутреннее строение комплекса характеризуется общим северным простиранием гнейсовидности (кристаллизационной сланцеватости), которое в южной части плавно меняется на северо-западное. Преобладающее падение пород, восточное, под углом 70–90.

Строение комплекса изучено по разрозненным коренным и элювиальным обнажениям коренных пород и по широтной линии шурфов. В 1980-х годах в ходе работ по ГДП-50 [131] разрез изучался также по керну скважин, пробуренных по профилю вкрест простирания гнейсовидности пород в северной части полосы развития метаморфического комплекса (рис. 6) и по ряду скважин колонкового и шнекового бурения в южной части. По профилю скважин 341–330 [131] разрез представлен сложночередующимися биотитовыми, биотит-роговообманковыми плагиогнейсами мелко-среднезернистыми, реже амфиболитами. Четкая полосчатость в них обусловлена минеральным и гранулометрическим составом, падает под углом 20–60° как на восток, так и на запад. Важнейшей составной частью разреза являются гнейсы, гранитогнейсы (реже гранодиоритогнейсы) и гнейсовидные граниты, составляющие до 30–40 % объема разреза. Все эти разновидности пород близки по своим признакам и иногда трудно различимы даже под микроскопом. Границы между ними постепенные, но иногда в обнажениях достаточно четкие (рис. 7). Для гнейсов и гранитогнейсов, в отличие от гранодиоритогнейсов характерно более устойчивое содержание калишпата и пониженное содержание темноцветных минералов. Гнейсовидные граниты отличаются от гранитогнейсов появлением гипидиоморфнозернистых и более равномернозернистых структур и более однородными по форме и величине зернами [131].


 

 

 

06

 

Рис. 6. Геологический разрез по профилю скважин 341–330 [131, 149]. Масштаб горизонтальный 1 : 25 000, вертикальный 1 : 10 000.

Условные обозначения: 1–3 – адуйский комплекс метаморфический: 1 – гнейсы биотитовые, реже мусковит-биотитовые в различной степени мигматизированные, 2 – плагиогнейсы биотитовые мигматизированные, 3 – плагиогнейсы амфибол-биотитовые. 4–5 – адуйский комплекс гранитовый: 4 – граниты биотитовые, реже мусковит-биотитовые, 5 – пегматиты. 6–7 – прочие обозначения: 6 – скважины Западно-Адуйской ГСП (1984 г.) и их номера, 7 – геологические границы (стратиграфических и интрузивных тел).

 


07

Рис. 7. Соотношения плагиогнейсов, гранитогнейсов и гранитов (обн. 2192 130 [131]). Масштаб 1:10.

Условные обозначения: 1 – гранитогнейсы; 2 – плагиогнейсы; 3 – граниты.

 

 

 

Вблизи западной рамки листа на широте пос. Лосиный, в зоне слабоповышенных локальных аномалий поля силы тяжести интенсивностью около 1,5 мГал (см. Схему локальных аномалий силы тяжести (Rоср = 7 км) отмечаются обнажения роговообманково-биотитовых, биотит-роговообманко­вых плагиогранитогнейсов и плагиогнейсов с содержанием темноцветных минералов (биотита и роговой обманки) от 5–7 до 25 %. Для них характерно также повышенное содержание апатита и сфена, часто встречающихся в ассоциациях с зернами биотита. По содержанию основных петрогенных окислов плагиогнейсы здесь соответствуют диоритам также с бóльшей, чем в магматических породах, степенью окисленности железа.

Особенностью разреза, характерной для описываемого подразделения, является его насыщенность мигматитами, особенно в западной и юго-западной частях полосы развития пород комплекса. Состав лейкосомы мигматитов изменяется от близкого к диоритам до нормальных гранитов. По морфологическим признакам представлены очковые, птигматитовые, теневые и послойные мигматиты. В непосредственной близости от Адуйского массива отмечаются согласные гнейсовидности тела гранитов (до 3 км по простиранию), а метаморфические породы представлены большей частью гранитогнейсами и гнейсогранитами с высоким содержанием калишпата (10–40 %). Мигматизация здесь проявлена слабо, хотя возможно, что к процессам мигматизации здесь следует отнести наличие жильных тел пегматоидов. Сам контакт метаморфического комплекса с Адуйским массивом повсеместно заливообразный, с многочисленными апофизами гранитов. Переходы от плагиогнейсов и амфиболитов к гранитам чаще всего рвущие, резкие с многочисленными ксенолитами и скиалитами метаморфических пород. В картировочных скважинах [131] описывался постепенный переход от мелкозернистых гранитогнейсов к среднезернистым гнейсовидным гранитам. По мнению авторов, полосу преимущественного развития слабомигматизированных гранитогнейсов, выделяющуюся в восточной краевой части комплекса на границе с гранитовым массивом, возможно, следует относить к приконтактово измененным гранитам Адуйского массива. Соответственно границей Адуйского гранитового массива, возможно, является граница между мигматизированными и слабомигматизированными породами метаморфического комплекса. Недостаток информации о характере контактов между гранитогнейсовой и плагиогнейсовой толщами не позволяет окончательно решить этот вопрос. По мнению ряда исследователей [18, 131, 149], гранитогнейсы являются продуктами гранитизации метаморфических пород (плагиогнейсов, амфиболитов и др.) и представляют собой по сути теневые мигматиты.

Формирование адуйского метаморфического комплекса происходило в результате проявления процессов полихронного сиалического плутонометаморфизма [18, 131, 149]. Отличительной особенностью описываемого комплекса от других гнейсово-мигматитовых комплексов Урала является весьма интенсивно проявленная заключительная стадия метаморфизма на уровне амфиболитовой фации [18], сопровождаемая процессами калиевой гранитизации, протекающей в два этапа, с возрастом соответственно 310 и 280 млн лет [131]. Продукты ранней, существенно натриевой гранитизации, распространены спорадически в реликтах. Ее возраст – 370 млн лет [131]. По данным изотопных исследований цирконов из амфибол-биотитовых плагиогнейсов, проведенных в ходе наших работ (проба 3053, аналитик – Ю. Л. Ронкин), возраст поздних преобразований хорошо увязывается с вышеприведенными данными и составляет 311 и 295 млн лет. Широко и интенсивно проявленные процессы гранитизации затрудняют расшифровку истории более ранних процессов метаморфизма и природу субстрата комплекса. Отмечается лишь возраст каких-то более ранних геологических событий – 420–425 млн лет. Завершают метаморфическое преобразование средне-низко­тем­пера­турный метасоматоз (кварц, эпидот, серицит, хлорит) и дислокационный метаморфизм (катаклаз, милонитизация).

В гравитационном поле полосе развития адуйского метаморфического комплекса соответствует область постепенного снижения значений силы тяжести в восточном направлении к центру крупного минимума, обусловленного Адуйским гранитным массивом. Ориентировка изоаномал в целом соответствует простиранию гнейсовидности пород. Отсутствие четкой границы между Адуйским массивом и метаморфическим комплексом обусловлено постепенным разбавлением амфиболитов с σ = 3,05 г/см3, амфиболовых гнейсов с σ = 2,8–2,7 г/см3, мигматизированными разностями пород, мигматитами и гранитами с σ = 2,66–2,63 г/см3. На схеме локальных аномалий силы тяжести (R = 7 км) в западной и юго-западной частях области развития пород адуйского комплекса наблюдается полоса положительных аномалий, в пределах которых отмечаются реликтовые фрагменты плагиогнейсов биотитовых и амфибол-биотитовых. Очевидно, данные аномалии фиксируют блоки, наименее измененные поздними процессами калиевой гранитизации, с широким развитием амфиболитов. Зоны отрицательных аномалий фиксируют поля развития гранитогнейсы и гнейсограниты.

Магнитное поле над образованиями адуйского комплекса в целом слабоотрицательное, структурное за счет большого количества мелких вытянутых вдоль гнейсовидности положительных аномалий ΔΖа интенсивностью до 100 нТл. Магнитная восприимчивость большинства разновидностей пород (много более 50 %) очень низкая (менее 100 × 10–5 ед. СИ), но магнитные разновидности пород присутствуют в разрезе как среди амфиболитов и амфиболовых гнейсов, так и среди гранитогнейсов. Относительно высокая магнитная восприимчивость (более 100 × 10–5 ед. СИ) в последних объясняется вкрапленностью вторичного магнетита, образовавшегося в процессе гранитизации пород.

Поле гамма-излучения в полосе развития адуйского метаморфического комплекса характеризуется понижением мощности экспозиционной дозы с востока (от интенсивных аномалий, развитых в западной и северной частях Адуйского гранитового массива) на запад.

Возраст образований адуйского метаморфического комплекса в соответствии с легендой Уральской серии листов Госгеолкарты [91] принят как раннепротерозойский, однако кондиционных определений абсолютного возраста пород комплекса нет. Имеющиеся определения абсолютного возраста цирконов из плагиогнейсов на площади листа О-41-XIX в районе дер. Южаково [23] (1,6–1,8 млрд лет – ранний протерозой), относятся, вероятнее всего, к образованиям алабашской серии, протягивающимся непрерывной широкой (5–6 км) полосой вдоль восточной рамки этого листа. Косвенным доказательством раннепротерозойского возраста гнейсово-мигматитовых образований являются результаты расчета модельного возраста протолита гранитов адуйского комплекса по параметрам Sm-Nd-системы, составившие 1650–1900 млн лет [31]. Отсутствие надежных определений абсолютного возраста свидетельствует о необходимости продолжения изучения данной проблемы.

Общая мощность описываемого комплекса по геофизическим данным оценивается более чем в 3500 м.

Средний рифей

Алабашская серия (RF2ab) выделена по р. Алабашка, расположенной на смежных с севера листах [69, 85]. Образования алабашской серии протягиваются в виде полосы в западной части листа в пределах Сосьвинско-Синарской СФЗ, от широты пос. Безречный на севере, до Верхнее Дуброво на юге (около 36 км) при ширине 10–12 км. Они представлены кристаллосланцами биотит-(мусковит)-плагиоклаз-кварцевыми, кварц-амфибол-биотит-пла­гио­клазовыми, (биотит)-амфибол-кварц-плагиоклазовыми, нередко графитсодержащими, иногда с гранатом; гнейсами (большей частью плагиогнейсами) биотитовыми, биотит-амфиболовыми; кварцитами, кальцифирами; с редкими телами амфиболитов, зеленых ортосланцев основного состава (пироксен-амфиболовых). Породы большей частью мигматизированы. Соотношения с образованиями адуйского метаморфического комплекса и палеозойскими образованиями на изученной площади тектонические. Граница между образованиями адуйского комплекса и алабашской серии как на соседнем с запада листе [107], так и на площади доизучения, проведена условно по появлению в разрезе пластообразных тел амфиболитов, обогащенных магнетитом, фиксируемых в магнитном поле довольно четкими аномалиями. Особенностью разреза алабашской серии является частое присутствие тектонических линз серпентинитов, что свидетельствует о его тектонической нарушенности.

Для западной части площади развития образований серии характерны крупные, сжатые (типа изоклинальных) складки, с простиранием осевых плоскостей и крыльев от северного до северо-западного, причем картируются только южные замыкания структур. Наличие этих складок обусловливает изменчивое по простиранию и углам падения (от 20 до 60°), залегание кристаллизационной сланцеватости пород. В восточной части полосы (ближе к Каменскому массиву) простирание сланцеватости северо-западное, более выдержанное, с углами падения 75–80°, как на северо-восток, так и на юго-запад.

Северная часть площади развития пород серии изучалась в ходе ГДП-50 [131] профилем скважин колонкового бурения субширотного простирания, на широте пос. Островное. В западной части профиля (вблизи западной рамки листа) вскрыты биотитовые, амфибол-биотитовые кристаллические сланцы с прослоями кальцифиров, а также биотитовых плагиогнейсов и гранитогнейсов. На контактах с кристаллическими сланцами в кальцифирах наблюдаются метасоматиты кварц-биотит-эпидот-калишпат-плагиоклазового и сфен-карбо­нат-эпидот-амфибол-клинопироксен-калишпат-кварц-плагиоклазового составов, часто со скаполитом и большим количеством магнетита. Восточнее вскрыты плагиогнейсы преимущественно биотитовые мелкозернистые, часто с гранатом, сложно чередующиеся с плагиогнейсами биотит-амфиболовыми, амфибол-биотитовыми и амфиболитами. Амфиболиты образуют тела до 3–10 м мощностью и составляют не более 3–5 % общего объема пород.

По буровому профилю в районе пос. Безречный [131] в разрезе образований серии биотитовые и амфибол-биотитовые кристаллические сланцы с прослоями кальцифиров отсутствуют, но отмечаются прослои кварцитов, а в восточной части профиля отмечаются пироксен-амфибол-плагиоклазовые кристаллические сланцы.

В ходе наших работ, на широте пос. Сарапулка был пройден профиль картировочных скважин 16–20 северо-восточного направления, вскрывший фрагмент алабашской серии, в составе которого присутствуют преимущественно мигматизированные биотитовые плагиогнейсы, ограниченно присутствуют гранитогнейсы и пегматоидные граниты, реже – амфиболиты. В зависимости от степени мигматизации возникает большое количество разновидностей пород, отличающихся друг от друга в основном относительными содержаниями типоморфных минералов (кварц, калиевый полевой шпат, плагиоклаз, биотит) – плагиогнейсы, тоналитогнейсы, плагиогранитогнейсы, гранитогнейсы, пегматоидные граниты. Структуры пород однородные, порфировидные, текстуры массивные или слабо гнейсовидные. В разрезе преобладают гранитизированные тоналитогнейсы и плагиогранитогнейсы (до гранитогнейсов), которые в данном разрезе содержат реликты продуктов первого этапа гранитизации – собственно плагиогнейсы (плагиогранитового и тоналитового составов). Переходы между тоналитогнейсами и плагиогранитогнейсами преимущественно постепенные, обусловленные различной степенью гранитизации (калишпатизации). Гранитогнейсы и пегматоидные граниты, как правило, имеют резкие контакты и залегают в виде даек, жил, прожилков. Предположительно это разгнейсованные, пегматизированные гранитоиды каменского комплекса. В западной части профиля встречены амфиболиты (скв. 18 и обн. 1302) и эпидот-биотитовые плагиогнейсы (скв. 20). Амфиболиты неясно-линейнопараллельной, почти массивной текстуры состоят из обыкновенной роговой обманки (55–60 %) и среднего плагиоклаза (35–40 %) с примесью эпидота, биотита, кварца, сфена, единичными зернами апатита, магнетита. По петрохимическим характеристикам соответствует магнезиальным базальтам. Мощность тел амфиболитов в карьере на окраине пос. Сарапулка (обн. 1302) – первые десятки метров. В скв. 18 в низах разреза (инт. 56–66 м) отмечается чередование амфиболитов и биотитовых плагиогнейсов.

Небольшой фрагмент протолита был встречен также в южной части полосы развития пород алабашской серии в карьере для добычи камня (в 4 км восточнее пос. Верхнее Дуброво) – промежуточная порода между гранулитами и гнейсами. Состав (шлиф 1051/346): ортопироксен(?) – 10 %, биотит – 5 %, мусковит – 10 %, кварц – 25–30 %, плагиоклаз – 40–45 %, апатит и дистен – единичные зерна. Текстура сланцеватая нечетко-полосчатая, структура лепидогранобластовая.

На широте Сарапульского массива разрез серии [131] отличается высокой насыщенностью телами гранитов и гранодиоритов каменского комплекса, имеющих с метаморфитами как рвущие интрузивные контакты, так и постепенные, через зоны мигматизации. Таким образом, алабашская серия представлена здесь в редуцированном виде, в ее составе преобладают мигматиты и биотитовые плагиогнейсы, а амфиболсодержащие разности практически исчезают.

Акцессорные минералы, характерные для пород алабашской серии, представлены апатитом, сфеном, магнетитом, гранатом, цирконом. Апатит чаще всего преобладает, наблюдается в виде идиоморфных призматических зерен, сфен образует редкие сростки ксеноморфных зерен размером до 1 мм или цепочки мелких слившихся зерен, гранат рассеян в виде единичных мелких изометричных зерен.

В ходе ГДП-200 1999–2002 гг. [149] было выполнено сопоставление составов породообразующих метаморфических минералов из образований адуйского комплекса и алабашской серии и содержаний основных петрогенных окислов в однотипных породах (литотипах). Наибольшие различия были установлены для биотитов из одноименных пород – на всех диаграммах контрастно отделились биотиты из мигматитов адуйского метаморфического комплекса, ближе всего стоящие к биотитам из гранитов Адуйского массива. Различия в химическом составе литотипов из этих подразделений в целом незначительны. Так, для амфиболитов адуйского комплекса характерно несколько повышенное содержание SiO2, K2O и пониженное MgO, Fe2O3 FeO.

В гравитационном поле образованиям алабашской серии соответствует область постепенного снижения значений силы тяжести с минимумом над Каменским массивом. Локальный максимум поля отмечается над амфиболсодержащими породами – амфиболитами и биотит-амфиболовыми плагиогнейсами, имеющими плотность 2,8–3,5 г/см3. Магнитное поле над образованиями описываемой серии – спокойное, слабоотрицательное, структурное за счет большого количества линейно-вытянутых субпараллельных положительных аномалий интенсивностью до 100 нТл. Аномалии обусловлены наличием в разрезе магнетитсодержащих мигматитов и существенно амфиболовых разновидностей пород (аналогично описанным в составе адуйского метаморфического комплекса). Более интенсивные цепочечные положительные аномалии фиксируют вытянутые вдоль разломов тела метаультрамафитов. Поле гамма-излучения в полосе развития образований алабашской серии характеризуется низкими значениями мощности экспозиционной дозы.

Образование пород алабашской серии, так же как и вышеописанных пород адуйского комплекса, связывают с проявлениями сиалического плутонометаморфизма [18]. Породы метаморфизованы в условиях амфиболитовой фации. Указанная метаморфическая зональность синхронна и непосредственно генетически связана с процессами гранитизации в адуйском метаморфическом комплексе, который является ее центром и энергетическим источником.
О более ранних метаморфических процессах можно судить лишь предположительно. Так, часто сохраняющиеся в амфиболитах реликты моноклинного пироксена и повсеместное присутствие его в протолочках из этих пород позволяет говорить о возможном образовании амфиболитов по гранулитам [97].

Абсолютный возраст цирконов из биотитовых кристаллических сланцев района дер. Южаково (смежный лист – O–41-XX), определенный U-Pb методом – 910 ± 60 млн лет [78], Pb-Pb методом – 1120 млн лет [112]. Последнее определение соответствует возрасту серии, принятому в легенде Уральской серии листов Госгеолкарты [91] – среднему рифею (юрматинию). Следует при этом отметить, что раннепротерозойские абсолютные возрасты цирконов из плагиогнейсов района дер. Южаково (лист О-41-XIX, метод LA-ICP MS по U-Pb-системе – 1,6–1,8 млрд лет [23]), возможно, были ошибочно отнесены к адуйскому комплексу, так как на ГК-200 [61] на этой площади показаны только образования алабашской серии. В ходе наших работ были отобраны цирконы из амфиболитов (проба 1302) и из плагиогнейсов с редкими реликтами гранулитовых (шлиф 1051/346) парагенезисов (проба 1051/348) и по результатам их U-Pb-изотопно-геохронологических исследований (аналитик Ю. Л. Ронкин) были получены палеозойские возрасты (проба 1302 – 415,8 ± 4,9 млн лет при СКВОС Е = 1,5, n = 4; проба 1051/348 – 473 ± 4,9 млн лет при СКВОС Е = 2). Полученные датировки отражают, вероятно, поздние метаморфические преобразования пород. Столь различные возрастные определения свидетельствуют о необходимости дальнейших геохронологических исследований данных образований. Следует также отметить, что северо-западнее описываемой площади образования алабашской серии прорываются габбро и пироксенитами маюровского комплекса. Возраст пироксенитов, определенный Sm-Nd-методом, составил 921 млн лет [29], что соответствует позднему рифею (каратавию). По мнению А. П. Ка­зака [97], алабашская серия по составу сопоставима с саитовской (RF2st), куртинской (RF2kr) и другими аналогичными свитами Южного Урала. Это также является косвенным подтверждением юрматинского возраста, принятого в серийной легенде Средне-Уральской серии листов [180].

Суммарная мощность серии – до 3000 м.

Палеозой

Основная часть площади развития палеозойских стратифицированных образований принадлежит к Сосьвинско-Теченской подзоне Алапаевско-Ада­мов­ской СФЗ. Незначительным фрагментом в юго-западном углу представлена Медведевско-Сухтелинская подзона Верхотурско-Новооренбург­ской СФЗ. Палеозойские образования представлены разнообразными осадочными и вулканогенно-осадочными породами широкого возрастного диапазона – от позднего ордовика до среднего карбона. Соотношения их с более древними образованиями на описываемой территории не определены, поскольку все наблюдаемые их контакты интрузивные или тектонические. За пределами площади отмечается залегание раннепалеозойских осадков на докембрийских комплексах с размывом и угловым несогласием [29, 39]. Раннепалеозойские образования Алапаевско-Адамовской СФЗ (белоярская толща, колюткинская свита, терригенно-карбонатная, рудянская и маминская толщи) сформировались в условиях островной дуги. Позднедевонско-каменно­угольные осадки (кодинская и устькодинская свиты, известняковая толща, каменская, егоршинская, бурсунская, бекленищевская, исетская и щербаковская свиты) формировались в условиях активной континентальной окраины.

Ордовикская система

Белоярская толща (O3bj) названа по пос. Белоярский. Образования толщи распространены в Сосьвинско-Теченской подзоне Алапаевско-Ада­мов­ской СФЗ, наиболее широко развиты в южной части территории между Некрасовским и Брусянским массивами и прослеживаются на север между Грязновским и Рефтинским массивами. Вероятно, продолжением этой полосы являются отдельные фрагменты вулканитов толщи, отмечающиеся в узкой зоне на восточном крае Западно-Рефтинского массива, и образования Февральского тектонического блока (пластины). К данной толще отнесены также фрагменты интенсивно метаморфизованных и дислоцированных метавулканогенно-осадочных образований, расположенных восточнее и севернее Брусянского массива, а также восточнее Адуйского массива в Сусанско-Асбес­товской зоне смятия. Толща сложена метабазальтами афировыми, мелкопорфировыми, метаандезибазальтами, микроамфиболитами, апобазальтовыми зе­леными сланцами. Редко отмечаются кварциты, углеродисто-кварцевые, хлорит-серицит-кварцевые парасланцы. Субвулканические образования пред­став­лены метадолеритами, метадацитами и метариолитами. Контакты толщи с выше- и нижележащими стратифицируемыми образованиями тектонические. Контакты с интрузивными комплексами также часто тектонические, участками отмечаются интрузивные контакты с образованиями силурийского рефтинского и каменноугольного каменского комплексов. Обнажения пород толщи отмечаются редко (р. Пышма и др.), изучались они, большей частью, по многочисленным скважинам колонкового бурения в ходе ГДП-50 [138] и ГДП-200 [149].

Восточнее пос. Белоярский разрез толщи изучался по керну картировочных скважин 10005–10010 [149]. В восточной части профиля отмечается толща монотонных афировых метабазальтов, редко порфировых с реликтовыми интерсертальными, гиалопилитовыми структурами, часто миндалекаменных. Отмечаются прослои аподацитовых сланцев. Западная часть профиля представлена метадацитами и метариолитами, возможно, субвулканического генезиса. Среди субвулканических образований также отмечаются рассланцованные метагаббродолериты (скв. 10009). Большая часть пород превращена процессами динамометаморфизма в бластомилониты, реже бластокатаклазиты. Широко проявлены процессы альбитизации (вплоть до образования альбититов), карбонатизации, мусковитизации.

В разрезе на правом берегу р. Пышма в тектоническом блоке белоярской толщи среди интрузивных образований Западно-Рефтинского массива наблю­даются лавы пироксен-плагиоклазовых базальтов (пироксен и альбит свежего облика) стекловатые микро-редкопорфировые (почти афировые) с удлиненно-игольчатыми микролитами и микролейстами, образующими сериально-интерсертальные и микролитовые структуры, иногда слабо проявленные флюидальные. В базальтах отмечаются жилы и дайки мелкозернистых долеритов афировых и пироксен-плагиофировых с типичными офитовыми структурами, в разной степени амфиболизированных.

В пределах Сусанско-Асбестовской зоны смятия в составе толщи принимают участие [138] интенсивно метаморфизованные афировые базальты (á×O3bj), их мелкопорфировые разности, долериты, зеленые сланцы по ним, порфировые риолиты (ë×O3bj) и риодациты натриевого ряда, их кластолавы, плагиофировые и роговообманково-плагиофировые дациты, углеродисто-кварцевые, серицит-квар­це­вые сланцы, кварциты. Редко, предположительно в верхах разреза, отмечаются мраморы. Последние, возможно, относятся к силурийской колюткинской толщи. Часть основных и большая часть кислых вулканитов являются субвулканическими образованиями. Породы метаморфизованы в условиях зеленосланцевой и значительно реже амфиболитовой фации, во многих случаях они сильно дислоцированы. В связи с этим первичная природа пород макроскопически и в шлифах устанавливается с трудом.

По химическому составу метабазальты белоярской толщи представлены известковистыми базальтами и лейкобазальтами натриевого типа, которые отвечают толеитам и совместно с кислыми породами принадлежат к контрастно-дифференцированной базальт-риолитовой формации. В эффузивах отмечается вкрапленная сульфидная минерализация, которая в геохимических особенностях проявляется повышенными (литорудогенного уровня) содержаниями (n × 10–3 %): Cu – от 18 до 40, Zn – от 18 до 40, Ag – до 0,04, W – до 1. Содержание Cr неравномерное и варьирует от 4 до 30 × 10–3 %. Сланцы углеродисто-кварцевого состава характеризуются повышенными концентрациями (n × 10–3 %): Ag – до 0,2, Mo – до 1,5, W – до 1,8, Cu – до 30, Zn – до 40, редко Bi – до 0,15, As – до 3, Sb – до 2, что проявлено в Февральском блоке. Серебро образует сильные положительные связи с медью, молибденом, цинком, свинцом. Вольфрам образует сильные положительные связи с титаном и цирконием. На основании вышеизложенных геохимических особенностей можно сделать вывод о том, что породы белоярской толщи претерпели интен­сивные гидротермальные изменения и являются потенциально перспективными на локализацию золото-сульфидного и, возможно, золото-суль­фидно-кварцевого оруденения.

Белоярская толща вмещает перспективное Мезенское проявление.

В гравитационных и магнитных полях образования белоярской толщи на фоне габброидов и диоритоидов рефтинского комплекса характеризуются большей частью отрицательными значениями, реже – положительными аномалиями поля силы тяжести.

Фаунистические данные о возрасте белоярской толщи получены в Сусанско-Асбестовской зоне смятия и в Февральском тектоническом блоке. В районе пос. Лесозавод (Сусанско-Асбестовская зона) в нашей пробе из углеродисто-кремнистых сланцев (№ 2073) Г. Н. Бороздиной были определены конодонты Drepanoistodus cf. forceps (Lindstrom) и Oulodus sp. среднего–верхнего ордовика. Аналогичные конодонты были обнаружены в пробе кремнистых пород (сборы 2012 г., № 1083) из района восточнее пос. Золоторуда (на обочине грейдера пос. Золоторуда–пос. Алтынай).

Находки силурийской флоры и фауны в мраморизованных известняках, ранее включавшиеся в состав белоярской толщи, по нашему мнению, относятся либо к колюткинской толще (скв. 690 – к юго-востоку от Гагарского золоторудного месторождения [174]), либо к блокам неясной принадлежности среди восточно-уральского тектоногенного комплекса (скв. 187, инт. 38,5–39 [120]; пр. 40 [149]). Скорее всего это также блоки колюткинской толщи.

Таким образом, определения фауны из белоярской толщи с разных площадей ее развития характеризуют ее возраст как средний–верхний ордовик.
С учетом того, что образования толщи наиболее близки по составу к нижним частям красноадуйской и шемурской свит, а также новоберезовской толще, возраст белоярской толщи предлагается ограничить поздним ордовиком.

Суммарная мощность белоярской толщи – 600–1500 м.

Новоберезовская толща (O3nb). Образования этой толщи развиты в Медведевско-Сухтельинской подзоне Верхотурско-Новооренбургской СФЗ, в юго-западном углу площади в виде полосы длиной около 16 км и шириной до 2 км и входят в состав структурных элементов, слагающих Заячегорский тектонический блок (пластину). Стратотип толщи выделен на смежном листе О-41-ХХV [107], где разрез ее изучен по данным глубокого (до 1 км) бурения.

Толща представлена метабазальтами афировыми, редко метатуфопесчаниками, метатуфоалевролитами, кремнистыми туффитами, углеродисто-крем­нис­тыми и глинисто-кремнистыми породами. В результате интенсивного динамометаморфизма породы в основном превращены в зеленые сланцы, бластокатаклазиты и бластомилониты. Фактический материал в пределах развития толщи очень скуден. В единичных картировочных скважинах 1, 3, 97, 98 [131] вскрыты сильнодислоцированные туфопесчаники, туфоалевролиты, сланцы плагиоклаз-амфиболовые по основным вулканитам, сланцы по вулканомиктовым песчаникам, кварциты, метасоматиты альбит-карбонат-серицит-хлоритового состава. В северной части полосы распространения образований новоберезовской толщи возле западной рамки листа скважинами 66–69 [131] вскрыты амфибол-кварцевые, биотит-эпидот-кварцевые сланцы, слюдистые кварциты. Степень метаморфизма пород увеличивается под воздействием зонального сиалического плутонометаморфизма, что выражается в появлении в составе зеленых сланцев биотита и в увеличении размера зерен.

В обнажениях в центральной части области развития описываемой толщи отмечаются субвулканические образования – в разной степени метаморфизованные долериты (метадолериты, аподолеритовые амфиболиты) с ксенолитами биотитовых гранитогнейсов. Образования толщи прорваны многочисленными дайками плагиогранитов, порфировидных плагиогранитов, плагиогранит-порфиров, зачастую катаклазированных и рассланцованных (вероятно, западно-верхисетский комплекс). В поле пород новоберезовской толщи в зонах разрывных нарушений редко отмечаются мелкие тектонические линзы ультрамафитов первомайского комплекса.

Породы новоберезовской толщи подвергались региональному, динамотермальному, зеленосланцевому метаморфизму фации зеленых сланцев актинолит-эпидотовой и эпидот-хлоритовой субфаций.

На карте аномального магнитного поля образованиям толщи соответствует пестрый рисунок, состоящий из узких вытянутых в меридиональном направлении слабоинтенсивных аномалий. Такой характер поля отражает, с одной стороны, неоднородность слагающих толщу пород, с другой – внутреннее тектоническое строение всей толщи в целом, осложненное серией субмеридиональных разрывных нарушений, вдоль которых нередко наблюдаются тела гипербазитов или зоны, где происходит импрегнация пород магнетитом. Магнетитсодержащие сланцы с магнитной восприимчивостью до 1500 × 10–6 ед. СИ создают узкие положительные аномалии до 100–300 гамм. В целом же описываемые породы не магнитны и характеризуются постоянством значений магнитной восприимчивости (15–25 × 10–6 ед. СИ). Гравитационное поле над образованиями толщи фиксирует западную часть и фрагменты центральной части интенсивной аномалии, обусловленной Ключевским габбро-гипербазитовым массивом. Плотность пород, слагающих толщу, изменяется от 2,54 (углеродисто-кремнистые сланцы) до 2,77 г/см3 (сланцы по вулканитам основного состава и их туфам). Промежуточные величины плотности имеют эпидот-альбит-хлоритовые, кварц-серицит-хлори­товые сланцы по вулканогенно-осадочным породам – 2,74 г/см3 [131].

Возраст новоберезовской толщи принят условно как позднеордовикский в соответствии с серийной легендой Уральской серии листов Госгеолкарты [91]. Палеонтологические данные о возрасте толщи отсутствуют. Мощность толщи – 800–2000 м.

 

 

Силурийская система

Колюткинская свита (S2²3kl) имеет распространение в пределах Сосьвинско-Теченской подзоны Алапаевско-Адамовской СФЗ. Выделена А. В. Коровко при проведении ГДП-200 [109] по р. Исеть у пос. Колюткино. Образования свиты слагают тектонический блок, расположенный между Ключевским ультраосновным и Каменским гранитоидным массивами, а также в отдельных небольших тектонических блоках к северу и востоку от Брусянского массива. Разрез свиты однороден, представлен кремнистыми, углеродисто-кремнистыми, серицит-кварцевыми, двуслюдяно-кварцевыми сланцами с гранатом и ставролитом; желтоватыми, розоватыми кварцитами, редко углеродистосодержащими, в верхней части мраморами. Прослои мраморов (мощностью от первых метров до 120 м) описаны при проведении поисковых работ на кианиты на Малобрусянском участке [119]. Естественные обнажения пород свиты отсутствуют, лишь кое-где на возвышенностях отмечаются элювиальные развалы. Наиболее полные разрезы вскрыты опорными профилями и отдельными поисково-картировочными скважинами в районе пос. Малобрусянское [131]. Бурением установлено, что среди разновидностей пород преобладают слюдяно-кварцевые сланцы, которые фациально замещаются кварцитами, углеродистыми кварцитами. Прослои и линзы углеродисто-кварцевых, углеродисто-графитисто-кварцевых сланцев, мраморов присутствуют в подчиненных количествах. Кроме того установлено нарастание количества и мощности кварцитовых прослоев в пределах площади распространения образований колюткинской толщи, в направлении с севера на юг. Основными минералами сланцев и кварцитов являются кварц, биотит, углеродистое вещество, кальцит, мусковит. Слюдяно-кварцевые сланцы содержат мельчайшие кристаллики силлиманита (0–2 %), магнетита (до 2 %), единичные зерна граната, циркона, рутила. Отмечаются кианитовые разновидности кварцитов. Минеральные ассоциации отвечают биотит-хлорит-кварцевой суб­фации зеленых сланцев и гранат-ставролит-кианит-биотит-альбит-кварце­вой субфации эпидот-амфиболитовой фации, в отдельных случаях – до амфиболитовой фации, что объясняется температурным воздействием сиаллического плутонометаморфизма. Метаморфизм нарастает в северо-восточ­ном направлении. С более поздними процессами кислотного выщелачивания связано образование кианитовых алюмокварцитов, вторичных кварцитов. Широко проявлен динамометаморфизм (катаклаз, милонитизация) [131].

По мнению А. П. Казака, образования колюткинской толщи большей частью сходны по составу и уровню метаморфизма с породами алабашской серии и отнесение их к силуру недостаточно обосновано. Блоки известняков предположительно с силурийской фауной могут быть оторваны по возрасту от толщи. Нами по результатам переописания шлифов из керна скважин предшественников [131] ряд небольших блоков в южном обрамлении Каменского массива были переведены из колюткинской толщи в алабашскую серию.

Гравитационное поле над образованиями колюткинской свиты, расположенными в тектоническом блоке между Ключевским ультраосновным и Каменским гранитоидным массивами, отрицательное, от 0 до –3 мГал, но в юго-западном направлении при приближении к контакту с Ключевским ультраосновным массивом происходит довольно резкое повышение интенсивности поля силы тяжести, обусловленное влиянием массива. Среднее значение плотности сланцев свиты – 2,63 г/см3, мраморов – 2,7 г/см3. Магнитное поле в пределах распространения образований свиты отрицательное, интенсивностью 200–300 гамм.

Возраст колюткинской свиты принят предшествующими работами как ранне-позднесилурийский [67]. В Малобрусянском карьере были собраны [149] амфипоры вида Clathrodictyella cf. retroata Bogoyavl., датирующие, предположительно, позднесилурийский возраст образований (определения профессора О. В. Богоявленской). По нашему мнению, к колюткинской свите относятся также находки конодонтов Ambalodus cf. Galerus Wattiser, Pande­rodus sp. в мраморизованных известняках к юго-востоку от Гагарского месторождения золота, скв. 690 [174]. Блоки пород колюткинской свиты, по-видимому, присутствуют и среди образований восточно-уральского тектоногенного комплекса в Сусанско-Асбестовской зоне смятия. Севернее г. Асбест, из прослоя светлого мрамора (скв. 187, инт. 38,5–39) были определены [120] конодонты: Acontiodys(?) sp., Apsidognathus(?) sp., Distamodus(?) sp., Drepanodus sf. suberectus (Branson et Mehl.), Drepanodus aff. curvatus Rhodes, Oistidus sp., Ozarkodia sp. indet. Согласно ревизии находок фауны Г. Н. Бороздиной в 2013 г., данный комплекс характеризует скорее всего пограничные отложения верхнего ордовика-нижнего силура или верхний ордовик. В районе Малышевского карьера описаны [149] флогопитовые метасоматиты, заместившие(?) колонию строматопорат. По мнению профессора О. В. Богоявленской, они напоминают Simplexodictyon ex gr. podolicum (Yavor.) и датируют возраст пород ранним силуром (не моложе венлока).

С учетом этих данных и в соответствии с легендой Уральской серии листов Госгеолкарты [91] возраст колюткинской свиты определяется как венлокско-лудловский.

Общая мощность колюткинской свиты – до 1800 м.

Девонская система

Нижний отдел

Терригенно-карбонатная толща (D1tc). Отложения толщи слагают тектонические блоки в зоне Мурзинского разлома западнее пос. Сарапулка (Медведевско-Сухтелинская подзона Верхотурско-Новооренбургской СФЗ) и севернее Малорефтинского кордона (Сосьвинско-Теченская подзона Алапаевско-Адамовской СФЗ). В районе пос. Сарапулка толща представлена мраморами, углеродисто-кварцевыми, серицит-кварцевыми апопсаммитовыми сланцами. В районе Малорефтинского кордона в гидрогеологических скважинах и в коренных обнажениях описаны массивные светло-серые, почти белые известняки, иногда брекчиевидные вишнево-белые за счет гематитизации, реже плитчатые серые, темно-серые разности. Контакты с нижележащими образованиями тектонические.

Возраст толщи определяется раннедевонским в объеме лохковского и пражского ярусов, на основании ряда находок фауны. В известняках у южной окраины дер. Колташи Режевского района были выявлены [69] криноидеи Hexacrinites sp. indet., Pisocrinus(?) cf. сristatus Schew.; Pentagonociclicus cf. risilensis Yelt. et Milicina, характерных для пражского яруса нижнего девона. В ходе наших работ в карьере на восточной окраине кордона Малорефтинский (ныне – Коммунальный) и в элювиальных глыбах севернее кордона в пробах из известняков (№ 3117, 3121) определены конодонты Zieglerodina remscheidensis (Ziegler). Возраст конодонтов – нижний девон, лохковский ярус, сарайнинский горизонт. Определения выполнены Г. Н. Бороздиной

Мощность толщи – до 800 м.

Нижний–средний отделы

Рудянская толща (D1²2rd) названа по пос. Рудянский. Образования толщи развиты в Сосьвинско-Теченской подзоне Алапаевско-Адамовской зоны. Слагают большую часть Покровского и Смолинско-Алтынайского тектонических блоков, в Некрасовско-Маминском блоке и Сусанско-Асбес­тов­ской зоне смятия они картируются в виде отдельных тектонических фрагментов. Контакты с нижележащими образованиями тектонические. Пред­ставлена толща эффузивными, пирокластическими, осадочно-пиро­кла­сти­ческими образованиями непрерывной базальт-андезит-дацит-риолитовой формации, а также вулканогенно-осадочными и осадочными породами: базальты, андезиты, андезибазальты, риолиты, риодациты, дациты, их туфы, туфоконгломераты, туфогравелиты, туфопесчаники, туффиты, конгломераты, песчаники, аргиллиты, алевролиты, известняки, редко кремнистые породы, аповулканитовые зеленые сланцы.

В строении толщи разных блоков отмечаются следующие особенности.

В Смолинско-Алтынайском блоке преобладают андезиты, андезибазальты, реже базальты, риолиты, дациты, их туфы, туфоконгломераты, туфогравелиты, туфопесчаники, туффиты, конгломераты, песчаники, аргиллиты, алевролиты, известняки. Границы толщи с подстилающими и перекрывающими образованиями тектонические. Вулканогенная часть разреза представлена
[9, 10, 131] образованиями от базальтового до риолитового состава в разнообразных фациях – пирокластической (преобладает), лавовой, жерловой, экструзивной, субвулканической. В разрезе по р. Пышма непрерывно на протяжении 15 км чередуются вулканиты пестрого состава, характеризующиеся быстрой фациальной сменой. Наибольшим развитием пользуются часто переотложенные туфы андезибазальтов, андезитов, размерность их от агломератовых до мелкообломочных, переслаивающиеся с потоками лав того же состава, часто имеющими подушечное и шаровое строение. Глыбовые туфы прижерловой фации обнажены на р. Рефт в 4 км от устья. Они содержат включения шаровидных и сплюснутых вулканических бомб андезибазальтов размером от первых сантиметров до 2 м и более. Потоки базальтов, как правило, афирового строения, редки. Пирокластические образования дацитового, риодацитового и риолитового составов представлены мелкообломочными, лапиллиевыми и бомбовыми туфами. Кислые лавы – это преимущественно порфировые разности, часто с лавобрекчиями в краевых частях. В пределах развития толщи откартирован ряд вулканических построек – стратовулкан Дивий Камень (возле пос. Рудянский), фрагменты вулканического аппарата зонального строения (вблизи р. Лепеха): в центре – долериты (вероятно, смолинский комплекс) и агломератовые бомбовые туфы андезитов, по периферии – поток риолитового состава полукольцевой формы, среди переотложенных туфов с обломками известняков [149]. В Алтынайском блоке рудянская толща несет черты непрерывной базальт-андезит-риолитовой формации. Осадочный тип разреза вскрыт скважинами К-331, К-348 [129] и наблюдается в многочисленных обнажениях на р. Шата, представлен переслаивающимися известняками с фауной живетского, эйфельского и эмского ярусов, конгломератами, кремнистыми сланцами. Мощность пачки – 350 м. К северу (пос. Знаменское) состав этой части разреза меняется на вулканомиктовые конгломераты, гравелиты с прослоями туфопесчаников, туфоалевролитов. Обломочный материал в них представлен андезибазальтами, базальтами, известняками.

В Покровском блоке наиболее детально разрез толщи изучен поисковыми скважинами на Восточно-Бобровском рудопроявлении [21, 108, 110, 149].
В ее состав здесь входят базальты, андезибазальты, андезиты, их туфы, туффиты, вулканомиктовые песчаники, алевролиты, сланцы туфогенно-кремнис­тые, кремнистые, углеродисто-кремнистые, известковистые песчаники и алевро­литы, конгломераты, известняки. Широко развиты субвулканические образования преимущественно кислого состава – риолиты, риодациты. Породы интенсивно гидротермально проработаны, в них развиваются хлорит, карбонат, кварц, серицит ± пирит, сфалерит, в последующем вулканиты изменены зеленокаменным метаморфизмом. Вулканиты вмещают колчеданно-полиметаллическое оруденение. По мнению А. В. Коровко [108], девонские вулканогенные образования Покровского блока относятся к риолит-базаль­товой формации. В районе Малорефтинского кордона присутствуют тектонические блоки известняков с фауной раннедевонского возраста (скв. Г-78) [128].

В Сусанско-Асбестовской зоне смятия, южнее Режевского габбро-ультра­мафитового массива отмечается серия тектонических блоков, сложенных терригенно-вулканогенным разрезом, с некоторой условностью отнесенным к рудянской толще. Породы изучались несколькими скважинами и в обнажениях в конце прошлого века в ходе работ по ГДП-50 [131]. Толща представлена афировыми и порфировыми базальтами, участками миндалекаменными, их туфами мелко-среднеобломочными и лавовыми брекчиями с подчиненными прослоями углисто-кремнистых, углисто-глинисто-кремнистых сланцев, кремнистых туффитов, туфоалевролитов и редкими линзами мраморизованных известняков; туфами мелко-среднеобломочными риодацитового, дацитового составов, апотуфовыми и апопорфиритовыми зелеными сланцами преимущественно основного состава. На западе участка породы рассланцованы. Отмечаются небольшие субвулканические тела риодацитов.

В Некрасовско-Маминском блоке образования рудянской толщи выделены со значительной долей условности, предположительно, в тектонических блоках среди образований маминской толщи. Наблюдаются в редких элювиальных развалах и в редких картировочных скважинах. Толща представлена здесь туфами базальтов, андезибазальтов, смешанного, основного и кислого состава и брекчиями кислых вулканитов. В керне скв. 10019 [149] наблюдаются зеленовато-серые автомагматические брекчии кислых вулканитов – дацитов-андезидацитов, участками серицитизированных и окварцованных.

Субвулканические образования рудянской толщи – купола, некки, дайки представлены преимущественно риолитами (ëD1²2rd), риодацитами, реже это дациты, андезиты (àD1²2rd) и долериты, часто с зонами автомагматических брекчий. Преобладание в составе толщи пирокластических фаций, наличие прижерловых, жерловых и экструзивных образований, известняков, карбонатно-терригенных отложений – указывают на формирование толщи в результате деятельности вулканов центрального типа в морских условиях на небольших глубинах, реже это наземный островной вулканизм.

Породы толщи испытали зеленокаменный метаморфизм на уровне зеленосланцевой, пренит-пумпеллиитовой, цеолитовой фаций и гидротермально проработаны вблизи вулканических центров и по тектоническим зонам.

Образования рудянской толщи вмещают проявления медно-цинково-колчеданной (Бобровское) и полиметаллической колчеданной (Белозерское) формаций. В зонах развития образований алтынайского комплекса толща благоприятна для локализации оруденения скарново-магнетитовой (Малореченское и Вересовское проявления) и молибден-меднопорфировой формаций (Южно-Гальянское проявление).

Возрастной уровень формирования вулканитов рудянской толщи позволяет сопоставить ее с образованиями колчеданоносной карамалыташской свиты эйфельского возраста (лангурский горизонт), вмещающей ряд крупных медноколчеданных месторождений Верхнеуральского колчеданоносного района Южного Урала (Узельгинское, им. XIX партсъезда, Чебачье, Талганское, Озерное, Западно-Озерное, Новое, Молодежное). При этом следует отметить, что образования рудянской толщи по набору вулканитов, в отличие от рудоносной карамалыташской толщи, относимой к контрастной базальт-риоли­товой формации, несут черты непрерывной базальт-андезит-дацит-риолито­вой формации.

Базальты рудянской толщи имеют, как правило, повышенную магнезиальность – MgO 8,6–11 % (прил. 13). В породах толщи повсеместно отмечается тонкая убогая вкрапленная сульфидная минерализация, которая в геохимии выражена повышенными содержаниями меди до 50 × 10–3 %, цинка до
50 × 10–3 %. В дацитах и продуктах их выветривания отмечаются повышенные содержания вольфрама, которые достигают значений 6 × 10–3 %. Базальты рудянской толщи отличаются от аналогичных пород белоярской толщи пониженными (в 1,5 раза) содержаниями никеля, кобальта, хрома и повышенными концентрациями циркония, содержания остальных микроэлементов близки.

Возраст рудянской толщи определяется нижним–средним девоном в объеме эмса–живета (карпинский–высотинский горизонты) по многочисленным фаунистическим и растительным находкам в известняках и кремнистых породах.

1. Покровский блок: В известняках на Восточно-Бобровском участке [110] (скв. Б-4) определены: фораминиферы Tubeporina gloriosa Pron., Auronia singularus (Pojark.), Parathurammina graciosa (Pron.), P. elegans (Pojark.), Bisphaera malevkensis (Bir.), водоросли Kamaena delicata (Antr.) (сборы А. В. Коровко; определения Д. И. Ширшовой и Т. И. Степановой). В конгломератах на том же участке (скв. Б-5) из обломков известняков собраны эмские табуляты Pachyfavosites polumorphus Goldfuss, криноидеи Cupresso­crinites cf. abbreviatus Goldfuss [21, 110, 149]. Комплекс в целом характеризует отложения нижнего–среднего девона: эмский, эйфельский и живетский ярусы. В ходе наших работ были изучены цирконы из субвулканических кварц-плагиофировых риолитов (проба 1239). Полученный конкордатный возраст составил 391,1 ± 3,2 млн лет (рис. 8), что соответствует границе эйфельского и живетского ярусов среднего девона. Аналитик – Ю. Л. Ронкин (ИГГ УрО РАН). Цирконы были выделены В. Н. Смирновым (ИГГ УрО РАН).

 

 

08

Рис. 8. U-Pb диаграмма с конкордией для циркона из риолита рудянской толщи
(проба 1239).

 

 

2. Смолинско-Алтынайский блок: пробы K-331/100–102, 4642 [128]: Tubeporina gloriosa Pron., Lancicula plana Shuysky – эмс–низы эйфеля; Скв. 248, 249 м [72]: Parathurammina aff. graciosa Pron., Tubeporina cf. graciosa Pron., Cupressocrinus rossicus Antr. – верхняя часть эмса, эйфель; пробы 1298‑1, 1298-2 (наши сборы из известняков, определения Г. Н. Бороздиной) – конодонты: Polygnathus aff. alatus Hinde; Po. aff. xylus Stauffer – живетский ярус, высотинский горизонт.

3. Смолинско-Алтынайский и Покровский блоки в районе г. Артемовский: Пробы 1246-2, 3289 (кремнистые породы) – конодонты: Polygnathus sp., вероятнее, Po. ex gr. xylus Stauffer(?), Po. angustipennatus Bischoff et Ziegler(?), Po. aff. alatus Hinde – вероятно, живетский ярус, скорее всего лангурский–высотинский горизонты (наши сборы, определения Г. Н. Борозди­ной).

Суммарная мощность толщи – около 1500 м.

Средний – верхний отделы

Маминская толща (D2²3mm) выделена по с. Маминское на р. Исеть, распространена в пределах Некрасовско-Маминского блока Сосьвинско-Теченской подзоны Алапаевско-Адамовской СФЗ, в южной части площади. Образования толщи изучены по многочисленным обнажениям и по профилям картировочных скважин, пройденных в ходе ГДП-50 [128] и ГДП-200
(в 1999–2002 гг. [149] и настоящие работы). Нами был пройден профиль скважин 1–5 в западной части поля развития образований толщи, в том числе в зоне экзоконтакта Некрасовского массива.

Толща сложена образованиями слабо дифференцированной базальт-андезибазальтовой формации: лавами пироксен-плагиофировых, редко афировых базальтов и андезибазальтов, их туфами с горизонтами туфопесчаников, туффитов, глинисто-кремнистых, кремнистых, углеродисто-кремнистых пород. Состав всех разностей пород в разрезе однородный. По петрохимическим особенностям (прил. 13) изученные базальты и их туфы (обн. 1195, скважины 3, 4, 5) на разных участках соответствуют пикробазальтам (содержание MgO – 13,8–15,5 %). Терригенный материал вулканогенных и вулканогенно-осадочных пород – базальты, андезибазальты со стекловатыми структурами основной массы, осколки кристаллов пироксена, свежего плагиоклаза, эпидота. Окатанность обломков плохая, сортировка слабая. В кремнистых алевролитах наблюдается обилие радиолярий. Соотношения с вулканитами подстилающей рудянской толщи и перекрывающей кодинской – тектонические. Метаморфизм пород толщи – зеленокаменный зеленосланцевой фации, пренит-пумпеллиитовая субфация (сохраняются все текстурные особенности пород, часто кайнотипный облик пород). Вблизи тектонических зон породы катаклазированы, иногда окварцованы вплоть до вторичных кварцитов. Вблизи Некрасовского массива породы ороговикованы, участками интенсивно, с образованием адиагностичных роговиков.

Суммарная мощность маминской толщи – 2500–2700 м.

Возраст маминской толщи определен на основании следующих фаунистических данных: 1) в районе с. Кунарское (обн. 53-3, III-12041, III-12041-4) из кремнистых пород авторами собраны конодонты верхнего девона Palma­tolepis sp. indet., Polygnatus sp. indet (определения Г. Н. Бороздиной) [149];

2) аналогичный комплекс конодонтов Palmotolepis sp. indet., Polygna­thus(?) sp. indet. собран в кремнистых породах юго-западнее оз. Куртугуз (сборы А. В. Коровко, определения Г. Н. Бороздиной) [149];

3) на южной площади [109] известны находки конодонтов вида Palma­tolepis cf. proversa Ziegler;

4) севернее района (на листе О-41-ХХ) в породах маминской толщи были сделаны следующие находки фораминифер: Pararhurammina breviradiosa Reitl., Nanicella uralica Tchuw [112], а также конодонты Palmatolepis cf. transitans Mull., Polygnatus asymmetricus asymmetricus Zieg. et Klap., Mesotaxis cf. asymmetrica (Bisch. et Ziegl), Ozarkodina denckmanni Zieg., Bryantodus sp. [125].

Таким образом, возраст маминской толщи определяется как верхний живет–нижний фран (бродовский горизонт).

Верхний отдел

Кодинская свита (D3kd) названа по пос. Кодинка на р. Исеть (лист O‑41-XXXII), распространена в пределах Сосьвинско-Теченской подзоны Алапаевско-Адамовской СФЗ. Стратотип свиты выделен на южной смежной площади [109]. Осадочные породы свиты слагают ряд тектонических блоков вдоль восточной границы описываемой площади, к югу от пос. Золото и в районе заброшенного пос. Бобровка. Представлена терригенным и карбонатным типами разрезов. Терригенные отложения (конгломераты, песчаники, алевролиты, алевропелиты, аргиллиты, глинистые сланцы) с прослоями известняков слагают часть Смолинско-Алтынайского блока. Разрез их изучен фрагментарно. В обнажениях по р. Кунаре – это монотонная толща зеленовато-серых аргиллитов и алевролитов мощностью 600–700 м. Севернее широты пос. Черемшанка шурфами и скважинами вскрыты низы разреза, сложенные полимиктовыми конгломератами, песчаниками с горизонтами углисто-глинистых аргиллитов и известняков, сменяющимися выше переслаивающимися аргиллитами и алевролитами. В целом разрез ритмичнослоистый. Суммарная мощность – 700 м. Структуры от алевропелитовых до псефитовых. Состав алевролитов и аргиллитов (%): каолинит и гидрослюда (50–75), карбонат (20–30), кварц (2–10), альбит (2–10). Терригенный материал грубообломочных пород – кварц, плагиоклаз, эффузивы основного и кислого состава, известняки, кремнистые породы. Окатанность различная. Цемент глинистый, глинисто-карбонатный. Среднее значение плотности – 2,67 г/см3, магнитной восприимчивости 0–100 × 10–6 ед. СГС. Условия образования морские. На подстилающих породах среднего девона (рудянская толща) залегают с размывом, стратиграфически несогласно. В основании развиты полимиктовые конгломераты.

Карбонатный разрез представлен серыми и розовато-серыми известняками. Обнажения их имеются на левом берегу р. Рефт, в 400 м западнее пос. Золото. Известняки также слагают две тектонические линзы в Покровском блоке: один в районе заброшенного пос. Бобровка и второй в 2 км юго-западнее. Известняки светло-серые, серые, пятнистые, иногда с розоватым оттенком, отмечаются редкие прослои известняковых песчаников.

Возраст свиты определен позднедевонским в объеме франа на основании фаунистических данных:

1) из известняков в устье р. Норная были собраны Parathurammina sp. Bishaera ex gr. minima (Zip.), B. elegans (Viss.), водоросли Renalсis devonicus (Jonh.) позднедевонского возраста (определения Т. И. Степановой) [149];

2) севернее пос. Черемшанка в известняках определены фораминиферы Parathurammina paulis (Byk.), P. paracushmani (Rietl.), Oriertina multicamerata M. Mac. [129] франского яруса;

3) в 7 км южнее пос. Алтынай в алевролитах из скв. 196 Е. В. Чибриковой определены споры растений: Archaeozonotriletes rugosus Naum., Ar. microma­ni­festus Naum., Ar. novus Naum., Ar. varialibis Naum., Ar. notatus Naum. [129];

4) в известняках Покровского блока были определены [129] брахиоподы и конодонты верхней части бродовского и губинского горизонтов франского яруса верхнего девона [129], в том числе Palmatolepis delicatula (Branson et Mehl.), Pugnax pugnus (Mart.), Palmatodella delicatula (Ulrich et Bassler.), Poly­gnathus decorosaus (Stauffer.), Po. aff. «webbi» (Stauffer);

5) на южной площади в известняках собраны брахиоподы Hypothyridina cuboides nana Nal., Pugnax nana (Mark.), Theodossia anossofi (Vern.), датирующие губинский горизонт позднего девона [109].

Суммарная мощность свиты – 550–1200 м.

Устькодинская свита (D3uk) названа по Кодинскому логу, в устье которого расположены стратотипические разрезы (лист O-41-XXXII), распространена в пределах Сосьвинско-Теченской подзоны Алапаевско-Адамов­ской СФЗ. Известняки фаменского возраста входят в состав Бобровской дислокационной зоны, слагают ряд тектонических блоков южнее и севернее оз. Травяное. Известняки массивные или грубоплитчатые, реже брекчиевидные, белого, светло-серого цветов с кремовым или розоватым оттенками, отмечаются серые и темно-серые слоистые разности.

Возраст пачки датирован по находкам фауны фаменским ярусом в объеме шамейского, чепчуговского, хвощевского горизонтов. В карьерах обнажений 3114, 3122 в наших пробах известняков выделены и описаны конодонты: Palmatolepis minuta minuta Br. et Mehl, Pa. minuta flexuosa (Sannemann), Pa. glabra glabra Ulrich et Bassler, Pa. glabra acuta Helms, Pa. glabra lepta Ziegler et Haddle, Pa. glabra prima Ziegler et Haddle, Pa. glabra pectinata Ziegler, Pa. gracilis gracilis Br. et Mehl, Pa. rugosa ampla Muller, Pa. clarki clarci Ziegler, Pa. gracilis sigmoidalis Ziegler, Polygnathus cf. communis communis Br. et Mehl. Определения выполнены Г. Н. Бороздиной. В шурфе 507 и обн. 3014 [131] были обнаружены фораминиферы Diplosphaerina minima Sul., Septabrunsiina ex gr. kingirica (Reitl.), Septaglomospiranella primaeva (Raus.), Quasiendothyra (Eoendothyra) ex gr. communis (Raus.). Определения выполнены М. В. Посто­ял­ко, Л. Г. Петровой, ревизия – Т. И. Степановой.

Мощность – 350–1000 м.

 

Каменноугольная система

Нижний отдел

Известняковая толща (C1iz) откартирована [149] в пределах Сосьвинско-Теченской подзоны Алапаевско-Адамовской СФЗ в небольших тектонических блоках в районе оз. Травяное (перекрыт мезозойско-кайнозой­скими образованиями) и северо-западнее оз. Куртугуз. Разрез изучен в обнажениях, шурфах и в скв. 146 [128]. Толща сложена известняками серыми и темно-серыми битуминозными глинистыми с фораминиферами Endothyra ex gr. antiqua (Raus.), Chernyshinella cf. glomiformis minima (Lip.), Granuliferella ex gr. riausakensis (N. Tchern.), Palaeospiroplectammina tchernyshinensis (Lip.) (определения М. В. Постоялко). Данный комплекс фауны характерен для верх­ней части турнейского яруса. Соотношения рассматриваемых известняков с вмещающими породами не наблюдались, предположительно они тектонические.

Мощность отложений составляет около 200 м.

Каменская, егоршинская, бурсунская свиты объединенные (C1km÷br). Континентальные угленосные образования каменской, егоршинской и бурсунской свит объединенных распространены в северо-восточной части площади в пределах Сосьвинско-Теченской подзоны Алапаевско-Адамовской СФЗ в виде двух узких полос, ограниченных зонами субмеридиональных разломов и разбитых на ряд блоков субмеридионального и диагонального направления. Практически не имеют выходов на дневную поверхность и вскрываются большим количеством поисковых и разведочных скважин на уголь разных лет [128]. Перечисленные свиты были объединены на карте вследствие незначительности контуров их распространения.

Отложения каменской свиты, с размывом залегающие на вулканогенно-осадочных породах маминской толщи верхнего девона, представлены преимущественно темно-серыми и зеленовато-серыми аргиллитами и алевролитами и маломощными прослоями несортированных крупнозернистых песчаников. Фаунистически не охарактеризованы. С перекрывающими отложения­ми егоршинской свиты связаны постепенными переходами. Мощность – 200 м.

Егоршинская свита сложена переслаивающимися темно-серыми до черных глинистыми, углисто-глинистыми и углистыми аргиллитами, алевролитами, серыми и темно-серыми песчаниками и конгломератами. Характерно обилие флористических остатков, наличие пластов угля мощностью до 12 м, быстрая смена фаций и исключительно сложное тектоническое строение. Мощность 350–500 м.

Безугольные отложения бурсунской свиты залегают согласно на угленосных породах егоршинской свиты, представлены зеленовато-сероцветными грубообломочными образованиями, бедными органическими остатками. Характерно появление известковистых разностей пород. Мощность 300–500 м.

На исследуемой территории полоса развития описываемых образований охарактеризована фаунистическими находками визейского возраста в известковистых песчаниках и алевролитах: скв. 215 [128] – Archaediscus itinerarius Schlyk, A. karreri Brady, A. krestovnikovi (Raus.), Endothyranopsis ex gr. crassa (Brady), Mediocris mediocris (Viss.), M. breviscula (Gan.), Parastaffella ex gr. struvei (Moell.), Eostaffella ex gr. mosquensis Viss., E. prisca Raus., Ammar­chaedis­cus ex gr. eospirillinoides (Brazhn.), Eoendothyranopsis ex gr. donica (Brazhn. et Rost.); пр. РФ-1/5 [149] – Endothyranopsis ex gr. compressa (Raus. et Reitl.), Mediocris ex gr. breviscula (Gan.), Parastafella ex gr. spectata (Durk.), Ammarchaediscus eospirillinoides (Brazhn.), Archaediscus krestovnikovi (Raus.), A. karreri spira Conil et Lys – A. ex gr. karreri (Brady) и др. Визейский возраст объединенных угленосных толщ соответствует серийной легенде.

Общая мощность объединенных каменской, егоршинской и бурсунской свит составляет до 800 м.

Бекленищевская свита (C1bk) распространена в пределах Сосьвинско-Теченской подзоны Алапаевско-Адамовской СФЗ. Наиболее широким площадным распространением отмечается в Смолинско-Алтынайском тектоническом блоке, протягиваясь в виде полосы субмеридионального простирания. В северной части листа отложения свиты образуют узкую субмередиональную полосу между Сусанско-Асбестовской и Бобровской дислокационными зонами, от р. Мал. Рефт и до северной рамки листа. Свита представлена пестрым фациальным комплексом осадочных и вулканогенно-осадочных пород морского генезиса (глинистые, глинисто-известняковые и известковистые аргиллиты и алевропелитовые сланцы, часто черные за счет углистого материала, полимиктовые песчаники, туфы базальтового и дацитоидного составов, туффиты, известняки, туфопесчаники, туфоконгломераты, маломощные покровы базальтов, андезибазальтов, андезитов, кластолавы и лавы дацитового и риодацитового составов), осложненных многочисленными разрывными нарушениями сбросово-сдвигового и сдвигового характера, а также прорванных дайками и разнообразными субвулканическими телами. По мнению авторов комплекта Госгеолкарты-200 смежной с юга площади [109], где образования свиты имеют более широкое распространение, вулканиты бекле­ни­щевской свиты принадлежат к известково-щелочной риолит-базаль­товой формации калиево-натриевого типа, формировавшейся на склоне палеодуги на начальном этапе ее коллизии с континентальной окраиной.

Нижняя часть разреза бекленищевской свиты не имеет естественных выходов на дневную поверхность. Вскрыта несколькими профилями скважин [128], где наблюдается сложное переслаивание темно-серых, до черных, глинистых алевропелитов и аргиллитов с маломощными прослоями песчаников и редкими отпечатками обугленного растительного детрита. Фаунистически эта часть разреза не охарактеризована.

Вверх по разрезу карбонатность пород постепенно увеличивается. Разрез представлен переслаивающимися серыми и темно-серыми глинистыми и глинисто-известняковыми аргиллитами, алевропелитами, полимиктовыми песчаниками, реже конгломератами, а также прослоями туфов, туффитов, мергелей и известняков. В виде многочисленных фрагментов породы бекленищевской свиты, в направлении близком к простиранию, прослеживаются по обоим берегам р. Рефт от ск. Сыпучий Камень до устья р. Винокурка, кроме того вскрыты многочисленными скважинами разных лет [128]. В прослоях органогенно-обломочных известняков и известняковых песчаников содержится комплекс микрофауны Lituotuba enormica (Brazhn. et Vdov.), Endothyra similis (Raus. et Reitl.), Plectogyranopsis sp., Mediocris breviscula (Gan.), Ammarchaediscus eospirillinoides (Brazhn.), Archaediscus krestovnikovi (Raus.), Aspiroides (Pop.), (определения Т. И. Степановой [149]), определяющий верхнюю часть нижнего подъяруса–основание верхнего подъяруса визейского яруса (усть-греховский–жуковский горизонты).

Карбонатно-терригенный разрез бекленищевской свиты фациально замещается вулканогенно-осадочным комплексом пород, наиболее представительные выходы которых находятся на р. Пышма, вблизи устья р. Рефт, а также фрагментарно отмечаются в районе оз. Куртугуз и р. Кунара. Разрез сложен переслаивающимися туфами смешанного состава, туффитами, туфопесчаниками и туфоконгломератами с маломощными покровами миндалекаменных базальтов, андезибазальтов, андезитов, кластолавами и лавами дацитового и риодацитового (до риолит-риодацитового) составов. В обломках известняков из конгломератов определены фораминиферы плохой сохранности Endothyra sp., Mediocris sp., Vissariotaxis sp. (определения Т. Н. Степа­но­вой [149]), свидетельствующие о визейском (скорее, ранневизейском) их возрасте. Из нашей пробы обильноминдалекаменных риодацитов (обр. 1202 – правый берег р. Кунара) В. Н. Смирновым (ИГГ УрО РАН) были выделены цирконы и Ю. Л. Ронкиным U-Pb методом определен их абсолютный возраст – 328,2 ± 4,8 млн лет (рис. 9), что соответствует поздневизейскому времени. Более ранний полученный возраст в 411,7 ± 4,9 млн лет, соответствующий раннему девону, вероятно, связан с захватом материала прорываемых пород нижележащих уровней.

 

 

09

Рис. 9. U-Pb диаграмма с конкордией для циркона из риодацита бекленищевской свиты (проба 1202).

Фрагмент бекленищевской свиты откартирован в виде узкой, субмеридионально вытянутой полосы западнее Бобровской дислокационной зоны и представлен карбонатно-терригенными породами: известковистые алевропелиты с редкими прослоями мелкозернистых полимиктовых песчаников, линзами известняков (часто окремнелых) и мергелей. Здесь описываемые образования в значительной степени перекрыты чехлом мезокайнозойских образований и изучались скважинами УКБ. В известняках шурфа 520 [131] выявлена фауна верхней части визе: Ammarchaediscus ex gr. eospirillinoides (Brazhn.), Archaediscus sp. indet., A. cf. pauxillus Schlyk, A. cf. karreri Brady, A. krestovnikovi Raus., Priscella paraprisca (Schlyk.), Endothyra sp., Mediocris breviscula (Gan.), M. evolutus Ros., Eostaffella sp. indet.

Соотношения с более древними и более поздними образованиями большей частью тектонические, но отмечено и несогласное налегание углеродистых терригенных пород свиты на битуминозные известняки с микрофауной верхов фамена [160] и также несогласное с размывом перекрытие сверху известняками исетской свиты нижнего карбона [123, 113]. По латерали свита фациально замещает континентальные образования угленосной серии [123, 113].

Ниже приводится описание основных разновидностей вулканитов бекленищевской свиты. Базальты темно-серые, темно-зеленовато-серые редкопорфировые (плагиофировые, пироксен-плагиофировые) редкоминдалекаменные, массивные, свежего облика. Основная масса представлена лейстами основного плагиоклаза, ориентированными хаотично, местами с заметной ориентировкой. Интерстиции между лейстами выполнены вулканическим стеклом, в разной степени девитрифицированным, местами незначительно буровато-черное, практически неполяризующее; местами замещенное вторичными минералами. Лавы риодацитов представлены (обн. 1202) зеленовато-серыми миндалекаменными (халцедон), иногда пористыми пироксен-плагио­фировы­ми, разностями с редкопорфировой сериально-гломерофиро­вой струк­турой и сферолит-витрофировой основной массой (50–55 %) стекловатой слабо девитрифицированной (кварц, плагиоклаз, вулканическое стекло, продукты разложения плагиоклаза). Кластолавы риолитов–риодацитов представлены серыми, светло-серыми, иногда полосчатыми, плитчатыми разностями. Породы плагиофировые (до 5 %), реже роговообманково-плагиофиро­выми, неоднородные стекловатые неравномерно раскристаллизованные с обломочным строением, текстура неоднородная, обломочно-флюидальная, брекчиевидная, у обломков флюидальная, микрокомковатая. Основная масса – кварц, альбит, пелит, гидробиотит, хлорит, лимонит, гематит, эпидот, гидрослюда.

Возраст формирования образований бекленищевской толщи по вышеприведенным данным определений фауны и абсолютного возраста достаточно уверенно датируется визейским ярусом раннего карбона в объеме бурлинского, усть-греховского и жуковского горизонтов, что согласуется с легендой Уральской серии листов Госгеолкарты [91].

Общая мощность бекленищевской свиты оценивается не более, чем в 2000 м.

Исетская свита (C1is) названа по р. Исеть, где расположены ее стратотипические разрезы (смежная к югу площадь). На описываемом листе свита имеет очень ограниченное распространение в пределах Сосьвинско-Теченской подзоны Алапаевско-Адамовской СФЗ в двух небольших тектонических блоках вблизи восточной рамки листа: на северной окраине пос. Алтынай и вблизи ж/д Богданович–Каменск-Уральский. Представлена рифогенными известняками серыми, розовато-серыми доломитизированными и известняковыми брекчиями. Они прослежены разрозненными скважинами под опоками эоцена и континентальными осадками мела. Нижний контакт свиты непосредственно не наблюдался, но на смежных площадях предполагается несогласное с размывом налегание известняков свиты на нижележащие породы [162]. Вышележащие образования башкирского яруса налегают на породы свиты с частичным размывом [56, 57, 135].

В соответствии с легендой Уральской серии листов Госгеолкарты [91], возраст исетской свиты принимается раннекарбоновым в объеме верхнего визе–серпухова. Фаунистические остатки, обнаруженные в зернистых известняках скв. 178 [160], относятся к верхней части визейского яруса раннего карбона (предположительно аверинский горизонт): Globoendothyra cf. globulus (Eichw.), Endothyranopsis crassa sphaerica (Raus. et Reitl.), Eostaffella ex gr. ikensis Viss. Определения выполнены М. В. Постоялко [160], ревизия Т. И. Сте­пановой.

Ориентировочная мощность известняков исетской свиты – 300–1100 м.

Арамильская свита (C1ar) названа по г. Арамиль; развита в Медведевско-Сухтельинской подзоне Верхотурско-Новооренбургской СФЗ. Образования свиты распространены весьма ограниченно, слагая серию субмеридиональных тектонических блоков в юго-западном углу площади. Представлена ритмично, монотонно переслаивающимися олигомиктовыми и вулканомиктовыми песчаниками; алевропесчаниками, алевролитами, алевропелитами, кремнистыми породами, часто углеродистосодержащими; с редкими, весьма маломощными прослоями мраморизованных известняков и известковистых песчаников. Породы рассланцованы, кливажированы, метаморфизованы до сланцев серицит-кварцевых, серицит-альбит-кварцевых, углеродисто-кварцевых, кварцитов, бластокатаклазитов и бластомилонитов, являющихся продуктами регионального метаморфизма фации зеленых сланцев. В зонах тектонических нарушений между блоками арамильской свиты отмечаются небольшие линзы серпентинитов и тальк-карбонатных пород (серпентинитовый меланж). Соотношения пород арамильской свиты с подстилающими образованиями тектонические.

Естественные обнажения пород свиты практически отсутствуют. Картировочными скважинами 89–95 [131] вскрыты фрагменты разреза свиты. Породы представлены зеленосланцево-измененными песчаниками мелко-, крупнозернистыми, туффитами кремнистыми, тонкослоистыми алевролитами, алевропелитами, а также сланцами углисто-кремнистыми, актинолит-эпидот-кварц-хлоритовыми, эпидот-альбит-хлоритовыми, мраморизованными известняками, микрокварцитами. В разрезе этого фрагмента свиты преобладают алевролиты, среди которых залегают линзы и прослои песчаников. Характерной особенностью является присутствие в алевролитах и песчаниках незначительной вкрапленности пирита, как следствие пропилитизации и сульфидизации образований свиты, которые интенсивно проявлены южнее, на площади листа О-41-XXXII [109]. Образования свиты прорваны дайками плагиогранитов предположительно западно-верхисетского комплекса.

Гравитационное поле над образованиями арамильской свиты обусловлено влиянием Ключевского габбро-гипербазитового массива, создающего интенсивную аномалию силы тяжести, западная часть которой располагается над площадью распространения пород свиты, затухая от 4 мГал у контакта образований с массивом до 1 мГал возле западной рамки листа. Еще западнее, на соседнем листе площади развития арамильской свиты характеризуются отрицательными значениями локальной составляющей силы тяжести [131]. Магнитное поле в пределах распространения образований свиты довольно спокойное, слабоотрицательное с небольшими повышениями над многочисленными зонами субмеридиональных тектонических нарушений, фиксируемых мелкими телами серпентинитов.

Раннекаменноугольный возраст свиты фаунистически обоснован находками на смежной с запада площади в кремнистых породах конодонтов вида Ligonodina aff. roundy (Hass.) позднего девона–раннего карбона, в мраморизованных известняках – кораллов, имеющих сходство с Palaljsilia(?) sp. indet., Dibunphylum(?) sp. indet., Dibunphylum sp. indet., Fascielli kisilia (Iv.), Kazachiphyllum sp., Lonsdaleia sp., Gigantoproductus cf. еdelburgensis (Phill.), принадлежащих к раннему карбону [107]. В соответствии с легендой Уральской серии листов Госгеолкарты [91] возраст свиты принимается раннекаменноугольным в объеме верхней части визейского яруса и серпуховского яруса.

Суммарная мощность свиты – 1500 м.

Средний отдел

Щербаковская свита (C2¿½) локально развита в отдельных тектонических блоках вблизи восточной рамки листа в пределах Сосьвинско-Теченской подзоны Алапаевско-Адамовской СФЗ. В северной части полоса их развития начинается от пос. Алтынай и протягивается до г. Артемовск (большая часть перекрыта чехлом мезокайнозойских образований, кроме территории г. Артемовск его окраин). В юго-восточном углу описываемой площади образования щербаковской свиты, откартированные в двух небольших тектонических блоках, также большей частью перекрыты чехлом мезокайнозойских осадков. Образования свиты не имеют выходов на дневную поверхность, прослежены единичными скважинами [128, 160]. Впервые свита была выделена Б. И. Чувашовым на смежной [56] с юга площади. В стратотипическом разрезе на р. Исеть (лист О-41-XXXII [109]) образования свиты с частичным размывом перекрывают карбонатные образования исетской свиты.

На описываемой площади щербаковская свита сложена континентальными пестроцветными аргиллитами, алевролитами, полимиктовыми песчаниками, гравелитами, реже конгломератами с прослоями мергелей и битуминозных известняков. Прослои известняков среди мергелей и аргиллитов отмечаются в низах разреза, выше идет разрез красноцветной терригенной толщи – конгломераты, гравелиты, песчаники, сменяющиеся выше по разрезу глинистыми осадками – аргиллитами, алевропелитами, алевролитами. Состав конгломератов – полимиктовый: кварц, плагиоклаз, известняки, глинистые породы, кварциты, эффузивы основного состава. Плотность осадочных пород – от 2,40 до 2,65 г/см3, средняя – 2,53 г/см3. Контакты образований свиты с нижележащими карбонатными породами известняковой толщи согласные.

Скважиной С-224 [128] вскрывается часть разреза щербаковской свиты, где среди песчаников и гравелитов в прослое мергеля с глубины 31,3 м М. В. Постоялко определены фораминиферы Schubertella obscura mosquensis (Raus.), Profusulinella (Staffelliformis) staffelliformis (Kir.), Verella sp., и водоросли Ungdarella sp., Dvinella sp., характерные для верхнего подъяруса башкирского яруса. Приведенные данные соответствуют легенде Уральской серии листов Госгеолкарты [91]. В этой же скважине, выше по разрезу (14,0–15,5 м), в прослое битуминозного известняка, среди аргиллитов и песчаников свиты содержатся фораминиферы московского яруса: St. staffellaeformis (Kir.), Taitzehoella prolibrovichi (Raus.), Archaediscus convexus Grozd. et Leb., Endothyranopsis ex gr. crassa (Brady), H. ex gr. gibba (Moell.), Eostaffella ex gr. mosquensis Viss. (определения М. В. Постоялко, ревизия Т. А. Степановой). Возможно, здесь присутствуют в небольшом объеме карбонатно-терригенные образования усмановской свиты. Возраст, в соответствии с серийной легендой, принимается среднекарбоновым в объеме башкирского яруса.

Мощность – около 200–500 м.

Мезозой

Мезозойские образования формировались преимущественно в континентальных условиях, сменяющихся в позднем мелу прибрежно-морскими. Согласно структурно-фациальному районированию, они относятся большей частью к Восточно-Уральской СФцЗ. Небольшой фрагмент с образованиями челябинской серии в северо-восточном углу площади относится к Средне-Приуральской подзоне Приуральской СфцЗ. Нижняя, триасовая часть челябинской серии относится к Тобольско-Тавдинской СФЗ.

В среднем триасе–ранней юре тектонические грабенообразные впадины выполнялись континентальными образованиями с прослоями углей – угленосная челябинская серия. В позднем мезозое происходило формирование мощных кор выветривания, широко развитых на изученной территории. Осадки мелового возраста развиты преимущественно в пределах эрозионно-структурных депрессий, в меньшей мере в узких контактово-карстовых впадинах.

Мезозойские коры выветривания

Большая часть изучаемой территории располагается в пределах приподнятого отпрепарированного пенеплена Среднего Урала, что и определило широкое развитие кор выветривания. На исследуемой территории выделено три морфологических типа кор выветривания: площадные, линейные, линейно-площадные. Площадные коры развиты на 95 % территории. Они отсутствуют в долинах крупных рек и на водоразделах в северо-западной части. Традиционно выделяются три зоны профиля коры выветривания: дезинтеграции, промежуточных и глинистых продуктов. На карте соотношение этих зон соответственно составляет (%): 55–25–15. Увеличение мощности коры выветривания происходит в южном направлении. Выделяется два генетических типа – остаточные и переотложенные, с преобладанием первого типа. К востоку происходит понижение кровли остаточной коры выветривания с 260–280 до 140 м, т. е. на 120–140 м. В северо-восточной части изучаемой территории коры выветривания перекрываются палеоценовыми отложениями серовской свиты.

В разрезе кор наблюдаются следующие зоны (сверху вниз): охр, глинистых продуктов, выщелачивания и дезинтеграции. Литологический состав каждой зоны зависит от профиля выветривания и состава подстилающих материнских пород. Зона дезинтеграции на гранитах представлена дресвой (кварц, полевой шпат, примесь гидрослюды, каолинита и монтмориллонита), на метабазальтах – дресвяная (полевой шпат, амфибол, эпидот), на габбро – дресвяная (пироксен, полевой шпат, незначительная примесь монтмориллонита, гидрослюды), на серпентинитах – дезинтегрированные (выветрелые) серпентиниты. Зона выщелачивания на гранитах – каолинизированные полевые шпаты (первичный кварц, каолинизированный полевой шпат, гидрослюды), на метабазальтах – каолинит-гидрослюдисто-монтмориллонитовые породы, на габбро – монтмориллонит-гидрослюдистые, на серпентинитах – опализованные или карбонатизированные выщелоченные серпентиниты. Зона глинистых продуктов на гранитах представлена главным образом каолинитом (каолинит, первичный кварц, галлуазит), на метабазальтах – монтмориллонитом (монтмориллонит, бейделлит, примесь гидрослюды), на габбро – монтмориллонит-гидрослюдисто-каолинитовым агрегатом, на серпентинитах – нонтронитом, это нонтронитизированные серпентиниты. Зоны охр развиваются лишь на габбро, где представлены охристо-гидрослюдистыми продуктами (гидрослюда, гидроокислы железа, каолинит) и на серпентинитах, где присутствуют структурные и бесструктурные охры.

Среди глинистых продуктов по вещественному составу выделяется несколько типов. Преобладающим является каолинитовый. Состав тяжелой фракции шлихов зависит от состава материнских пород и процессов метаморфизма, что отражено в табл. 1.

Таблица 1

Минералогические ассоциации в корах выветривания

№ п/п

Геологические подразделения

Минералогические ассоциации

1

2

3

4

Базальты, андезибазальты маминской толщи

Сланцы по осадочным породам колюткинской свиты

Тоналиты рефтинского комплекса

Габбро алапаевского комплекса

Гранат-эпидот-магнетитовая

Лейкоксен-ставролит-кианитовая

Циркон-магнетит-эпидотовая

Эпидот-магнетит-амфиболовая

 

В площадных корах выветривания постоянно присутствуют гидроокислы железа, реже марганца. Статистический анализ по скважинам колонкового бурения показывает, что процессы химического выветривания имеют значительно больший вертикальный размах, чем процессы механического выветривания. За нижнюю границу химического выветривания принималась глубина появления неокисленного пирита и исчезновения пустот выщелачивания карбонатов. Мощность площадных кор в среднем – 18–20 м [149].

Окраска пород, слагающих профиль коры выветривания, в верхней глинистой зоне обычно неоднородная: пятнистая, пятнисто-полосчатая с преобладанием буроватых и красноватых оттенков. С глубиной окраска выветрелых пород приближается к цвету материнских.

Линейные коры выветривания широко представлены в изучаемом районе. Они формируются по зонам разломов и контактам различных пород. Наиболее отчетливо выражена ортогональная система линейных кор с преобладанием субмеридиональных. В подчиненном состоянии находятся линейные коры диагональной системы. Вертикальная зональность в линейных корах, как правило, выражена неотчетливо, обычно с преобладанием глинистой составляющей. В линейных корах по ультрабазитам нередко встречается верхняя зона охристо-глинистых продуктов. Мощность кор достигает более сотни метров.

Линейно-площадная кора выветривания выделена в южной части листа. По данным колонкового бурения (скважины 10001–10012) [149], здесь выявлена комбинация плащеобразной коры выветривания мощностью от 20 до 50 м с многочисленными линейными корами в материнских породах.

Литолого-минералогическим анализом исследованы зоны выветривания дезинтегрированных пород и гипергенная глинистых продуктов.

Зона дезинтеграции по габброидам Рефтинского массива (пробы по скважинам 152/2,0; 110/8,0) представлена щебнисто-глинистыми породами желтовато-бурого цвета. Пелитовая фракция составляет 30–55 % и состоит из смеси глинистых минералов с преобладанием тонкодисперсного каолинита (75–85 %) и землистого эпидота (15 %); в легкой фракции доминируют обломки коренных пород, зерна калиевого полевого шпата (36–40 %) и кварца (2–5 %). В тяжелой фракции главенствуют минералы из группы эпидота (76–92 %) и отмечены зерна амфибола (8–18 %), лимонита (до 5 %), магнетита (до 1 %). Лимонит в виде псевдоморфоз по пириту. Учитывая значительную роль глинистой составляющей, можно предположить, что опробована верхняя часть зоны дезинтеграции.

Гипергенная (глинистая) зона коры выветривания опробована на литологически различных коренных породах. Наиболее полно охарактеризована вулканогенная белоярская толща верхнего ордовика (12 проб). Она представлена пелитами, алевритистыми и слюдистыми пелитами, а также каолинит-гидрослюдистыми глинами светло-буровато-желтого цвета. Пелитовая фракция представлена слюдисто-гидрослюдистыми агрегатами с примесью тонкодисперсного каолинита. В легкой фракции доминируют зерна калиевого полевого шпата (15–25 %), кварца (5–10 %), чешуйки слюд (до 25 %) и обломки кремнистых и метаморфических пород (до 40 %). По составу тяжелой фракции коры выветривания подразделяются на две группы: в первой (5 проб) превалируют зерна аутигенного лимонита (76–95 %), вероятно образованного по сульфидам (пириту) в коренных породах; во второй (7 проб) – преобладают минералы группы эпидота (59–97 %), являющегося характерным спутником метаморфических пород. Среди прочих минералов во второй группе отмечены амфибол (2–19 %), лимонит (4–40 %), сфен (1–2 %).

Коры выветривания представляют поисковый интерес на различные полезные ископаемые. Глины кор выветривания используются для производства кирпича. Зона дезинтеграции является объектом добычи для отсыпки дорог. В районах золоторудных месторождений производилась добыча металла из золотоносных кор выветривания. В коре выветривания пегматитов адуйского комплекса выявлены повышенные содержания тантало-ниобатов [149]. Малышевским рудоуправлением проводились технологические испытания для производства керамических изделий из высококалиевых пегматитов дресвянистой коры выветривания. Пригодность выветрелых пегматоидных гранитов и пегматитов в качестве исходного сырья для производства керамики выявлена Н. С. Сергеевым [155]. В глинистых корах выветривания выявлены аномально высокие содержания редких земель [149]. Охристо-глинистая кора в ультрабазитах характеризуется повышенной никеленосностью.

Позднемезозойский возраст кор выветривания принят в соответствии со схемой стратиграфии мезозоя Урала [28].

Триасовая система, верхний отдел–юрская система, нижний отдел

Челябинская серия (T3²J1½l). Континентальные отложения, отнесенные к челябинской серии, развиты локально в районе пос. Буланаш, где они выполняют грабенообразную структуру и полностью перекрыты серовской свитой палеогена. Площадь распространения этих отложений составляет около 6 км2. Разрез представлен преимущественно терригенными породами с преобладанием грубообломочных разностей – конгломератов, гравелитов, песчаников. Алевролиты, аргиллиты и ассоциирующие с ними пласты угля, имеют подчиненное значение. По данным разведочных работ на уголь [167], отложения челябинской серии залегают с угловым несогласием на терригенно-вулканогенных образованиях среднего девона либо на известняках нижнего карбона. Разрез челябинской серии имеет двухчленное строение. Нижняя часть мощностью около 300 м представлена сложно переслаивающимися конгломератами, гравелитами, песчаниками. Алевролиты и аргиллиты слагают единичные линзы. Данные образования относятся к пролювиальному генетическому типу. Характерной особенностью пород нижней части разреза является яркая пятнистая окраска в красно-бурых, розовых, серых тонах. Верхняя часть разреза (аллювиальная) представлена конгломератами, гравелитами, разнозернистыми песчаниками серого, темно-серого цвета, составляющими около 60 % объема. Прочие породы представлены аргиллитами, углистыми аргиллитами, алевролитами и пластами угля. Особенностью слоистой толщи является чередование пластов мощностью 3–7 м. Реже встречаются пачки частого переслаивания мелкозернистых песчаников и алевролитов общей мощностью до 7 м. Угольные пласты имеют незначительную мощность – не более 10–20 см, они ассоциируют обычно с углистыми аргиллитами. В породах, слагающих верхнюю часть разреза челябинской серии, содержатся в изобилии углефицированные растительные остатки и конкреции сидерита. Слоистость плохо выражена, залегает субгоризонтально, под углом 0–5°. Обломочные породы по составу относятся к полимиктовым. Петрографический состав галек и обломков следующий: вулканиты, кремни, известняки, сланцы, кварц, аргиллиты. Обломки не окатаны, не сортированы [128].

Отложения челябинской серии в аномальном магнитном поле ΔZа характеризуются ровным отрицательным полем с интенсивностью 100–200 нТл, в гравиметрическом поле – отрицательным полем с интенсивностью 0,5–1 мГал. Физические свойства пород следующие: плотность (средняя) – конгломераты, гравелиты – 2,62; песчаники – 2,64; алевролиты – 2,63; аргиллиты и углистые аргиллиты – 2,66.

На аэро-космоснимках рассматриваемые отложения не находят выражения, т. к. перекрыты чехлом палеогеновых отложений.

В пестроцветных образованиях выделен спорово-пыльцевой комплекс [167], характеризующийся значительным содержанием форм: Stenozonotriletes, Himenozonotriletes, Vittatina, Cordaitoles.

В сероцветных образованиях Г. Г. Мартинсоном по сборам В. И. Тужи­ко­вой [167] определены пелециподы: Uteschamiella uralica nov. sp., Uteschamiella sp. Растительные остатки представлены Phyllotheca striata, Thallites ef. uralensis Pryn., Cladophlebes jechinensis Pryn. Пыльца – Lebacha, Cordaitales, Cedrus. Споры – Aletes.

Возраст осадков на основании определений фауны и флоры, датируется поздним триасом–ранней юрой. Мощность – до 340 м.

Меловая система

Меловая система представлена образованиями нижнего и верхнего отделов, преимущественно локализованных в пределах двух эрозионно-структурных депрессий, в меньшей мере в узких контактово-карстовых впадинах. Преобладающая часть разреза сложена континентальными отложениями, сменяющимися прибрежно-морскими.

Нижний отдел

Аптский ярус (нижняя часть)

Алапаевская толща (K1ap) распространена в Режевской эрозионно-структурной депрессии, а также вдоль разломов субмеридионального простирания. Выходы толщи незначительны: отдельные поля площадью 0,2–4,5 км2. Состав толщи однообразен и представлен пролювиально-карстовыми песчано-глинистыми и глинисто-щебнистыми отложениями («беликами»). Алапаевская толща выполняет карстовые полости, развитые на известняках палеозоя. Толща с размывом перекрывается синарской свитой апт-альбского возраста либо четвертичными образованиями. Литологически она представлена каолинитовыми серыми, бурыми, кирпично-красными глинами. В глинах содержатся в разных количествах щебень окремненных известняков, скопления мучнистых маршаллитов, бурые железняки, часто встречаются хорошоокатанная галька и щебень кварца, примесь кварцевого песка.

Тяжелая фракция «беликов» представлена ильменитом (5–52 %), лимонитом (5–70 %), лейкоксеном (6–45 %), хромитом (0–2 %), дистеном (0–4 %), сидеритом (0–17 %), рутилом (0–4 %), турмалином (0–5 %), эпидотом и цоизитом (0–2 %), цирконом (2–9 %), магнетитом (0–1 %), роговой обманкой (0–1 %), апатитом, ставролитом, гранатом, корундом (ед. зерна). Характерно наличие устойчивых и почти полное отсутствие неустойчивых минералов [129]. Обломочный материал характеризуется плохой сортировкой и низкой степенью окатанности. К нижней части разреза алапаевской толщи приурочены залежи (линзы, пласты, гнезда) бурых железняков инфильтрационно-осадочного генезиса. Рудные минералы – гидрогетит, гидрогематит, сидерит.

Условно к алапаевской толще отнесены, вслед за авторами Госгеолкарты-200 (новая серия) листа O-41-XXXII [109], контактово-карстовые образования в юго-западной части района, сложенные преимущественно окремненными бурыми железняками [67].

Возраст толщи принят в соответствии с легендой Среднеуральской серии [180]. Мощность –до 60 м.

Аптский–альбский ярусы

Синарская свита (K1sn). Аллювиально-озерные отложения синарской свиты развиты на двух участках: в юго-восточной и северной частях площади. В составе свиты преобладают пестроокрашенные и белоцветные глины, с прослоями кварцевых песков. Синарская свита залегает несогласно на пролювиально-карстовых образованиях алапаевской толщи либо ее цоколем являются карстующиеся породы палеозоя. Перекрывающими отложениями являются породы мысовской свиты сеноманского яруса, залегающие с несогласием, а также четвертичные образования.

Разрезы синарской свиты характеризуются линзовидно-слоистым строением. В основании свиты залегают кварцевые пески с галькой кварца либо глины песчаные с галькой и щебнем кварца, кремнистых пород. Выше по разрезу наблюдается равномерное переслаивание (мощностью 1–3 м) глин песчаных с гравием кварца и светлых кварцевых песков с плохой окатанностью и сортированностью, редкие прослои глин. Характерно присутствие конкреций сидерита (сферосидерита), а также марказита.

Глины состоят из гидрослюды и ферригаллуазита (75–85 %), кварца и полевых шпатов (5–10 %), слюды и хлорита (10 %), минералов тяжелой фракции (1–6 %). Тяжелая фракция представлена лимонитом (95–100 %), корундом (0–5 %), единичными зернами сидерита, рутила, циркона, эпидота, цоизита, лейкоксена, турмалина, пироксена.

Пески кварцевые в тяжелой фракции содержат (%): ильменит (11–57), циркон (1–27), лейкоксен (2–18), лимонит (0–100), единичные зерна корунда, хромита, рутила, ставролита, турмалина, дистена, силлиманита, анатаза [129].

Апт-альбский возраст отложений установлен по результатам спорово-пыльцевого анализа из скв. 226 [128]. В пробах из глинистых песков (средняя часть разреза) преобладают споры папоротника семейства Gleicheniaceae: Gleicheniidites senonicus (Ross.), Gleicheniidites laetus (Bolch.), в подчинении споры семейства Schizalaceae, пыльца хвойных растений – род Piceapo­lle­nites. Мощность – до 45 м.

Верхний отдел

Сеноманский ярус

Мысовская свита (K2ms). Континентальные аллювиальные и озерно-аллювиальные отложения мысовской свиты выявлены в северной и юго-восточной частях листа. Выходы свиты незначительны по площади (менее 4 км2). Мысовская свита представлена глинами каолинитовыми и гидрослюдисто-каолинитовыми, песчаными. Свита залегает несогласно на породах синарской свиты, реже на породах палеозоя. Перекрывается (несогласно) опоками верхнего палеоцена и четвертичными отложениями. В подошве свиты залегают обычно пески полевошпатово-кварцевые средне-крупнозернистые, выше которых в разрезе преобладают глины тонкослоистые серого, светло-серого цвета с примесью хорошоокатанной гальки кварца и прослоями мелкозернистых песков полевошпатово-кварцевого состава, с чешуйками слюды и лигнитизированных остатков. В породах встречены конкреции марказита, сидерита.

Глины состоят из гидрослюды и каолинита (45 %), слюды и хлорита (25 %), кварца, полевых шпатов, растительных остатков. Тяжелая фракция песков (скв. 226/20,9–23,0 м в 5 км севернее пос. Алтынай, скв. 164/15–18 м, скв. 164/32–36 м в 5,5 км севернее оз. Куртугуз) представлена магнетитом (0,3–0,96 %), хромитом (0,35–2,49 %), ильменитом (2,56–36,17 %), лимонитом (0–19,6 %), сидеритом (0,96–76,4 %), пиритом (0–13,6 %), рутилом (0–1,24 %), лейкоксеном (0,16–0,8 %), амфиболом (0,35–6,11 %), эпидотом (0,58–25,08 %), цирконом (2,56–16,88 %), сфеном (0,47–0,96 %), монацитом (0–1,77 %), цоизитом (1,05–2,02 %), апатитом (0–0,96 %), гранатом (0–2,57 %), ильменорутилом (0–0,47 %), дистеном (0–0,16 %). Среднее значение палеогеографического коэффициента – 2,82 [128].

Сеноманский возраст отложений мысовской свиты определяется по богатым комплексам спор и пыльцы с преобладанием голосемянных: Gleiche­niidites sp., Cedruspollenites sp., Pinus sp., Tricolpopollenites sp., Tricolporopollenites sp., семейство Gleicheniaceae, Cedrus. (скв. Г-48, гл. 11,5 м; скв. Г‑166, гл. 58,8–59,5 м) [87]. Мощность – до 20 м.

Коньякский ярус

Камышловская свита (K2km) встречена в одном пункте: в 3 км северо-восточнее дер. Некрасово (скв. 171) и представлена морскими глауконит-кварцевыми песками [128]. Пески залегают на гранитах Некрасовского массива, перекрываются с размывом опоками серовской свиты палеоцена. Пески зеленовато-серые мелкозернистые, хорошоотсортированные. Состоят из кварца (99 %), глауконита. Тяжелая фракция представлена единичными зернами ильменита, циркона, лейкоксена, роговой обманки, магнетита, корунда.

Породы камышловской свиты на смежном (O-41-XXXII листе содержат характерные для коньякских отложений остракоды: Brachythere alata (Bosquert.), Cytherettina lepida (Jaskev.) (определения Э. Д. Яскевич) и фораминиферы Discorbis sibirikus (Dain.) (определения А. И. Еремеевой) [1]. Мощность свиты – до 15 м.

Кайнозой

Палеогеновая система

Палеогеновая система представлена морскими отложениями нижнего, среднего и верхнего отделов (серовская, ирбитская и куртамышская свиты). Отложения палеогена развиты в восточной части площади в виде изолированных полей, локализованных в пределах линейных опущенных блоков меридионального простирания.

Верхний палеоцен

Танетский ярус

Серовская свита (¼1sr) развита на северо-востоке площади. На других участках серовская свита сохранилась спорадически в понижениях палеозойского фундамента. Характерной особенностью свиты является преобладание опок и опоковидных глин. Серовская свита залегает субгоризонтально с угловым несогласием на породах палеозоя, триаса и юры. Отложения свиты перекрываются без следов размыва нижне-среднеэоценовыми породами ирбитской свиты. К подошве свиты приурочены базальные конгломераты,
переходящие по простиранию в песчаники средне-крупнозернистые. В составе гальки конгломератов преобладают кварц и кремни. Обломочный мате­риал сцементирован опалом. Мощность обломочных пород незначительная (1–3 м). Развиты данные отложения не повсеместно. Основная часть разреза представлена опоками и опоковидными глинами, которые нередко залегают на корах выветривания мезозойского возраста. В западном направлении
(к области сноса) имеет место фациальная изменчивость: появляются многочисленные маломощные линзы глауконит-кварцевых песчаников неравномернозернистых и песков глинистых, гравелитов, конгломератов на опаловом цементе, зеленоватых слюдистых глин. Опоки имеют серый до темно-серого цвет, состоят из опалового кремнезема с примесью глинистых минералов группы бейделлита, каолинита, монтмориллонита. Присутствуют спикулы губок и обломки панцирных водорослей, кварц, глауконит, полевые шпаты, слюды, хлорит, цеолиты(?).

По результатам литологического анализа опоки (т. н. 3020Б, в 1,7 км к северо-западу от пос. Светлое) [149] установлен широкий спектр минералов тяжелой фракции: ильменит (27 %), группа эпидота (15 %), лейкоксен (13 %), гранат (12 %), циркон (9 %), роговая обманка (4 %), лимонит (3 %), турмалин (3 %), сфен (3 %), пирит (2 %), хромит (2 %), рутил (2 %), магнетит (1 %), анатаз (1 %), силлиманит (1 %), дистен (1 %), андалузит (1 %), ставролит (единичные зерна). Выход – 1 %. Палеогеографический коэффициент – 1,85.

Возраст свиты установлен по находкам диатомовых и кремниевых жгутиковых водорослей (лист О-41-XXXII): Triceratium ventriculosum A. S., Stephanopyxis var. intermedia (Grun.), Dictyocha amellielera (Gles.), D. elongata (Gles.) (определение А. И. Кротова) [1]. Мощность свиты – 30 м.

Нижний–средний эоцен

Ипрский и лютетский ярусы, нерасчлененные

Ирбитская свита (¼2ir) представлена прибрежно-морскими отложениями, выявленными в районе урочищ Мал. Полдневское Болото и Бол. Полдневское Болото (лист О-41-100-А, скв. 523) [129]. Отложения свиты представлены глинистыми диатомитами (82 %), в меньшей мере глинистыми песками. В районе урочища Бол. Полдневское Болото отложения ирбитской свиты залегают на опоках серовской свиты без размыва.

В основании разреза свиты залегают глинистые диатомиты серовато-зеленоватого цвета, сменяющиеся выше по разрезу серыми глинистыми диатомитами с единичными прослоями серых глинистых песков. Для отложений характерна хорошая сортировка и окатанность обломочного материала.

Глинистые диатомиты состоят до 65 % из гидрослюды и монтмориллонита. Присутствуют в породе обрывки диатомовых водорослей и спикул губок, а также кварц, слюда, глауконит, полевой шпат.

Ранне-среднеэоценовый возраст отложений ирбитской свиты доказан руководящими формами диатомовых: Coscinodiscus uralensis, Dictyocha frenguellii var. carentis, Melosira sulcata var. sibirica (Grun.), Coscinodiscus moelleri (Grun.), Coscinodiscus uralensis Jouse, Triceratium exornatum (Grev.), Dictyocha frenguellii var. carentis Gleser, Natviculopsis biapiculata (Lemm.) Freng [129]. Мощность свиты – до 5 м.

Олигоцен

Рюпельский, хаттский ярусы

Куртамышская свита (¼3kr) имеет ограниченное развитие на площади в виде разобщенных полей изометричной формы (район озер Белое, Беткулово и Рефтинского водохранилища). Свита представлена преимущественно полевошпатово-кварцевыми песками, реже глинами желтого цвета. Отложения свиты залегают на коре выветривания палеозойских пород и иногда на отложениях серовской свиты. Перекрываются породы куртамышской свиты ранне-среднемиоценовыми кварцевыми песками и гидрослюдисто-каолинитовыми глинами наурзумской свиты и четвертичными образованиями [128]. Разрезы свиты представлены тонкозернистыми однообразными, равномернозернистыми, хорошоотсортированными глинистыми песками рыжевато-желтого и серовато-желтого цвета. Песчаная составляющая по­левошпатово-кварцевого состава – 1 : 9. В песках, как правило, содержится 15–20 % гравийно-галечного кварцевого материала. Гальки хорошо окатаны. В нижней части разреза присутствуют маломощные прослои (до 10 см) зеленовато-желтых глин. Глина имеет гидрослюдисто-каолинитовый состав с примесью кварца, полевых шпатов, хлорита. В составе тяжелой фракции преобладают ильменит, лейкоксен, рутил, циркон, гранат.

Олигоценовый возраст куртамышской свиты определен по спорово-пыль­цевым спектрам на смежной с юга площади [109]. Мощность свиты – до 10 м.

Неогеновая система

Неогеновая система представлена континентальными образованиями миоцена (наурзумская, светлинская, жиландинская свиты) и верхнего плиоцена (кустанайская свита). Неогеновые отложения образуют разрозненные покровы с небольшой площадью выхода (до 2–3 км2).

Нижний–средний миоцен

Наурзумская свита (N1nr). Ее отложения развиты ограниченно на двух участках: на севере – в районе оз. Белое и на юге – в бассейне рек Кунара, Каменка, Брусянка. Площадь выхода разрозненных отложений не превышает 2–3 км2. Свита представлена гидрослюдисто-каолинитовыми глинами и разнозернистыми кварцевыми песками. В районе оз. Белое установлено налегание наурзумской свиты на пески куртамышской свиты олигоцена [128]. Обычно цоколем наурзумской свиты является кора выветривания палеозойских пород. На смежном листе O-41-XXXII отложения наурзумской свиты перекрываются с несогласием образованиями светлинской свиты верхнего миоцена [109], на площади листа О-41-XXVI – четвертичными отложениями. Наурзумская свита имеет озерно-аллювиальный генезис. Повсеместно в разрезах характерно переслаивание (первые метры) отложений со смешанным грансоставом обломков, рассеянных в породе. Примерно в равном объеме находятся существенно песчанистые (галечно-гравийно-песчанистые, глинисто-песчанистые, гравийно-песчанистые) отложения и существенно глинистые (глина с рассеянным гравием и галькой, песчано-гравийно-глинистые). В глинистой части обособлены в виде прослоев кварцевые пески. Базальные галечники отсутствуют. На корах выветривания палеозойских пород залегают нередко глинистые образования со щебнем и линзами переотложенных кор выветривания (глины коричневатых и темно-бурых тонов). Обломочный материал в породах представлен кварцем (более 90 %), реже кремнем и полевым шпатом. Породы свиты окрашены в светлые тона: серые, бежево-серые, светло-серые, желтые.

Тяжелая фракция шлихов из песков содержит магнетит, хромит, ильменит, лейкоксен, гранат, эпидот, циркон, рутил, ставролит, монацит, золото. В тяжелой фракции глин дополнительно присутствуют монацит, анатаз, амфибол.

По результатам литологического анализа разнозернистых кварцевых песков из скв. 10609 (в 1 км южнее пос. Быкова, лист О-41–112-Г) [149] минералогический состав тяжелой фракции представлен: ильменитом (29 %), минералами группы эпидота (23 %), лейкоксеном (15 %), роговой обманкой (8 %), цирконом (6 %), рутилом (4 %), магнетитом (3 %), хромитом (3 %), ставролитом (3 %), дистеном (2 %), анатазом (1 %), турмалином (1 %), единичными зернами сидерита, граната, силлиманита, актинолита. Палеогеографический коэффициент – 1,9.

Ранне-среднемиоценовый возраст наурзумской свиты принят исходя из литологического состава отложений, их положения в разрезе и легенды Среднеуральской серии [180]. Мощность – до 10 м.

Средний–верхний миоцен

Серравальский–тортонский ярусы

Светлинская свита (N1sv) имеет локальное распространение преимущественно в южной и восточной частях площади. В составе свиты преобладают пестроцветные делювиально-пролювиальные глины с преобладанием коричневого и красного тонов. Светлинская свита залегает несогласно на отложениях наурзумской свиты нижнего–среднего миоцена, но чаще она залегает на корах выветривания палеозойских пород. Перекрывается плейстоценовыми образованиями.

Нижняя часть разреза светлинской свиты представлена глинисто-песчано-гравийными отложениями с колебаниями состава по простиранию до глинисто-щебнистого либо песчано-гравийно-глинистого. Выше по разрезу наблюдается чередование глинистых отложений пестрой окраски (до черных) с переменным количеством гравия, щебня, гальки. Нередки полуокатанные крупные обломки пород. Слоистость выражена неотчетливо. В глинах постоянно присутствует плотный марганцовисто-железистый бобовник округлой формы размером от 1 до 10 мм.

Пелитовая фракция глин состоит из монтмориллонита и гидрослюды, присутствует каолинит, гидроокислы железа, зерна кварца. Песчаная фракция состоит из угловато-окатанных зерен кварца, полевых шпатов, слюды, кремней. Тяжелая фракция – эпидот и цоизит (до 67 %), роговая обманка (до 45 %), гранат, магнетит, сфен. Устойчивые минералы – ильменит (до 30 %), лейкоксен (до 5 %), циркон (до 5 %), рутил (до 3 %). Редкие зерна – турмалина, дистена, ставролита, апатита, граната. Палеогеографический коэффициент – до 2 [128].

Позднемиоценовый возраст светлинской свиты принят исходя из положения в разрезе и согласно легенде Среднеуральской серии [180]. Мощность – до 20 м.

Верхний миоцен

Тортонский–мессинский ярусы

Жиландинская свита (N1¾l). Делювиально-пролювиальные образования жиландинской свиты отмечены в одном месте – у западной рамки листа, в 7 км к северо-западу от пос. Верх. Дуброво. Свита сложена кирпично-красными, красно-бурыми глинами каолинит-гидрослюдисто-монтмо­рил‑ло­ни­товыми с карбонатными конкрециями и гидрогетитовым (марганцовисто-железистым) бобовником.

Отложения свиты несогласно залегают на коре выветривания палеозойских пород и перекрываются несогласно четвертичными образованиями. На площади листа О-41-XXXI установлено несогласное налегание кустанайской свиты верхнего плиоцена на отложения жиландинской свиты [107].

В разрезе свиты превалируют разноокрашенные глины, содержащие переменное количество рассредоточенного обломочного материала (песка, гравия, угловато-окатанную гальку). В нижней половине разреза наблюдаются обособления материала в виде линз и прослоев глинистого песка. Обломочный материал полимиктового состава с плохой окатанностью (1–2 балла). Ближе к подошве свиты увеличивается количество и размеры бобовника. Глинистая фракция – это смесь монтмориллонита и гидрослюды с примесью каолинита, а также кварц, полевые шпаты, слюда, хлорит, гидроокислы железа. В алевропесчаной фракции присутствуют кварц, полевые шпаты, слюда, кремнистые породы. Тяжелая фракция содержит эпидот, гранат, амфиболы, лимонит, хромит, ильменит, лейкоксен, кианит, ставролит, апатит, гематит, турмалин, рутил, монацит, циркон.

По положению в разрезе и в соответствии с легендой Среднеуральской серии [180] образования свиты отнесены по возрасту к верхнему миоцену. Мощность – до 7 м.

Верхний плиоцен

Кустанайский горизонт

В связи с понижением уровня границы неогеновой и четвертичной систем до 2,6 млн лет [35] плиоценовый отдел, состоящий ранее из трех подотделов, подразделен на два подотдела – нижний (N¬) и верхний (N¦), что привело к изменению индексации кустанайской свиты.

Кустанайская свита (aN¦ks) образует разрозненные участки с небольшой площадью выхода (до 2 км2) в юго-восточной части листа. Свита представлена аллювиальными серыми и бурыми глинами, иногда известковистыми, полимиктовыми песками, галечниками. Как правило, кустанайская свита залегает с размывом на коре выветривания палеозойских пород, реже на палеогеновых отложениях. Перекрывается четвертичными отложениями. Данные отложения сохраняются обычно на водоразделах.

Отложения свиты отмечаются в бассейне рек Кунара (вблизи р. Бе­лейка) и Пышма. Аллювий представлен мелко-среднезернистыми песками и глинистыми песками. Пески имеют преимущественно кварцевый состав, гидроокислами железа часто окрашены в ржавые тона. Галька и гравий полимиктового состава, с преобладанием кремнистых пород и кварца. В песках встречаются линзы гравийно-галечного состава и глин серого цвета, рыхлый марганцовистый бобовник.

Отложения глинистого состава выделены в 4,5 км юго-западнее пос. Бруснятское при проведении мотобурения (скв. 19). Разрез кустанайской свиты [138] начинается со слоя галечников, сцементированных бурой запесоченной глиной, мощностью 2 м. Галечники перекрываются глинами серыми пластичными с восковидным оттенком (1,3 м), выше по разрезу располагается слой глин запесоченных, с единичной мелкой галькой, цвет – желто-бурый. Мощность слоя – 4,7 м. Общая мощность – 8 м.

Отложения существенно глинистого состава наблюдаются в районе пос. Белореченский. Работами В. П. Рыбалко [149] при документации керна Ю. Н. Юшкова [202] была выделена кустанайская свита, представленная глинами от коричневых до серых с гнездами и прослоями голубоватых глин (скв. 18). В глинах по всему разрезу присутствуют марганцевые стяжения, рыхлые бобовины, небольшое количество щебня и гальки. В тяжелой фракции песков содержатся эпидот, роговая обманка, гранат, магнетит, сфен, ильменит, циркон, рутил. Мощность – до 10 м.

Позднеплиоценовый возраст описываемых отложений устанавливается в соответствии со схемой стратиграфии неогеновых отложений Урала.

Четвертичная система

Образования четвертичной системы принадлежат к различным генетическим типам, покрывающим всю площадь в виде маломощного чехла. По возрасту выделяются эоплейстоценовые, неоплейстоценовые, нерасчлененные плейстоценовые и голоценовые образования.

Эоплейстоцен

Верхний подраздел

Нижнее звено

В связи с понижением уровня границы неогеновой и четвертичной систем до 2,6 млн лет [35], разделением эоплейстоцена на два подраздела – нижний (E1) и верхний (E2) , изменилась индексация увельской свиты.

Увельский горизонт. Увельская свита (aE2Iuv) представлена аллювием (с фациями лимния), встречающимися в восточной части листа в виде разрозненных участков площадью 0,5–6,5 км2, вытянутых в меридиональном и субмеридиональном направлениях и приуроченых к склонам водоразделов с отметками 195–210 м. Отложения представлены галечниками и гравийниками с железистым бобовником, песками с линзами глин серого до темно-серого, зеленовато-серого цветов. Обломочный материал полевошпат-кварце­вого, кварцево-кремнистого и кварцевого состава, средней и хорошей степени окатанности.

В глиняном карьере в 4 км северо-восточнее пос. Золоторуда (обн. 3) был описан следующий разрез (рис. 10):

 

0,0–0,2 м     1. Почвенно-растительный слой.

0,2–0,4 м     2. Супесь серовато-светло-коричневого цвета (песок полевошпат-кварце­вого состава).

0,4–1,0 м     3. Суглинок бурый плотный с редким среднеокатанным (2–3 балла) гравием кварца.

1,0–1,6 м     4. В верхней части интервала песчано-глинистые, в нижней части – глинисто-песчаные отложения светло-коричневого цвета с пятнами серого цвета неправильной формы размером до 10–15 см, сложенными песчано-глинистым материалом. В отложениях присутствует гравий и мелкая галька средней степени окатанности (3 балла), представленные тонкозернистыми кремнистыми породами серого, коричневого цветов. Количество гравия и гальки – 2–3 %. Песок полевошпат-кварцевого состава – 1–3 балла.

1,6–2,2 м     5. Глинисто(20 %)-песчано (30 %)-гравийно (20 %)-галечные (30 %) отложения светло-серовато-коричневого цвета. Гравий и галька имеют окатанность 1–4 балла (в основном 2–3 балла) представлены кварцем серым, бурым и тонкозернистыми кремнистыми породами различной окраски (серые, черные, коричневые, зеленые). Слой залегает не горизонтально, а имеет пологое (около 20°) северо-западное падение (азимут падения ориентировочно 230°). Галька размерами 1–6 см, редко до 10 см. Песок кварц-полево­шпатового состава.

2,2–2,5 м     6. Глинисто(25 %)-песчаные (70 %) отложения серовато-коричневого цвета с редкими гравием и галькой (до 5 %). Гравий и галька такие же, как и в вышележащем слое. Песок преимущественно полевошпат-кварцевого состава, размером до 1 мм. Слой согласно с вышележащим имеет пологое (~15о) северо-западное падение. Внутри слоя слабо выраженная нечеткая субгоризонтальная слоистость. И кровля и подошва слоя четкие, без постепенных переходов, слабоволнистые.

2,5–2,8 м     7. Гравийно(10 %)-песчано(45 %)-глинистые (45 %) отложения светло-се­ро­го, буровато-серого цвета, с линзами (мощностью до 10 см, длиной до 50 см) и маломощными (0,5–10 см) прослоями буровато-серого цвета, сложенными гравийно(2–5 %)-гли­нисто (5–8 %)-песчаным (90 %) материалом. Гравий окатанностью 1–3 балла. Состав обломочного материала такой же, как и в вышележащих слоях. Кровля данного слоя пологоволнистой формы и имеет пологое северо-западное падение (как и весь слой). Азимут падения ориентировочно 230°, угол падения – 10–20°.

2,8–3,2 м     8. Глинисто(20 %)-песчано(25 %)-галечно(25 %)-гравийные (30 %) отложе­ния серовато-светло-коричневого цвета. Песок полевошпат-кварце­вого состава. Гравийно-галечный материал того же состава, что и в вышележащих слоях. Окатанность гравия и гальки – 0–3 балла. Галька размером до 6 см. Отмечаются линзы мощностью до 10 см серовато-коричневого песка.

 

Русловые фации представлены серовато-бурыми полевошпатово-квар­це­выми разнозернистыми песками, гравийными песками и мелкими галечниками с песчаным заполнителем. Пелитовая фракция составляет 20–36 % и состоит из тонкодисперсной смеси каолинита и гидрослюды, смешаннослойных минералов монтмориллонит-каолинита с незначительной примесью опала (5–20 %), кварца и полевых шпатов (до 5 %) и чешуек слюды (до 5 %). В легкой фракции доминируют кварц (54–64 %) и калиевые полевые шпаты (19–36 %); в тяжелой фракции превалируют минералы из группы эпидота (51–84 %) и группы амфибола (4–15 %), а также определены лимонит (2–27 %), ильменит (2–8 %), хромит (7–12 %), циркон, лейкоксен, гранаты, сфен (до 1 %). Палеогеографический коэффициент изменяется в пределах 2,6–3,7, что свойственно осадкам плиоцена и эоплейстоцена.

Прослои пойменно-старичных фаций сложены песчаными глинами зеленовато-серого цвета, пелитовая фракция (42–49 %) в которых представлена каолинитом с примесью гидрослюды. В легкой фракции доминируют зерна кварца (50–64 %) и калиевого полевого шпата (24–27 %) с незначительным участием обломков кремнистых пород (до 14 %) и чешуек слюды (до 3 %); в тяжелой фракции главенствуют минералы из группы эпидота (74–80 %), а также присутствуют амфиболы (3–5 %), ильменит (3–5 %), лейкоксен (2–5 %), хромит (4–10 %), андалузит, силлиманит, сфен, рутил, циркон, апатит (до 1 %). Палеогеографический коэффициент – 2,3–4. Учитывая разнообразный минеральный состав тяжелой фракции и наличие минералов, характерных для морских отложений Западно-Сибирской равнины, можно предположить, что увельский аллювий формировался от размыва как кор выветривания, так и морских палеогеновых свит.

В единичной шлиховой пробе из глинисто-песчано-гравийно-галечнико­вых отложений вышеописанного карьера отмечены два знака золота.

Отложения свиты к северо-востоку от оз. Беткулово (скв. 17) представлены глинами песчанистыми серовато-бурого, желтовато-бурого цвета.

Аллювий увельской свиты залегает на неогеновых отложениях светлинской свиты, палеогеновых отложениях серовской свиты, мезозойских корах выветривания, перекрыт аллювиальными отложениями батуринской свиты, лессоидами зырянского надгоризонта и делювиальными образованиями североуральского надгоризонта. Мощность – до 10 м. С отложениями свиты связано месторождение суглинка на строительные грунты.

Отложения сопоставляются по литологии с увельской свитой, описанной в долине р. Увелька, близ пос. Красногорский Увельского района Челябинской области [26, 46].

Неоплейстоцен

Нижнее звено

Кундравинский надгоризонт

Отложения этого возраста представлены аллювием батуринской свиты (aIbt) и аллювием черноскутовской террасы (a½I).

Батуринский и лозьвинский горизонты. Аллювий батуринской свиты (aIbt) картируется в восточной части площади в виде участков меридионального и субмеридионального простираний, фиксирующих фрагменты древних речных долин, потерявших связь с современной гидросетью. Они приурочены к контакту приподнятого отпрепарированного пенеплена Среднего Урала и континентально-морской цокольной равнины Зауралья. Работами В. А. Рыбалко [149] было установлено, что «мертвые» речные долины, показанные на Госгеолкарте-200 предыдущего издания, имеют более сложное строение. Центральную часть таких долин выполняют аллювиальные отложения батуринской свиты, а борта нередко сложены аллювием увельской свиты верхнего эоплейстоцена.

На восточной границе листа выделяется фрагмент древней речной долины, который фиксируется на протяжении 15 км (от широты оз. Алтынай на севере до широты горы Сухой Лог на юге) [149]. Фрагмент древнего аллювия протяженностью 11 км при ширине от 800 до 1300 м прослеживается между озерами Беткулово и Куртугуз [149]. Аллювий представлен песками полимиктовыми с гравием, глинами гидрослюдистыми, известковистыми, серыми, зеленовато-серыми, зеленовато-голубыми, серовато-бурыми. Разрез аллювия батуринской свиты в северо-восточном углу листа, на южной окраине г. Арте­мовский (скв. 2) представлен желтовато-серыми глинами гидрослюдистыми, сильно песчанистыми (до 30–40 %), с редким гравием. Песок мелкозернистый полимиктовый. Минералогический состав тяжелой фракции представлен эпидотом и цоизитом – 54 %, роговой обманкой – 20 %, ильменитом – 6 %, лимонитом – 8 %, цирконом – 6 %, рутилом – 2 %, сфеном – 2 %, апатитом – 1 %, хромитом – 1 %. Выход – 3 %. Палеогеографический коэффициент – 0,9. В основании аллювия залегает базальный горизонт, представленый глинисто-щебнистым материалом от светло-серого до белого цвета. Сверху аллювий перекрыт лессовидными суглинками зырянского надгоризонта мощностью 2,5 м. Подстилаются аллювиальные отложения опоками серовской свиты.

Еще два фрагмента аллювия батуринской свиты картируются к северо-востоку от оз. Алтынай. Отложения представлены песками полевошпат-кварцевыми мелкозернистыми, глинистыми желтовато-серого цвета, средней и хорошей степени окатанности, переходящими в гравийные пески. Минералогический состав тяжелой фракции песков представлен: эпидотом и цоизитом – 52 %, обыкновенной роговой обманкой – 33 %, тремолитом – 6 %, апатитом – 6 %, магнетитом – 1 %, ильменитом – 1 %, сфеном – 1 %. Выход – 5 %. Палеогеографический коэффициент – 0,2 [128].

В спорово-пыльцевых комплексах этих отложений преобладает пыльца ели, сосны, пихты.

К нижнему звену отложения отнесены на основании геоморфологического положения. Отложения сопоставляются по литологии с аллювиальными отложениями, описанными и изученными в угольном карьере Батурино Еманжелинского района Челябинской области [28].

Аллювий батуринской свиты перекрывается озерными отложениями уйско-убоганской свиты, лессоидами зырянского надгоризонта, делювиальными отложениями среднего и верхнего звена, торфами голоцена. Залегает на отложениях серовской и куртамышской свит, мезозойских корах выветривания и известняках палеозоя. Мощность – до 10 м.

Чернореченский и карпийский горизонты. Аллювий черноскутовской террасы (a½I) выделен по рекам Рефт и Пышма, на их меридиональных участках [149]. Он слагает пятую эрозионно-аккумулятивную террасу с высотой поверхности 30–50 м и высотой цоколя 26–46 м над урезом реки. Ширина террасы – 500–650 м. Отложения представлены песками полимиктовыми с гравием и галькой, глинами коричнево-бурыми, серо-желтыми до темно-серых. Пески глинистые, полевошпат-кварцевого состава, содержат 40–55 % гальки кварца средней и хорошей степени окатанности.

По р. Рефт выделено три фрагмента аллювия черноскутовской террасы (в 3 и 5 км к северу от дер. Глядены и в 4 км к югу от пос. Золоторуда). Отмечается двучленное строение аллювия. Верхняя часть разреза представлена коричнево-бурыми глинами, мощность которых 1,5 м. Нижняя часть (более 1,5 м) сложена песками желто-бурыми, серо-бурыми среднезернистыми, грубозернистыми, с гравием и галькой кварцевого состава. Галька составляет от 40 до 55 % и имеет среднюю и хорошую степень окатанности. Минералогический состав тяжелой фракции представлен: эпидотом – 20,92 %, ильменитом – 27,74 %, монацитом – 11,19 %, хромитом – 10,95 %, магнетитом – 6,33 %, магнетитом и мартитом – 3,89 %, цирконом – 5,6 %, амфиболом – 2,43 %, гранатом – 4,38 %, мартитом – 1,7 %, рутилом – 1,22 %, лейкоксеном – 1,22 %, гематитом – 0,97 %, сфеном – 0,49 %, ставролитом – 0,49 %, лимонитом – 0,49 % [128]. Палеогеографический коэффициент – 1,04.

На правобережье р. Рефт в 5 км к северу от дер. Глядены (скв. 11) верхняя часть разреза аллювия сложена темно-бурыми, бурыми (местами до черных) ожелезненными, глинистыми, полимиктовыми песками, иногда с линзами буровато-желтых глин. Мощность песков – 5 м. Ниже залегают глины буро-желтые, серо-желтые до темно-серых ожелезненные. Мощность аллювия по разрезу – более 10,8 м.

По р. Пышма выделен единственный фрагмент аллювия черноскутовской террасы (напротив с. Рудянское). Аллювий представлен полимиктовыми песками средней степени окатанности с галькой кварца, глинами темно-коричневыми, коричнево-бурыми с галькой и щебнем, с линзами светло-коричневых полимиктовых (полевошпат-кварцевых) песков хорошей степени окатанности. Мощность аллювия – до 5 м.

Аллювий черноскутовской террасы перекрывается делювием североуральского надгоризонта. Залегает на мезозойских корах выветривания. Мощность – до 11 м.

Спорово-пыльцевые спектры – лесного типа, воссоздающие сосново-еловые леса с пестрым мезофильным покровом, соответствующие чернореченскому времени.

Возраст аллювия отнесен к нижнему звену на основании геоморфологического положения и по палинологическому спектру. Аллювий сопоставляется с отложениями, описанными В. В. Стефановским [38] в карьере на правом берегу р. Пышма, в 3,5 км к юго-востоку от горы Сухой Лог.

Среднее звено

Отложения этого возраста представлены аллювием уфимской (auII) и исетской (aiII) террас, лимнием уйско-убоганской свиты (lIIuu), делювием макарушкинской свиты (dIImk).

Сылвицкий и вильгортовский горизонты. Аллювий уфимской террасы (auII) выделен по рекам Рефт и Пышма, на меридиональных участках их долин. Отложения прослеживаются по правому берегу р. Рефт от широты пос. Золоторуда до устья в виде полосы шириной 200–400 м и по правому берегу р. Пышма между пос. Рудянское и Знаменское (скв. 12). Они слагают четвертую эрозионно-аккумулятивную террасу с относительной высотой поверхности от 25 до 40 м и высотой цоколя от 18 до 35 м. Ширина террасы от 200 до 400 м.

Отложения представлены буро-коричневыми песками полимиктовыми (полевошпатово-кварцевыми) с галькой кварца, бурыми до темно-коричне­вых песчаными глинами с прослоями иловатых глин темно-серого цвета. Пески от глинистых (глинистая фракция составляет 20 %) до гравийных грубозернистых. Обломочный материал хорошо окатан.

В разрезе аллювия уфимской террасы на западном берегу р. Рефт, напротив устья руч. Норна [128] сверху, до глубины 3,2 м залегают глинистые пески мелкозернистые полимиктовые с преобладанием зерен кварца; с глубин от 3,2 до 3,7 м пески грубозернистые, близкие к гравию с гальками кварцевого состава, размером до 3–4 см в диаметре, хорошоокатанным. Цвет песков желтовато-коричневый, желтый. Минералогический состав тяжелой фракции грубозернистых песков представлен: гр. эпидота – 47,5 %, гранатом – 17,8 %, ильменитом – 13,9 %, ильменитом гематитом – 1 %, амфиболом – 12,9 %, хромитом – 4,9 %, монацитом – 1 %, сфеном – 1 %. Палеогеографический коэффициент – 0,25.

Отложения перекрыты делювием североуральского надгоризонта, залегают на мезозойских корах выветривания и породах палеозоя. Мощность – до 6 м.

Возраст аллювия уфимской террасы принят по аналогии с фаунистически охарактеризованными образованиями соседних районов как сылвицкий и вильгортовский горизонты.

Среднеуральский (бахтинский) надгоризонт

Ницинский и леплинский горизонты. Аллювий исетской террасы (aiII) отмечается по рекам Рефт, Пышма, Ближний Буланаш, Кунара, Брусянка, Сарапулка. Он слагает третью эрозионно-аккумулятивную террасу с высотой поверхности от 4 м (по р. Брусянка) до 16,5 м (по р. Пышма) и высотой цоколя от 2,7 м (по р. Брусянка) до 8,5 м (по р. Ближний Буланаш). Ширина террасы – от 200 до 600 м. Строение разреза аллювия исетской террасы двучленное. Нижняя его часть сложена полимиктовыми гравийно-песчаными, песчано-гравийными отложениями коричневого цвета, в основании которых залегает базальный горизонт. Верхняя часть разреза сложена бурыми глинистыми полимиктовыми песками (глинистая фракция составляет 30 %), чередованием коричневых до темно-буровато-серых мелкозернистых песков с галькой кварца и серых, до буро-коричневых глин. Аллювий исетской террасы изучен на левом берегу р. Пышма, к северу от пос. Становая [149]. Нижняя часть разреза сложена коричневыми песчано-гравийными полимиктовыми отложениями с галькой кварца. Песок от мелкозернистого до крупнозернистого, средней степени окатанности. Верхняя часть разреза представлена чередованием коричневых песчано-глинистых и глинисто-песчаных отложений с галькой кварца. Песок мелкозернистый. Из аллювия были отобраны шлиховые пробы. Минералогический состав тяжелой фракции представлен эпидотом – 43–45 %, ильменитом – 16–24 %, амфиболом – до 17 %, магнетитом – 3–5 %, гематитом – от 4 до 21 %, мартитом – до 5 %, гранатами – 3–5 %, хромшпинелидами – 0,5–1,5 %, цирконом – 1,67–1,7 %, сфеном – 0,14–0,19 %, рутилом – 0,39–0,82 %, ставролитом – 0,4 %, лейкоксеном – 0,08 %, пиритом – 0,03 %, кианитом – 0,03 %, апатитом – 0,14 %, гидроокислами железа – от 0,6 до 1,34 %, золотом – единичные знаки. Палеогеографический коэффициент – 0,34–0,42.

Спорово-пыльцевые спектры – лесостепные, реконструирующие смешанные елово-сосново-березовые лесные массивы с пихтой, ольхой, лугостепными участками, возможно, соответствующие поздней половине ницинского межледниковья.

Отложения перекрыты лессоидами зырянского и делювием североуральского надгоризонтов, залегают на мезозойских корах выветривания и породах палеозоя. Мощность – от 1,3 м (по р. Брусянка) и более 7 м (по р. Рефт) (скв. 13). С горизонтами связаны россыпи золота.

Возраст аллювия исетской террасы принят в соответствии со схемой стратиграфии четвертичной системы как ницинский и леплинский горизонты среднеуральского надгоризонта.

Уйско-убоганская свита. Лимний (lIIuu) развит на междуречьях в восточной части площади, преимущественно в области континентально-морской цокольной равнины Зауралья. Отложения выполняют древние озерные ванны и представлены глинами зеленовато-серыми, серыми до коричневых с включениями гравия, гальки кварца и мелкозернистыми полимиктовыми песками. Минералогический состав тяжелой фракции представлен эпидотом – 61–81 %, роговой обманкой – от единичных зерен до 27 %, гранатами – до 2 %, пироксенами – до 1 %, магнетитом – до 1 %, ильменитом – от 4 до 23 %, лейкоксеном – 2–7 %, рутилом – 1–3 %, цирконом – до 2 %, ставролитом – 1 %, хромитом – 2 %, турмалином – 1 %, андалузитом – до 1 %, апатитом – до 2 %, корундом – до 2 %. Выход тяжелой фракции – от 1 до 7 %. Палеогеографический коэффициент – от 0,04 до 0,61 [128, 149]. Для отложений характерны спорово-пыльцевые комплексы степного типа с преобладанием марево-полынных группировок, соответствующие леплинскому похолоданию.

Отложения перекрыты лессоидами зырянского и делювием североуральского надгоризонтов, залегают на мезозойских корах выветривания и аллювии батуринской свиты. Мощность – до 10 м.

Возраст отложений принимается в соответствии с легендой Среднеуральской серии [180] как среднеуральский надгоризонт.

Макарушкинская свита. Делювий (dIImk) приурочен к бортам древних речных долин и распространен в палеопонижениях рельефа на междуречьях. Отложения представлены бурыми до темно-коричневых плотными глинами и суглинками со щебнем, с небольшим количеством гальки и гравия. Разрез делювия детально изучен юго-восточнее пос. Белореченский, вблизи южной рамки листа (скв. 18) [149, 202]. Минералогический состав тяжелой фракции представлен: эпидотом – 53–73 %, обыкновенной роговой обманкой – от 15 до 38 %, пироксенами моноклинным и ромбическим – 1–7 %, ильменитом – 1–6 %, лимонитом – 1–3 %, магнетитом – 1–4 %, сфеном – 1–2 %, цирконом – 1 %, гранатом – 1 %, турмалином – 1 %, гр. актинолита – 1 %, лейкоксеном – 1 %, рутилом – до 1 %, единичными зернами апатита, ставролита. Выход тяжелой фракции 12–15 %. Палеогеографические коэффициенты – 0,1–0,47.

Спорово-пыльцевой спектр по скв. 18 очень бедный. В основном отмечены пыльцевые зерна Betula pubescens (Ehrh.) и Pinus sylvestris L., Pinus sp. Пыльца травянистой растительности представлена Artemisia sp., Compositae, Rosaceae.

Отложения перекрыты делювием североуральского надгоризонта и лессоидами зырянского надгоризонта, лимнием кумлякской свиты; залегают на палеогеновых отложениях и мезозойских корах выветривания. Мощность отложений – от 3–5 до 10 м.

Верхнее звено

Отложения этого возраста представлены аллювиальными отложениями камышловской и режевской террас, лессоидными, делювиальными образованиями и озерными отложениями.

Аллювий камышловской террасы (akIII) широко распространен по рекам Пышма, Рефт, Сарапулка, Ближний и Дальний Буланаш. Он слагают вторую аккумулятивную надпойменную террасу с высотой поверхности от 5,5 до 10–12 м. Ширина террасы – от 300 до 1000 м по р. Пышма в районе пос. Сарапулка. Строение аллювия двучленное. Нижняя его часть сложена песками полимиктовыми с гравием и галькой. Верхняя часть разреза сложена буровато-коричневыми глинами и суглинками с прослоями темно-серых до зеленовато-серых глин и глинистых мелкозернистых полимиктовых песков. Авторами откартирован небольшой фрагмент аллювиальных отложений камышловской террасы на правобережье р. Пышма. Аллювий вскрывается в карьере в 3 км северо-восточнее дер. Ялунина в районе кордона Кумовский.

Карьером вскрывается только верхняя часть разреза:

 

0,0–0,1 м     1. Почвенно-растительный слой.

0,1–0,5 м     2. Песчано-алевритовые отложения с дресвой (10 %), гравием (10 %) и редкой галькой (2–3 %) преимущественно кварцевого состава. Окатанность галечно-гравийного материала – от слабой до хорошей (2–4 балла). Встречаются отдельные гальки размером до 7 см, но в основном 1–2 см. Песок полевошпатово-кварцевого состава.

0,5–2,5 м     3. Глинисто(15 %)-гравийно (35 %)-песчаные (50 %) отложения бурого цвета. Гравий слабоокатанный (2 балла), преимущественно кварцевого состава. На глубине 1,3 м маломощный (2–4 см) прослой черного цвета, представленный разнозернистым неокатанным и слабоокатанным (0–2 балла) кварцевым песком. В этом прослое отмечаются черно-бурые бурожелезняковые стяжения в виде уплощенных «щебенок» размером до 1 × 5 × 7 см. На глубине 1,5 м отмечена единичная линза глины серого цвета размером 10 × 30 см.

 

По литолого-минеральному анализу разнозернистых кварцевых песков и песчано-алевритовых отложений пелитовая фракция составляет 7–15 % и представлена гидрослюдой, иногда с примесью каолинита и монтмориллонита; в легкой фракции преобладают зерна кварца (60–65 %) и калиевый полевой шпат (21–35 %); в тяжелой фракции доминируют минералы группы эпидота (77–96 %) и в малых долях отмечены ильменит (до 10 %), хромит (до 5 %), амфиболы (2–3 %), лейкоксен, циркон, дистен, сфен (до 1 %). Палеогеографический коэффициент, без учета эпидота, изменяется от 0,3 до 3,6, что характерно для поздненеоплейстоценовых образований. В шлиховой пробе из указанных отложений отмечены 3 знака золота.

По данным В. П. Олерского [128], минералогический состав тяжелой фракции аллювия камышловской террасы на левом берегу р. Ближний Буланаш в 2,5 км западнее пос. Буланаш представлен эпидотом и цоизитом – 62 %, обыкновенной роговой обманкой – 28 %, актинолит-тремолитом – 11 %, сфеном – 2 %, единичными зернами циркона, рутила, граната, апатита, лимонита. Палеогеографический коэффициент – 0,05. Спорово-пыльцевые спектры – светлохвойных лесов. Из травянистых растений встречены единичные зерна: Gramineae, Compositae, Artemisia sp., Polygonaceae, Polygonum bistor­ta L., Rosaceae. Спектр соответствует стрелецкому межледниковью.

Отложения перекрыты делювием североуральского надгоризонта; залегают на палеогеновых отложениях серовской свиты, мезозойских корах выветривания. Мощность – от 5 до 12 м.

С аллювием камышловской террасы связаны россыпи золота.

Возраст аллювия камышловской террасы принят по геоморфологической позиции аллювия и палинологическим данным как стрелецкий и ханмейский горизонты позднего неоплейстоцена.

Аллювий режевской террасы (arIII) широко распространен по рекам Бол. и Мал. Рефт, Бобровка, Черемшанка, Грязнушка, Ближний и Дальний Буланаш, Белейка, Каменка, Брусянка. Он слагают первую надпойменную аккумулятивную террасу с высотой поверхности 3,5–5 м. Ширина террасы – от 200 до 600 м. Строение аллювия двучленное. Нижняя его часть сложена глинистыми полимиктовыми песками серого, буро-серого цвета с небольшим количеством гравия. В основании залегает базальный горизонт, представленный отложениями песчано-гравийно-галечного состава. Верхняя часть разреза сложена коричневыми, буровато-серыми до зеленовато-серых глинами и алевритами.

В. А. Рыбалко [149] изучены и опробованы разрезы аллювия режевской террасы по р. Бобровка (лист О-41–100-А) и по р. Черемшанка (скв. 1, лист О-41-100-Б). По р. Бобровка аллювиальные отложения сверху (инт. 0,6–3,5 м) представлены коричневыми глинами с небольшим количеством (1 %) песчаного материала полимиктового состава плохой окатанности. Ниже (инт. 3,5–3,9 м) аллювий представлен глинисто-песчаными отложениями с небольшим количеством гравия (глинистая фракция составляет 30 %, песчаная – 60 %, гравия – до 10 %). Обломочный материал полимиктового состава. С глубиной количество обломочного материала увеличивается, и в интервале 3,9–4,3 м наблюдается базальный горизонт, представленный песчано-гравийно-галечными отложениями (песчаная фракция составляет 25 %, гравийная – 35 %, гальки – до 40 %). Аллювиальные отложения перекрыты в интервале 0,0–0,1 м торфом черного цвета, в интервале 0,1–0,6 м – глиной черного цвета с единичными зернами полимиктового песка (до 1 %). Минералогический состав тяжелой фракции представлен (%): эпидотом (18–34), обыкновенной роговой обманкой (10–45), тремолитом-актинолитом (4–6), магнетитом (6–10), пироксенами (до 2), сфеном (1–5), цирконом (2–3), гранатом (до 2), лимонитом (1–4), пиритом (до 2), апатитом (до 1), рутилом – (до 1), а также единичными зернами турмалина и ставролита. Выход тяжелой фракции – от 14 до 20 %. Палеогеографический коэффициент – 0,10–0,13.

Аллювий режевской террасы перекрывается палюстрием горбуновского горизонта, залегает на отложениях куртамышской свиты, опоках серовской свиты, мезозойских корах выветривания. Мощность – до 12 м.

Спорово-пыльцевые спектры реконструируют лесостепные ландшафты сосново-березовых массивов среди лугостепных фитоценозов, отражающих ландшафты завершения невьянского межледниковья.

Возраст отложений по геоморфологии и палинологии определен как невьянский и полярноуральский горизонты второй половины позднего неоплейстоцена.

Зырянский надгоризонт

Лессоид (LIIIzr). Лессоиды зырянского надгоризонта широко развиты в восточной части площади на выровненных междуречьях и геоморфологически приурочены к континентально-морской цокольной равнине Зауралья. Они представлены бурыми, коричнево-бурыми известковистыми глинами, суглинками и супесями. В верхней части разреза они слабо облессованы, в нижней содержат неокатанные зерна кварца и карбонатные включения. В 4,2 км севернее пос. Золоторуда по литолого-минеральному анализу отложения представлены серовато-бурыми пылеватыми супесями с объемом пелитовой фракции 36,5 %. Последняя состоит из гидрослюды с примесью тонкодисперсного каолинита (81 %), зерен кварца, полевых шпатов, опала и чешуек слюд (по 5 %). В легкой фракции доминируют зерна кварца (47 %) и калиевых полевых шпатов (25 %), плагиоклазов (2 %), современных растительных остатков (2 %). В тяжелой фракции превалируют минералы группы эпидота (60 %) и амфиболов (30 %), с участием сфена (5 %), ильменита, лейкоксена, циркона, гранатов и лимонита (по 1 %). Ассоциация минералов характерна для кайнозойских отложений Западно-Сибирской равнины, от размыва и дефляции которых формируются лессоиды.

Лессоиды перекрывают все более древние образования. Мощность – до 3 м.

В схеме стратиграфии квартера Урала [28] возраст определен как соответствующий зырянскому надгоризонту.

Делювий североуральского (dIIIsv) и зырянского (dIIIzr) надгоризонтов распространен на склонах возвышенностей, речных долин и в понижениях современного рельефа. Отложения представлены бурыми, серовато-бурыми, желтовато-бурыми песчаными глинами и суглинками со щебнем местных пород, с включением гравия и полуокатанной гальки кварца. Они широко распространены в областях зауральского пенеплена, перекрывая более древние образования. По данным литолого-минерало­ги­че­ского анализа (8 проб), делювий сложен супесями (до пылеватых песков), суглинками и глинами серовато-бурого цвета. Пелитовая фракция состоит из гидрослюд с примесью каолинита; легкая фракция представлена зернами кварца (55–70 %), калиевого полевого шпата (20–27 %), плагиоклаза (1–5 %) и чешуйками слюд (1–4 %); в тяжелой фракции доминируют минералы из группы эпидота (52–78 %), амфиболов (19–42 %), а также присутствуют магнетит (2–4 %), ильменит (3–6 %), сфен, хромит, лимонит (по 1–3 %); на корах выветривания по габброидам, углистым сланцам и на морских кайнозойских отложениях в ассоциациях появляются (до 3 %) лейкоксен, циркон, рутил, силлиманит, апатит и монацит. В целом в ассоциациях преобладают минералы неустойчивые к химическому выветриванию, палеогеографические коэффициенты – ниже единицы (0,05–0,91). Формирование делювия происходило процессами плоскостного смыва. Мощность – до 5 м.

С отложениями североуральского надгоризонта связаны месторождения керамзитовых и кирпичных глин.

В схеме стратиграфии Урала [28] возраст делювия определен как соответствующий североуральскому и зырянскому надгоризонтам.

Кумлякская свита. Лимний (lIIIkm). Отложения свиты имеют ограниченное распространение на междуречьях, по берегам озер Травяное, Белое, Алтынай, Гальян, Беткулово, Куртугуз, Чернобровское и в понижениях рельефа, пространственно тяготея к современным болотам. Представлены зеленовато-серыми, желтовато-серыми до светло-коричневых глинами иловатыми и песчаными с гравием и галькой кварца, глинистыми полимиктовыми песками и алевритами.

Один из фрагментов лимния кумлякской свиты картируется в 1 км юго-восточнее пос. Белореченский (вблизи южной рамки листа). Отложения представлены песчаными глинами (песчаная фракция составляет 10 %). Минералогический состав тяжелой фракции: группа эпидота – 52 %, роговая обманка – 24 %, пироксены моноклинные и ромбические – 14 %, магнетит – 3 %, лимонит – 3 %, ильменит – 2 %, циркон – 1 %, сфен – 1 %, единичные зерна пирита, лейкоксена, хромита, граната, рутила, турмалина, актинолита, апатита. Окатанность зерен – от 2–3 до 3–4 баллов (у сфена). Выход тяжелой фракции – 30 %. Палеогеографический коэффициент – 0,1 [149, 202].

Спорово-пыльцевые спектры – лесостепные.

Отложения свиты залегают на лимнии уйско-убоганской свиты, палеогеновых отложениях, на мезозойских корах выветривания, перекрыты палюстрием горбуновского горизонта. Мощность – до 6 м.

Возраст озерных отложений определен как поздний неоплейстоцен.

Плейстоцен нерасчлененный

Отложения этого возраста представлены элювием и делювием (e,dP) и элювием (eP).

Элювий и делювий (e,dP) распространены очень широко в пределах приподнятого отпрепарированного пенеплена Среднего Урала. Они развиты на пологих склонах междуречий и представлены суглинками со слабовыветрелым щебнем подстилающих пород и редким полимиктовым гравием. Литолого-минеральный состав элювиоделювия (4 пробы) имеет близкий состав с подстилающими коренными породами. На дресвяных корах выветривания он песчаный и песчано-глинистый; на глинистых корах – алевро-песчано-пелитовый. Пелитовая факция состоит преимущественно из гидрослюд с примесью тонкодисперсного каолинита. В легкой фракции преобладают зерна кварца (39–56 %) и калиевых полевых шпатов (20–22 %), с небольшим участием растительных остатков (до 6 %), чешуек слюд (до 5 %) и обломков кремнистых пород (до 3 %). Тяжелая фракция состоит из минералов группы эпидота (43–81 %), амфиболов (13–30 %), пироксенов (2–15 %), с участием магнетита (до 2 %), хромита (до 2 %), лимонита (до 3 %), ильменита (до 3 %), сфена (до 1 %). Палеогеографический коэффициент довольно низкий – 0,06, что является обычным для молодых плейстоценовых образований.

Породы залегают на палеогеновых отложениях, на мезозойских корах выветривания. Мощность – до 3 м. Отложения сформированы на плейстоценовом этапе.

С ними связаны месторождения кирпичных глин.

Элювий (eP) встречается в западной и центральной частях площади, в пределах приподнятого отпрепарированного пенеплена Среднего Урала. Приурочен к плоским вершинам возвышенностей и представлен продуктами физического выветривания коренных пород: суглинками и глинами со щебнем. Породы залегают на мезозойских корах выветривания, коренных породах, участками перекрыты современными палюстринными осадками. Мощность – до 1–2 м. Сформированы процессами физического и химического выветривания на плейстоценовом этапе.

Верхнее звено неоплейстоцена–горбуновский горизонт голоцена

Отложения этого возраста представлены делювиальными и аллювиальными ложковыми образованиями (d,aIII-Hgr), приуроченными к логам и мелким притокам рек. Они представлены бурыми, зеленовато-бурыми песчаными глинами, полимиктовыми песками с гравием, галькой и суглинками со щебнем местных пород. Залегают на палеогеновых отложениях куртамышской свиты, мезозойских корах выветривания и коренных породах. Мощность – до 8 м. С описываемыми отложениями связаны россыпи золота.

Возраст отложений определен как поздний неоплейстоцен–горбуновский горизонт голоцена.

Голоцен

Горбуновский горизонт

Горбуновский горизонт представлен палюстринными, озерными, аллювиальными и техногенными образованиями.

Палюстрий (plHgr) представлен илами и торфами, развит очень широко и приурочен к современным заболоченным понижениям рельефа. На площади находится значительное количество торфяников. Они образуются путем зарастания озер либо формируются в долинах рек, низинах и на участках избыточного увлажнения. Отложения залегают на озерных, аллювиальных и делювиальных отложениях неоплейстоцена, мезозойских корах выветривания и породах палеозоя. Мощность – от 0,5 до 9 м. Торфяники формируются и в настоящее время. С описываемыми отложениями связаны месторождения торфа.

Лимний (lHgr). Приурочен к современным ваннам озер Куртугуз, Беткулово, Алтынай, Белое и др. К ним относятся береговые и донные отложения современных озер, а также осадки заторфованных или высохших озер. Береговые отложения представлены глинистыми песками с галькой кварца и палеозойских пород, которые часто формируют озерные террасы, донные – иловатыми глинами и илами темно-серого цвета. Лимний залегает на озерных отложениях верхнего звена, мезозойских корах выветривания и породах палеозоя. С описываемыми отложениями связаны месторождения сапропеля. Мощность – до 5 м.

Возраст озерных осадков определен в объеме горбуновского горизонта голоцена.

Аллювий русла и пойменных террас (aHgr) широко развит по всем современным рекам и ручьям. Высота поверхности пойменных террас над урезом реки составляет до 3–4 м, ширина – от 10 до 200–300 м.

Аллювий низкой и высокой пойм представлен серыми, голубовато-серыми песчаными глинами с прослоями разнозернистых полимиктовых песков с галькой и гравием слабой степени окатанности. С глубиной количество песка и гравийно-галечного материала увеличивается до 60–70 %, в базальном горизонте отмечаются валунно-галечные отложения. Отложения русла представлены разнозернистыми полимиктовыми песками и галечно-гравийным материалом.

По шлихам, отобранным из русел рек, минералогический состав тяжелой фракции представлен эпидотом – от 23 до 60 %, амфиболом – от 10 до 25 %, гранатами – от 2 до 15 %, магнетитом – от 6 до 16 %, ильменитом – 3–10 %, сфеном – 1–3 %, цирконом – 1–2 %, единичными зернами рутила, кианита, апатита, монацита, золота. Палеогеографический коэффициент – меньше единицы [149]. Отложения залегают на аллювии режевской и камышловской террас, палеогеновых образованиях, мезозойских корах выветривания и коренных породах. С описываемыми отложениями связаны россыпи золота и платины. Мощность – до 15 м.

Возраст определен горбуновским горизонтом голоцена.

Техногенные образования (tHgr2) занимают значительные площади в районе г. Асбест и поселков Малышева и Рефтинский. К ним отнесены рыхлые продукты отвалов горных выработок (карьеров, шахт), горнодобывающих предприятий, золоотвалы Рефтинской ГРЭС и др. Они представлены глыбами, щебнем, супесями и суглинками со щебнем коренных пород, пылеватыми золами с обломками шлака. Мощность – до 50 м.

Возраст техногенных образований определен как верхняя часть горбуновского горизонта.

 

МАГМАТИЗМ И МЕТАМОРФИЗМ

 

Интрузивные магматические образования занимают около 75 % территории листа. Они слагают тела разнообразные по размерам, формам, составу, структурно-текстурным параметрам и времени формирования, возникших в различных геодинамических обстановках в Сосьвинско-Синарской и Алапаевско-Адамовской СФЗ: вендский алапаевский комплекс дунит-гарцбургит-габбровый, силурийский рефтинский комплекс габбро-диорит-плагиогра­ни­то­вый, ранне-среднедевонский алтынайский комплекс диорит-плагио­грани­товый, раннекаменноугольный смолинский комплекс габбро-долеритовый, раннекаменноугольный некрасовский комплекс габбро-диорит-гранитовый, средне-позднекаменноугольный каменский комплекс гранодиорит-гранито­вый, раннепермские комплексы урукульско-покровский риолит-трахириоли­товый гипабиссальный и петуховский монцодиорит-граносиенит-лейкограни­то­вый, позднепермский адуйский комплекс гранитовый. Вулканогенные магматические образования описаны в гл. «Стратиграфия».

Одной из характерных особенностей продуктов магматизма, формировавшихся в различных геодинамических обстановках (в частности при различной мощности земной коры, степени ее проницаемости, длительности этапов континентального развития и др.) является уровень суммарных содержаний редкоземельных элементов (РЗЭ) и степень их дифференцированности – соотношение легких лантаноидов и тяжелых. Показателем дифференцированности РЗЭ является соотношение La/Yb. По указанным геохимическим особенностям магматические образования Адуйской площади можно условно разделить на три группы (рис. 11 и 12): вендско-раннепалеозойские, среднепалеозойские и позднепалеозойские. К первой группе относятся образования офиолитовой ассоциации: алапаевский, рефтинский интрузивные комплексы, долериты и базальты белоярской толщи. Для них характерен низкий уровень дифференциации и невысокие содержания (менее 1,8 ед. и 60 г/т соответственно в породах основного состава). К среднепалеозойским относятся магматические породы алтынайского комплекса, рудянской и маминской толщ. К позднепалеозойским относятся магматические породы смолинского, некрасовского, каменского, урукульско-покровского, петуховского, адуйского гранитового комплексов и бекленищевской свиты. Для них характерен высокий уровень дифференциации и накопления РЗЭ (более 18 ед. и до 260 г/т соответственно в кислых породах).

Процессы метаморфических и метасоматических преобразований горных пород проявлены на описываемой площади чрезвычайно широко и разнообразно. Все домезозойские образования в разной степени изменены метаморфическими процессами. Характеристика изменений приведена при описании стратифицированных и интрузивных образований. В качестве самостоятельного метаморфического комплекса выделен позднедевонско-пермский восточно-уральский тектоногенный комплекс, объединяющий динамометаморфические полимиктовые меланжевые образования зон разрывных нарушений преимущественно надвиговой природы.

Среди метаморфических преобразований пород площади выделяется несколько основных типов. В западной части площади наиболее интенсивно проявлен полихронный сиалический плутонометаморфизм. С этим типом метаморфизма связано формирование толщи глубоко метаморфизованных и гранитизированных пород адуйского комплекса и алабашской серии. С плутонометаморфизмом связаны также процессы глубоких преобразований пород колюткинской толщи. Кроме сиалического плутонометаморфизма на изученной площади широко проявлены процессы зеленокаменных изменений основных вулканитов; зеленосланцевый метаморфизм вдоль зон крупных тектонических нарушений (Сусанско-Асбестовская, Восточно-Реф­тин­ская и др.); серпентинизация ультрабазитов алапаевского комплекса; контактовый метаморфизм, проявленный в виде небольших ореолов вокруг интрузий некрасовского, алтынайского, каменского комплексов. Широко распро­странен также динамометаморфизм и процессы метасоматических преобразований – грейзенизация, березитизация, лиственитизация, серицитизация и др.

Продуктами полихронного сиалического плутонометаморфизма являются кристаллические сланцы, плагиогнейсы, гнейсы, амфиболиты. Описание метаморфических преобразований данного типа детально изложено В. Г. Лу­ки­ным в отчете по ГДП-50 [131]. С этим типом метаморфизма связывают также образование толщи гранитогнейсов и становление гранитоидов Адуйского, Каменского и частично Малышевского массивов. Зональность плутонометаморфизма хорошо наблюдается в юго-западной части площади. Нарастание интенсивности преобразований пород отмечается от Восточно-Ключевского надвига на юго-западе и далее на север к докембрийским образованиям алабашской серии и адуйского комплекса метаморфических пород. В породах колюткинской толщи северо-восточнее Восточно-Ключевского надвига по изограде появления в сланцах граната отмечается граница между породами, преобразованными в условиях зеленосланцевой и эпидот-амфибо­литовой фаций. Главные минеральные ассоциации эпидот-амфиболи­товой фации в метапелитах здесь представлены гранат-хлорит-биотит-серицит-квар­цевыми и ставролит-биотит-гранат-плагиоклаз-кварцевыми сланцами. Границей эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций является Гагарский надвиг, севернее которого породы алабашской серии и адуйского комплекса преобразованы в условиях амфиболитовой фации. Типичными парагенезисами для плагиогнейсов являются плагиоклаз, кварц, биотит, часто – сине-зеленая роговая обманка, реже – гранат. При более поздних регрессивных метаморфических процессах могут появляться хлорит, эпидот, более поздний биотит. Для амфиболитов характерен следующий парагенезис: плагиоклаз, сине-зеленая и буро-зеленая роговая обманка, часто присутствует гранат с пироповой компонентой 15–26 %, иногда отмечается клинопироксен. Процессы гранитизации в кристаллических сланцах проявились в виде кислотного выщелачивания в породах колюткинской толщи. Продукты кислотного выщелачивания здесь двух фаций: серицит-кварцевых сланцев и кварцитов с дистеном и ставролитом (на карте показаны общим полем метаморфитов кианит-мусковит-кварцевой формации). Последние образуют линзовидные тела среди серицит-кварцевых сланцев. Кварциты содержат слюду (серицит и мусковит) в количестве 2–5 %. Иногда отмечаются авантюриновые разности. В окрестностях с. Мало-Брусянское и Верхне-Дуброво в сланцах и кварцитах отмечается содержание кианита до 15–20 %.

Динамометаморфизм проявляется в катаклазировании, рассланцевании, милонитизации пород различного возраста вплоть до развития процессов бластеза с образованием тектонических брекчий, катаклазитов, милонитов, бластокатаклазитов и бластомилонитов. Наиболее интенсивно и широко эти процессы получили развитие в раннепалеозойских образованиях, особенно расположенных в нижних частях предположительно аллохтонной пластины. Это – породы белоярской толщи и часть образований рефтинского комплекса. Также широко эти процессы развиты в зонах крупных тектонических нарушений: Сусанско-Асбестовской, Восточно-Рефтинской, Мурзинской и других менее значимых нарушений, накладываясь на породы различного состава – гранитоиды, габброиды, ультрабазиты, вулканиты и др. Метаморфические изменения при динамометаморфизме заключаются в дроблении пород с образованием тонкозернистого материала. При последующих метасоматических изменениях тонкозернистый материал перекристаллизовывается в гломеробластовые скопления чаще всего кварца с гранобластовой структурой, а реликтовые зерна полевых шпатов служат центрами образований крупных порфиробластов микроклина и плагиоклаза, образуя структуру бластомилонитов. Первичная природа пород чаще всего диагностируется при петрографических исследованиях по сохранившимся фрагментам и общему составу, хотя в отдельных случаях полностью затушевана.

В гранитоидах Малышевского массива и породах Сусанско-Асбестовской зоны смятия широко развиты процессы грейзенизации. Наиболее полно эта метасоматическая колонка проявлена в гранитах петуховского комплекса Малышевского массива. Строение тел грейзенов зональное: внешняя зона – слабо окварцованные и мусковитизированные граниты. При переходе ко второй зоне полевой шпат и биотит замещаются мусковит-кварцевым агрегатом. Внутренняя зона встречается не всегда и сложена чисто кварцевым агрегатом. С грейзенами часто связаны флюорит, молибденит, шеелит, уранинит, пирит, халькопирит и др. При наложении процесса грейзенизации на ультраосновные породы возникают слюдиты, состоящие главным образом из биотита и вмещающие изумрудную минерализацию.

В районах некоторых золоторудных месторождений (Гагарское, Февральское) и проявлений (Рудничное [182]) развиваются сложнопостроенные ореолы метасоматитов лиственит-березитовой формации, в пределах которых листвениты и интенсивно лиственитизированные породы (кварц-хлорит-карбонатные, серицит-кварц-карбонатные, реже хлорит-карбонатные метасоматиты) образуют пластинообразные тела мощностью от первых метров до десятков метров. Отмечаются обогащенные сульфидами штокверковожильные тела. Во внешних частях метасоматических зон отмечаются слабо лиственитизированные породы, сложенные альбитом, хлоритом, эпидотом с примесью кварца, магнетита, сфена и карбоната.

Вендские интрузии

Алапаевский комплекс дунит-гарцбургит-габбровый назван по г. Алапаевск и одноименному массиву, отнесен к Сосьвинско-Синарской СФЗ основания Уральской складчатой системы («Восточный Урал»). Ранее данные образования относились к среднеордовикскому асбестовскому [149], к раннесилурийскому баженовскому [9] комплексам. Серпентинизированные ультрамафиты, картируемые в зоне развития образований алабашской серии, достаточно условно выделялись в среднерифейский безречный комплекс [149]. При составлении Госгеолкарты-1000/3 [29] последние отнесены к среднеордовикскому куликовскому, а остальные массивы – к вендскому алапаевскому комплексу. При ГДП-50 [128, 131] к раннесилурийскому баженовскому комплексу относили ультраосновные породы, а к асбестовскому комплексу того же возраста – массивы габброидов. Детальная петрографическая, петрохимическая и геохимическая характеристика пород комплекса приведены также в работах К. К. Золоева [11, 13], В. Н. Смирнова [160], В. П. Олерского [128] и др.

Комплекс представлен двумя фазами – вторая фаза: габбро (íVal2) и первая фаза: дуниты (òVal1) и ультрамафиты нерасчлененные (серпентинизированные дуниты, гарцбургиты, редко клинопироксениты; «полнопроявленные» серпентиниты) (ΣVal1). Наиболее типичными и крупными массивами, относящимися к этому комплексу в пределах листа О‑41-XXVI, являются Ключевской и Баженовский.

Ключевской массив (северная часть) располагается в юго-западной части района. Площадь выхода составляет 28 км2. Форма массива клиновидная, обусловленная пересечением ограничивающих его разломов: с запада – Мурзинским, а с северо-востока – Восточно-Ключевским. Таким образом, контакты массива тектонические, субвертикальные или крутопадающие на восток. Наибольшая мощность северной части массива, по геофизическим данным, составляет 1,5–2,0 км.

Описываемая часть массива сложена гарцбургитами, содержащими шлиры сингенетичных дунитов и линзовидные жилообразные тела эпигенетических дунитов, отличающихся пегматоидной структурой. Ультраосновные породы в различной степени серпентинизированы и относятся к первой фазе. Ко второй фазе отнесены габбро, габбродолериты, слагающие линейновытянутое тело между Мурзинским и Восточно-Ключевским разломами. Ширина его – от 700 м на севере до 2 км на юге. С ультрамафитами первой фазы контакты как рвущие, так и тектонические.

Из метаморфических преобразований наиболее широко проявлена серпентинизация, причем характерной особенностью массива является существенно антигоритовый состав серпентина, псевдоморфозы амфибола по пироксену и широкое развитие вторичного оливина, выделяющегося как в виде тонкозернистого агрегата среди антигорита, так и в виде секущих прожилков мощностью 0,2–6,0 мм. Оливин в них ориентирован поперек прожилков, имеет столбчатую форму и разную оптическую ориентировку. Содержание фаялитового компонента во вторичных оливинах составляет 8–10 %, а в реликтовых зернах первичного – 6–12 % [131]. Вдоль северо-восточного контакта массива отмечается полоса тальк-карбонатных, тальковых, тальк-тремолит-актинолитовых, хлорит-тальк-актинолитовых и подобных пород. Ширина полосы колеблется от сотен метров до 1 км. Все перечисленные метасоматические преобразования гипербазитов отвечают различным субфациям зеленосланцевой фации и могут быть генетически связаны с различными типами метаморфизма. Так, наиболее высокотемпературные явления десерпентинизации, вероятно, следует связывать с термальным воздействием зонального, полихронного сиалического плутонометаморфизма, с ним же связаны и метасоматиты тальк-карбонатного состава. Серпентиниты – продукты зеленосланцевого динамотермального метаморфизма. Формирование относительно крупных жил эпигенетичных дунитов под воздействием симатического плутонометаморфизма на уровне амфиболитовой фации высокотемпературного метасоматоза связывается с термальным воздействием более молодого габбро. С ультрабазитами пространственно и генетически связано хромитовое, тальковое, хризотил-асбестовое и силикатно-никелевое (экзогенное) оруденение.

В магнитном поле массив отчетливо выделяется положительной аномалией интенсивностью 2500 нТл на фоне отрицательного поля. Внутри аномалии поле довольно однородное. Выделяется ряд мелких линейных аномалий субмеридионально вытянутых. Последним соответствуют блоки пород с повышенным содержанием магнетита. В гравитационном поле силы тяжести массиву отвечает интенсивная положительная аномалия, вытянутая в субмеридиональном направлении. Аномалия ассиметрична, характеризуется высокоградиентной зоной на востоке и более плавным снижением значений поля к западу. Внутренняя структура массива характеризуется блоковым строением с разной степенью серпентинизации и соответственно плотностью пород внутри блоков, что отражается в поле силы тяжести. Вертикальная мощность комплекса, по расчетным данным [60, 103], – до 5 км.

Баженовский массив представляет собой пластообразное тело шириной 1,1–3,5 км, вытянутое в северо-северо-восточном направлении на 30 км, от широты пос. Белокаменный на юге, до широты кордона Мал. Рефтинского на севере. Максимальная вертикальная мощность массива – более 3,5 км (в южной части) и уменьшается к северу до 1 км. Массив приурочен к зоне глубинного разлома. Западный контакт повсеместно тектонический, с востока гипербазиты интрудируются гранитоидами рефтинского комплекса, с которыми отмечаются интрузивные и тектонические контакты. С контактовым воздействием плагиогранитов рефтинского комплекса связаны ореолы тальк-карбонатных пород мощностью до 300 м. Встречающиеся в плагиогранитах вблизи контакта ксенолиты ультрамафитов превращены в тальковые и тальк-карбонатные породы. Общее падение тела – западное, под углами 60–80°. Магнитное поле над массивом положительное, интенсивностью 500–4000 нТл. Изрезанный характер поля объясняется прежде всего блоковым строением массива с различной степенью серпентинизации, а значит и содержанием магнетита в блоках. Над габброидами поле относительно спокойное, в южной части слабоотрицательное, в северной слабоположительное, интенсивностью до 200 нТл. Гравитационное поле над массивом мозаичное, с резким градиентом над восточным и западным контактами.

Массив двухфазный: в первую фазу формировались первично-магматиче­ские дуниты и гарцбургиты; во вторую происходило внедрение габбро в северной части массива, контактирующих с габброноритами и габбродиоритами. Эти породы связаны с нормальным габбро постепенными переходами.

Метаморфические преобразования в Баженовском массиве весьма разнообразны по типам и широко проявлены. Наиболее ранним процессом является лизардитовая серпентинизация ультрамафитов, охватывающая весь массив. Более поздний процесс – повторная серпентинизация, как следствие проявления зеленосланцевого метаморфизма и внедрения гранитоидных интрузий. Поскольку формирующиеся в результате серпентиниты антигоритового, хризолитового и хризотил-асбестового состава замещают ранее сформировавшиеся, существенно лизардитовые серпентиниты и пироксениты, их следует считать более поздними.

С контактовым воздействием плагиогранитов рефтинского комплекса связано формирование по серпентинитам тальковых и тальк-карбонатных пород, образующих полосу вдоль восточного контакта массива и целиком слагающие крупные ксенолиты ультрамафитов в плагиогранитах. Наиболее поздним преобразованием является развитие жил и промышленных залежей хризотил-асбеста нормальной прочности, связанное с контактовым воздействием малокалиевых гранитов каменского комплекса. Под воздействием еще более молодых гранитов адуйского комплекса они преобразуются в ломкий хризотил-асбест.

Ряд мелких тел линзовидной формы с субвертикальными контактами шириной до 0,8 км, протяженностью до 3 км трассирует зону разлома, ограничивающего область распространения адуйского метаморфического комплекса на севере и алабашской серии на юге (район н. п. Безречный, Липовский), а также виргации этого разрывного нарушения внутри упомянутых подразделений (большей частью внутри образований алабашской серии). Тела сложены серпентинитами апогарцбургитовыми, аподунитовыми и неустановленной первичной природы, повсеместно интенсивно рассланцованными, будинированными и превращенными в тальк-карбонатные, кварцево-тальк-карбонат­ные, хлорит-тальк-карбонатные породы, нередко содержащие в переменных количествах антофиллит. Описываемые ультраосновные породы обнаруживают следы многократных метаморфических преобразований на уровне от зеленосланцевой до амфиболитовой фации, связанных с проявлениями сиалического плутонометаморфизма [18]. Наиболее ранним процессом является серпентинизация дунитов и гарцбургитов, за ней следует преобразование серпентинитов в тальк-карбонатные породы. По тальк-карбонатным породам развиваются антофиллитсодержащие ассоциации. По антофиллиту I генерации в ряде случаев отмечается развитие антофиллит-асбеста II генерации и завершается цепочка преобразований развитием по метасоматическим породам вторичных тонкозернистых кварц-тремолитовых агрегатов. Образование антофиллит-асбеста достаточно надежно сопоставляется с поздним этапом калиевой гранитизации во вмещающих метаморфитах алабашской серии. Это доказывается пространственно-генетической связью залежей антофиллит-асбеста с дайками калиевых гранитов – продуктов упомянутой гранитизации. Повсеместно тектонические контакты и линзовидная форма тел метаультрамафитов свидетельствует об их протрузивном характере.

Кроме вышеописанных массивов, образования алапаевского комплекса слагают Режевской массив (южная часть которого находится в пределах описываемого листа), Западно-Беткуловский массив и ряд небольших тектонических линз в зонах крупных тектонических нарушений (Восточно-Ключев­ского, Сусанско-Асбестовского, Алапаевско-Челябинского) и оперяющих их разломов.

Наиболее ранние шлиро-такситовые дуниты-гарцбургиты, сохранившиеся в Ключевском массиве, макроскопически представляют собой темные зеленовато-серые массивные горные породы, как правило, серпентинизированные не менее чем на 70 %, порфиробластовой структуры. Последняя обусловлена наличием пластинчатых псевдоморфоз талька по ромбическому пироксену. Минеральный состав (%): оливин (форстерит с 8–10, Fa в содержании до 20), хромшпинель (1,5), серпентин (до 80), псевдоморфоз талька по пироксену (до 25). В небольших количествах отмечаются брусит, карбонат, хлорит, тремолит, гидроокислы железа [131].

Дуниты [131] – эпигенетические по отношению к такситовым дунит-гарцбургитам, резко отличаются от них кремово-желтым цветом, слабой степенью серпентинизации, редко превышающей 30 %, и грубозернистым пегматоидным строением. Контакт дунитов с такситовыми дунит-гарцбургитами резкий, неровный. Минеральный состав (%): оливин (75–90), серпентин (10–25), хромшпинель, пироаурит, карбонат, брусит, тальк. Размеры зерен оливина – 5–30 мм. Состав оливина – форстерит с 7–8 % Fa.

Серпентиниты [128] отмечаются антигоритовые, лизардитовые, хризотиловые и разности смешанного состава. Главными породообразующими минералами являются антигорит, лизардит и хризотил. Лизардитовые разности являются наиболее распространенными. По наличию или отсутствию бастита и хромита выделяются аподунитовые и апогарцбургитовые разности. Лизардитовые разности состоят из лизардита (около 70 %), псевдоморфоз серпентина по пироксену, хризотил-асбеста, хромита, магнетита; из вторичных минералов присутствуют тальк и карбонат; из остальных разновидностей серпентинитов чаще всего встречаются разности смешанного состава.

Пироксениты [128] представлены клинопироксенитами и вебстеритами. Клинопироксениты – это средне-крупнозернистые темно-зеленые породы, состоящие из диопсида и бронзита (до 70 %), оливина, серпентина и магнетита. По пироксенам развиваются серпентин, актинолит, цоизит, тальк. Структура под микроскопом гипидиоморфнозернистая.

Верлиты и лерцолиты [128] – аподунитовые метасоматические породы. Развиты незначительно, обычно на контакте пироксенитов и серпентинитов. Минеральный состав – диопсид, энстатит, оливин, лизардит, хлорит, хромит, магнетит. Отмечаются антигорит, тальк, актинолит, хлорит, карбонат, соссюрит, хризотил-асбест. Суммарное содержание пироксенов – от 30 до 70 %.

Тальковые, тальк-карбонатные и серпентин-тальково-карбонатные породы [128] являются продуктом метаморфического преобразования ультрабазитов. Картируются они чаще всего на контактах ультрабазитов с плагиогранитами. Макроскопически породы хорошо определяются по пестроцветной окраске (желтовато-зеленой, серой, зеленовато-серой, буровато-желтовато-зеленой), сланцевому облику. Сложены тальком, карбонатом, хлоритом, серпентином, магнетитом, метаморфизованными хромшпинелидами. Сочетание чешуйчатых и зернистых минералов обусловливает лепидогранобластовую структуру.

Габбро характеризуются массивной атакситовой текстурой, иногда полосчатые, средне-крупнозернистые до пегматоидных. Структура офитовая–габбровая, реже гранобластовая для перекристаллизованных разностей. Состав (%): моноклинный пироксен, частично или полностью амфиболизированный (30–45), соссюритизированный плагиоклаз (55–70).

Серпентинизированные дуниты по ряду редких элементов превышают кларк ультраосновных пород более чем в 1,5 раза. Кластерным анализом установлено, что элементы привноса (накопления) – это Nb (среднее содержание Сср = 0,48 × 10–3 %; кларк концентраций Кк = 11,93), Sn (Сср = = 0,26 × 10–3 %; Кк = 8,79), Pb (Сср = 0,31 × 10–3 %; Кк = 7,73), Zn, Ba, Co, Ni, а элементы выноса – Cu, V, Sc, Ti. Привнос (накопление) элементов литофильной группы обусловлен, очевидно, результатом воздействия на дуниты гидротерм более молодых гранитоидов петуховского и рефтинского комплексов (аллометаморфический тип серпентинизации ультрабазитов). Одной из характерных особенностей габброидов алапаевского комплекса является обедненность редкоземельными элементами группы лантаноидов (рис. 11).

С ультрамафитами алапаевского комплекса связано крупнейшее в мире Баженовское месторождение хризотил-асбеста, крупное месторождение силикатно-никелевых руд (Липовское – за пределами площади), мелкие месторождения хромитов; в надынтрузивных зонах пермских гранитных интрузий и шовных зонах по ним развиваются изумрудоносные слюдитовые метасоматиты.

Возраст алапаевского комплекса принят вендским по данным определения [29] абсолютного возраста проб из густовкрапленных хромитовых руд Курмановского месторождения (Алапаевский массив) и из амфибол-соссюрито­вых массивных среднезернистых габбро второй фазы алапаевского комплекса, слагающих Александровский массив (лист О-41-ХХ). На основании этих же данных вендский возраст комплекса принят в легенде Уральской серии листов [91]. В ходе наших работ Ю. Л. Ронкиным было выполнено Sm-Nd датирование габбро (по плагиоклазу, темноцветам и валу) из карьера Баженовского месторождения хризотил-асбеста. Полученные результаты свидетельствуют о сильной нарушенности изотопной системы – 338 ± 67 млн лет (одна из трех точек не удовлетворяет аппроксимирующей линии на графике в координатах 147Sm/144Nd143Nd/144Nd). Южнее описываемой площади (район слияния рек Исеть и Сысерть), в пределах Ключевского массива, специалистами ИГГ УрО РАН [14] отобраны пробы и выполнено U-Pb датирование цирконов из серпентинизированного дунита (проба Кл-101) и оливинового пироксенита (проба Кл-128) расслоенной дунит-верлит-клинопироксенит-габбровой части офиолитового разреза. Полученные значения составили 441,4 ± 5,0 и 449,0 ± 6,8 млн лет соответственно. Также были выполнены определения U-Pb возраста циркона дунит-гарцбургитовой части офиолитового разреза (тектонизированные мантийные перидотиты) [15]. Проба серпентинизированного дунита Кл-11-1 отобрана из карьера в 0,3 км южнее пересечения автодорог Двуреченск–Екатеринбург и Екатеринбург–Каменск-Уральский. Конкордантный возраст составил 446,5 ± 7,1 млн лет. Полученные возраста примерно соответствуют границе ордовика и силура. По устным сообщениям В. Н. Смирнова, в зернах изученных цирконов отмечались включения метаморфических минералов, что может свидетельствовать о том, что полученные возраста фиксируют метаморфические преобразования пород. Еще раньше теми же авторами [16] в пределах Ключевского массива также в районе слияния рек Исеть и Сысерть, отобраны пробы и выполнено Sm-Nd датирование дунита, габбро, клинопироксенита, верлита и выделенных фракций оливина и клинопироксена. Аппроксимация Sm-Nd изотопных данных определила возраст 514 ± 17 млн лет, что соответствует границе раннего и среднего кембрия. Следует также отметить, что гальки серпентинита и серпофита обнаружены в конгломератах пражского яруса нижнего девона, а раннесилурийские габбро и плагиограниты прорывают и метаморфизуют породы Баженовского массива [128]. Эти факты указывают на дораннесилурийский возраст массива.

В настоящее время проблему возраста габброидов и ульрамафитов, объединяемых в составе алапаевского комплекса, нельзя считать решенной. Возможно, это разновозрастные образования, для датирования которых необходимы дополнительные изотопно-геохронологические исследования.

Силурийские интрузии

Рефтинский комплекс габбро-диорит-плагиогранитовый назван по р. Рефт, слагает одноименный и ряд более мелких массивов в составе Сосьвинско-Теченской подзоны Алапаевско-Адамовской СФЗ Восточно-Ураль­ской мегазоны. Помимо геологосъемочных и картосоставительских работ [128, 129, 138, 29] комплекс изучался и описывался в ходе многочисленных научных исследований [162, 113 и др.]. В составе комплекса выделяются три фазы: третья фазаплагиограниты (pæS3µ4r3); вторая фаза – диориты, тоналиты, кварцевые диориты (qãS2µ3r2); первая фазагаббро, габбродиориты (íS2r1), долериты, габбродолериты (íá), габбродиориты (íã).

Наибольшее распространение и разнообразие комплекс имеет в составе одноименного массива.

Рефтинский массив вытянут в северо-северо-восточном направлении согласно структурному плану вмещающих пород. Его длина – около 60 км, ширина – 15–25 км. Глубина распространения пород рефтинского комплекса непостоянна и определяется положением кровли более молодых гранитоидов. Максимальная их мощность (не менее 4 км) установлена, по геофизическим данным, в средней части массива. С запада Рефтинский массив почти на всем протяжении, за исключением его крайней южной части, имеет активный интрузивный контакт с породами Баженовского ультраосновного массива. Ультрабазиты вблизи контакта интенсивно метаморфизованы, содержат апофизы рефтинских габбро и плагиогранитоидов. Породы рефтинского комплекса вблизи контакта содержат многочисленные ксенолиты ультрабазитов. Падение контакта на всем протяжении западное от пологого (под углом 30°) до крутого, близкого к вертикальному. На востоке массив имеет тектонический контакт с породами различного возраста (от позднеордовикско-раннесилу­рий­ских до каменноугольных). Разрывные нарушения сопровождаются зонами брекчирования, катаклаза, милонитизации и трассируются маломощными линзами серпентинитов. Как показали геофизические исследования, нарушения имеют крутое, близкое к вертикальному, падение на запад. В южном экзоконтакте массива залегают метавулканиты белоярской толщи O3. Фрагменты белоярской толщи также отмечаются между Западно- и Восточно-Реф­тинским массивами. Участками отмечаются неровные, извилистые интрузивные контакты. Об интрузивном характере контакта свидетельствуют широкое развитие в приконтактовой части массива закаленных разновидностей пород – мелкозернистых габбродолеритов и плагиогранит-порфиров, наличие внутри массива ксенолитов вмещающих пород и присутствие в экзоконтактовой зоне апофиз габбродолеритов и плагиогранит-порфиров. Непосредственно в зоне контакта часто отмечаются кварцевые эпидозиты. Южный контакт имеет падение, по данным гравиметрии, пологое (не более 48°) на юг [50].

Массив имеет неоднородное внутреннее строение. Его восточная часть сложена преимущественно породами первой фазы. Наряду с однородными полями габброидов в этой части массива встречаются зоны, густо насыщенные мелкими телами, ветвящимися жилами и инъекциями гранитоидов третьей фазы с широким развитием процессов метасоматизма, ассимиляции и контаминации. Количество внедрившегося материала может достигать 30–40 % от всего объема пород. Между восточной и западной частями массива отмечается узкая протяженная зона, выполненная серией параллельных даек и клинообразных тектонических блоков метадолеритов и метагаббродолеритов. Здесь же отмечаются узкие тектонические клинья вулканитов белоярской толщи. Местами среди долеритов отмечаются скрины габброидов. Возраст габбро из скринов в параллельных долеритовых дайках, определенный U-Pb датированием цирконов по 8 конкордантным значениям, составил 428 ± ± 3,7 млн лет [44, 117], что соответствует венлокскому отделу силура. Некоторые геохимические особенности метадолеритов также позволяют соотнести их с образованиями рефтинского комплекса – по содержанию и уровню дифференцированности РЗЭ группы лантаноидов они близки к габброидам рефтинского комплекса (рис. 11). Западная часть массива сложена в основном умереннокислыми породами второй фазы. Измененные и переработанные габброиды слагают ксенолиты различной формы среди кислых пород. Количество ксенолитов местами значительно, а размер некоторых из них достигает нескольких квадратных километров. В крайней западной части массива, на контакте с мафит-ультрамафитовыми породами алапаевского комплекса выделяется полоса плагиогранитоидов третьей фазы, протягивающихся от оз. Белое на севере до Режикского массива и далее на юг за рамку листа. В южной части этой полосы плагиогранитоиды чередуются с габброидами и диоритоидами по очень сложным извилистым границам и отрисовка их соотношений здесь носит достаточно условный характер.

Следует отметить, что массивы своеобразных плагиогранитов повышенной калиевости в районе пос. Режик и оз. Белое ранее [9, 117, 149 и др.] выделялись в самостоятельный комплекс каменноугольного возраста. Проведенные в ходе наших работ изотопно-геохронологические исследования показали близость возраста их формирования к возрасту пород рефтинского комплекса (см. ниже), в связи с чем они были включены в состав третьей фазы указанного комплекса. Данные гранитоиды указанных массивов обладают рядом особенностей в сравнении с породами Рефтинского массива (включая кислые разности – низкокалиевые дайковые плагиограниты, тоналиты): присутствие калинатрового полевого шпата, повышенная калиевость, повышенные содержания (в 5–10 раз) Rb, Nb, Th, в 2–3 раза La и др. По мнению В. Н. Смирнова (ИГГ УрО РАН), данные гранитоиды должны быть отнесены к самостоятельному ранне-позднесилурийскому диорит-плагиогранитовому комплексу, выделенному южнее исследуемой территории [117] под названием аверинского. Проблема требует дальнейшего изучения.

К третьей фазе рефтинского комплекса также достаточно условно можно отнести и наиболее поздние многочисленные жильные образования, часто отмечающиеся среди пород всех трех фаз внедрения, а также среди пород алапаевского комплекса. По составу они меняются от основных до кислых – это микродолериты, тоналит-порфиры, плагиогранит-порфиры и лампрофироподобные породы типа малхита, одинита, спессартита. На геологической карте данные образования не показаны ввиду незначительных размеров тел – как правило, их мощности не превышают 1 м. Особенно часто жильные образования отмечаются в зоне разлома, ограничивающего с востока Западно-Беткуловский массив (обн. 3243). К ним же, очевидно, следует отнести и микродолериты, густо инъецирующие диоритоиды в зоне Измоденовского разлома (обн. 1168 – карьер у пос. Измоденово). В данном небольшом по размерам микродолерит-диоритовом массиве нами установлены слабозолотоносные метасоматиты (содержание золота – до 0,57 г/т). Это может свидетельствовать о потенциальной золотоносности тектонических зон, насыщенных наиболее поздними рефтинскими жильными образованиями.

Соотношения между породами двух фаз наблюдаются в многочисленных обнажениях по рекам Рефт и Пышма [117]. Контакты резкие рвущие (рис. 13). Тоналиты, прорывая габбро, ороговиковывают их, иногда содержатся в виде ксенолитов. Инъекции гранитоидов в габбро часто имеют ветвящийся характер, иногда на контакте тоналита и габбро появляются породы промежуточного состава, близкие к диоритам. Зоны закалки на контакте габбро и гранитоидов отсутствуют.

Габбро рефтинского комплекса представлены преимущественно роговообманковыми разностями. Макроскопически это зеленовато-серые до темно-серо-зеленых массивные преимущественно среднезернистые, реже мелко- и крупнозернистые, как правило, порфировидные породы. Микроструктура призматическизернистая или габброофитовая с участками гипидиоморфнозернистой. Количество амфибола варьирует от 50 до 70 %, на долю плагиоклаза приходится 25–45 %, содержание кварца обычно составляет около 1 %,


image description

Рис. 13. Контакты габбро и тоналита с зонами ороговикования (фото Е. В. Лобовой [117]). Левый берег р. Пышма вверх по течению в 550 м от моста у с. Светлое.

 

 

редко достигает 3 %. Акцессорные минералы представлены апатитом и цирконом, рудные – ильменитом, титаномагнетитом, вторичные – титанитом, рутилом, магнетитом и ильменитом. Постмагматические преобразования выражаются главным образом в разложении первичного титаномагнетита на магнетит и ильменит. Метаморфические изменения заключаются в соссюритизации плагиоклаза, замещении ильменита титанитом и т. п. Е. В. Лобова [117] среди габброидов комплекса выделяет также эденит-паргасситовое габбро, имеющее локальное развитие среди роговообманковых габбро и отличающееся только по составу амфиболов, плагиоклаза и ряда акцессориев. Метадолериты серые до темно-серых, иногда темные зеленовато-серые массивные породы, состоящие из плагиоклаза и амфибола, присутствующих в приблизительно равных количествах, иногда с небольшим (до 5 %) количеством кварца. Структура – офитовая, по размеру зерен изменяется от мелкозернистой (0,4–1,2 мм) во внутренних частях даек до тонкозернистой в зонах закалки (до 0,5 мм). Метагаббродолериты зеленовато-серые мелкозернистые, амфиболизированные, часто окварцованные, структура бластогаббродиабазовая, текстура массивная, состоят из плагиоклаза и амфибола (иногда с реликтами неизмененного пироксена в основном внутри зерен роговой обманки, а также в виде отдельных изометричных зерен) в равных количествах; присутствуют кварц и лейкоксенизированный магнетит – до 2–3 %. Вторичные изменения метадолеритов и метагаббродолеритов заключаются в соссюритизации плагиоклаза и, в редких случаях, замещении зерен амфибола хлоритом. Кроме того, очень широко проявились процессы метасоматической эпидотизации пород. По петрохимическим характеристикам метадолериты и мета­габбродолериты соответствуют базальтам и андезибазальтам с незначительно повышенным содержанием магния.

Диориты представляют собой серые массивные породы, среднезернистой призматическизернистой структуры. Микроструктура – призматическизернистая с участками гипидиоморфнозернистой. Главными породообразующими минералами являются плагиоклаз и амфибол, наряду с которыми встречается кварц, содержание которого достигает 2–3 %. Акцессории представлены апатитом и цирконом, рудные – ильменитом и магнетитом. Часто идиоморфные зерна апатита и ильменита, а также лейсты плагиоклаза присутствуют в виде включений в амфиболе. Наложенные преобразования заключаются в появлении эпидота, хлорита и титанита.

Кварцевые диориты, представляющие собой светло-серые массивные крупнозернистые породы, состоят из плагиоклаза, амфибола и кварца. Породы обладают гипидиоморфнозернистой микроструктурой, характеризующейся отчетливым идиоморфизмом зерен плагиоклаза по отношению к роговой обманке. Акцессорные минералы представлены апатитом, цирконом и ортитом, рудные – ильменитом, вторичные – магнетитом, титанитом, хлоритом и клиноцоизитом. Выделяются также средне-крупнозернистые кварцевые диориты, иногда порфировидные, в которых степень идиоморфизма зерен плагиоклаза и амфибола приблизительно одинакова. Порфировидные вкрапленники представлены зернами амфибола.

Тоналиты – серые или зеленовато-серые массивные равномернозернистые средне-крупнозернистые, реже порфировидные породы с гипидиоморфнозернистой микроструктурой. Их главными породообразующими минералами являются плагиоклаз, кварц, амфибол и биотит. В качестве акцессорных минералов присутствуют апатит, циркон, ортит и торит, ранее в незначительных количествах в отдельных пробах отмечались пирит, гранат, турмалин, халькопирит, шеелит [54]. Рудные минералы представлены магнетитом и ильменитом, вторичные – титанитом, хлоритом, эпидотом и рутилом.

Плагиогранитысветло-серые среднезернистые породы гранитовой струк­туры массивной текстуры. Состав – плагиоклаз, кварц, хлоритизированный биотит; акцессории – магнетит, ильменит, сфен, циркон, апатит, пирит. Часто отмечается калиевый и калинатровый полевой шпат в количестве до 10 %. Подобные плагиограниты в зарубежной литературе называются трондъемитами. В резко подчиненном количестве, большей частью в виде дайковых тел среди образований первой и второй фаз присутствуют типичные «уральские» низкокалиевые плагиограниты [117, 160]. Это светло-серые массивные крупнозернистые породы с гипидиоморфнозернистой микроструктурой. Главными породообразующими минералами являются плагиоклаз, кварц и амфибол.

Лампрофиры (лампрофироподобные породы, близкие к спессартитам, одинитам) – зеленовато-серые мелкозернистые жильные породы, образующие маломощные (от первых сантиметров до первых метров) тела как с прямыми и ровными контактами, так и с крайне извилистыми ветвящимися. Структура пород под микроскопом панидио-морфнозернистая, бластопорфировая, призматическизернистая (лампрофировая), текстура массивная; породы состоят из роговой обманки и плагиоклаза примерно в равных количествах, содержат эпидот, кварц, лейкоксенизированный титаномагнетит в количестве от 1–2 до 5–10 %. Породы обычно состоят из хаотично расположенных длинных тонких призм роговой обманки длиной 0,5–1,5 мм (иногда замещенной эпидотом) соизмеримых с лейстами зонального плагиоклаза, часто соссюритизированного в центре, а также аллотриоморфнозернистой массы плагиоклаза и кварца с примесью темноцветов и рудного. Иногда отмечается вкрапленность мелких (менее 1 мм) зерен пирита в количестве 1–2 %.

Диориты и лампрофиры по средним содержаниям микроэлементов и кларкам концентраций близки друг к другу, по всей вероятности, эти породы имеют единый субстрат. Средние содержания большинства элементов (Ni, Co, Cr, Mn, V, Ti, Sc, Ge, Cu, Zn, Pb) в тоналитах ниже, чем в диоритах и лампрофирах, исключение составляют P, Ba, Sr, Zr, Nb, содержания которых выше. Отношение бария к стронцию в тоналитах выше единицы (Ba : Sr = 1,4), тогда как в лампрофирах и диоритах это отношение составляет 0,7. Для пород комплекса в целом характерны повышенные концентрации вольфрама, содержания которого изменяются в пределах от уровня ниже предела чувствительности до 3 × 10–3 %, при этом пробы со значимым содержанием вольфрама составляют около 50 % от общего количества проб. Породы рефтинского комплекса представляют собой единый известково-щелочной ряд с закономерным изменением состава от габбро до плагиогранитов [50]. Петрогеохимические особенности пород рефтинского комплекса указывают на их связь с субдукционными процессами [117]. На условия формирования пород комплекса в условиях незначительной мощности земной коры указывает низкий уровень дифференциации редкоземельных элементов (La/Yb < 1,6) (рис. 11 и 12).

Породы рефтинского комплекса претерпели метаморфизм зеленосланцевой фации. Наряду с зеленокаменными изменениями, имеющими широкое площадное распространение, интрузивные образования локально подверглись дислокационному и контактовому метаморфизму, а также претерпели гидротермально-метасоматические преобразования, большей частью, вероятно, под влиянием гранитоидов некрасовского комплекса. Наиболее широко из локальных преобразований отмечается динамометаморфизм – катаклаз, милонитизация, бластез. В районе н. п. Ялунино, Белоярский отмечаются обширные участки развития катаклазитов, милонитов, бластомилонитов.

Возраст пород комплекса был определен в пределах петротипического Рефтинского массива. Возраст амфиболового габбро первой фазы, определенный по 8 зернам циркона методом Кобера, составил 430 млн лет [22]; время формирования тоналитов второй фазы по 4 анализам цирконов на микрозонде SHRIMP-II в ЦИИ ВСЕГЕИ – 430 ± 7 млн лет [44, 117]. Полученная датировка отвечает венлокскому отделу силура. В ходе наших работ было уточнено время формирования плагиогранитоидов третьей фазы по 10 зернам

image description

 

Рис. 14. U-Pb диаграмма с конкордией для циркона из плагиогранита
рефтинского комплекса (проба 2256 – район оз. Белое).

 

 

 

image description

 

Рис. 15. U-Pb диаграмма с конкордией для циркона из плагиогранита
рефтинского комплекса (проба 2064 – район ст. Режик).

циркона из нашей пробы 2256 (район оз. Белое) U-Pb методом (рис. 14 и 15) – 423,9 ± 4,0 млн лет при СКВО C E = 1,8. Близкие возрасты получены по цирконам плагиогранитов Режикского массива из нашей пробы 2064 (422,4 ± 1,6 млн лет при СКВО C E = 0,99, n = 13). Определения выполнены Ю. Л. Ронкиным, выделение цирконов выполнено В. Н. Смирновым (ИГГ УрО РАН). Таким образом, возраст образований третьей фазы принимается соответствующим лудловскому–пржидольскому отделам силура. Метаморфические преобразования пород произошли в лохковско-франское (414–380 млн лет назад) и раннепермское (293 млн лет назад) время и соответствуют зеленосланцевой фации [117]. Датирование пород комплекса калий-аргоновым методом в ходе более ранних работ по ГДП-50 [128], при всех недостатках этого метода все же большей частью (а это около десятка определений, в основном в районе Хомутинского массива) указывало на раннекаменноугольные возрасты, что, вероятно, также связано с процессами метаморфизма и фиксирует этап влияния гранитоидов некрасовского комплекса.

Ранне-среднедевонские интрузии

Алтынайский комплекс диорит-плагиогранитовый назван по пос. Алтынай, расположенному на востоке описываемой площади, распространен в составе Алапаевско-Теченской подзоны Алапаевско-Адамовской СФЗ. Комплекс представлен двумя фазами: вторая фаза – плагиограниты (pæD2al2), граниты (æ); первая фаза – диориты (ãD1µ2al1), габбродиориты, тоналиты. Породы комплекса слагают ряд массивов (Алтынайский, Артемовский) и большое количество небольших штоков и даек, залегающих среди ранне- и среднедевонских вулканогенно-осадочных толщ.
С некоторой долей условности к алтынайскому комплексу отнесен Южно-Хомутинский и Брусянский массивы и ряд тел по их периферии.

Алтынайский массив располагается среди вулканитов рудянской толщи (D1µ2), имеет размеры 15 × 5 км, с севера и юга ограничен разломами, западный и восточный контакты интрузивные [128] (восточный частично нарушен по разлому). В современном эрозионном срезе он имеет вытянутую форму, подчиняясь общему структурному плану района. Породы массива полностью перекрыты чехлом мезозойско-кайнозойских образований. Имеются только единичные обнажения элювиального характера. По геологическим и геофизическим данным, контакты падают от массива, вертикальная мощность интрузии – не менее 4 км [128]. Большая часть массива сложена породами второй фазы – граниты (преобладают), плагиограниты, гранодиориты. Диоритоиды второй фазы образуют тела площадью до 12 км2, предположительно выклинивающиеся на глубине 3 км. В экзоконтактовых зонах вмещающие вулканиты ороговикованы на уровне роговообманково-роговиковой фации. Ширина ореола ороговикованных пород – 200–400 м.

Брусянский массив расположен своей северной частью в юго-западной части площади. В плане массив имеет форму неправильного овала. Площадь массива – около 50 км2, в пределах листа – около 35 км2. Породы массива перекрыты чехлом четвертичных образований и откартированы буровыми работами. Северный и восточный контакты тектонические, сопровождающиеся зонами рассланцевания и линейных кор выветривания. Северо-западный и западный контакты в плане простые линейные, интрузивные. Падение западного контакта крутое восточное. По данным гравиметрии вертикальная глубина массива – около 2 км.

Брусянский массив сложен гранодиоритами, гранитами и плагиогранитами. По данным предшествующих работ [131, 138], преобладающими в массиве являются плагиограниты (рис 16). Гранитоиды изучались в карьере у пос. Чернобровкин (обн. 3096). По составу – биотитовые и мусковитовые лейкократовые неравномернозернистые с порфирокластической апопорфировидной структурой, интенсивно катаклазированные и перекристаллизованные массивные или слаборазгнейсованные. Состоят в основном из примерно равных количеств кварца, плагиоклаза и калиевого полевого шпата. Исходными породами являлись лейкократовые порфировидные биотитовые граниты (плагиограниты?), в дальнейшем метаморфизованные в эпидот-амфиболи­товой фации. По петрохимическому составу породы большей частью относятся к плагиогранитам, на границе с гранитами (содержание К2О 1–3 %, в жильных аплитовидных разностях – до 4,3 %).

 

 

image description

Рис. 16. Петрохимические особенности пород алтынайского комплекса.

Массивы: 1 – Алтынайский, 2 – Артемовский, 3 – Брусянский.

 

 

Южно-Хомутинский массив располагается внутри Рефтинского массива, в его юго-восточной части. Форма тел очень сложная. Площадь выходов – до 12 км2. Мощность перекрывающих рыхлых образований, как правило, незначительна, часто отмечаются коренные и элювиальные обнажения. Среди пород преобладают гранодиориты, граниты находятся в подчиненном положении. Тоналиты рефтинского комплекса в зоне эндоконтакта претерпели контактовый метаморфизм и превращены в роговиковоподобные метасоматиты магнетит-биотит-плагиоклаз-кварцевого состава с гранобластовой структурой. Гранитоиды вблизи контакта представлены мелкозернистыми порфировидными разностями, образующими зону закалки. По периферии массивов отмечаются многочисленные апофизы и мелкие тела. Западный контакт очень пологий. Возраст пород комплекса в южной части Южно-Хому­тин­ского массива определялся методом Кобера по цирконам из гранодиоритов – 405 ± 8 млн лет (проба 79-62 [52]), что соответствует эмсскому ярусу раннего девона.

Некоторые петрохимические особенности пород алтынайского комплекса показаны на рис. 16.

Геохимическая особенность пород комплекса выражается в повышенных содержаниях вольфрама. В 70 % проб концентрации вольфрама выше предела обнаружения и варьируют (n × 10–3 %) от 0,4 до 1,5 (литорудогенный уровень концентраций), составляя в среднем 0,58 × 10–3 %. Вольфрам образует слабые (0,4–0,54) корреляционные связи с оловом и ниобием. На кластерной диаграмме вольфрам входит в ассоциацию литофильных элементов. Все это в совокупности может свидетельствовать о наличии сингенетичной вольфрамит-шеелитовой вкрапленной минерализации.

Минерагеническая специализация комплекса определяется наличием пунктов минерализации и рудопроявлений меднопорфирового (с молибденом) типа, связанных с Алтынайским и Артемовским массивами [9, 106, 113]. Известны также медно- и железо-скарновые и золоторудные рудопроявления [116].

Интрузивные образования алтынайского комплекса находятся в тесной пространственной связи с вулканитами нижнего–среднего девона, сходны с ними по петрохимическому составу и образуют единую вулкано-плутони­ческую ассоциацию.

 

 

image description

Рис. 17. U-Pb диаграмма с конкордией для циркона из гранита Брусянского массива (проба 3096/123).

 

 

 

image description

 

 

Рис. 18. Разрезы по восточному контакту Алтынайского массива [64, 128].

1 – четвертичные отложения: глины, часто со щебнем коренных пород; 2 – песчаники; 3 – аргиллиты, алевролиты; 4 – конгломераты; 5 – рудянская толща: андезиты и андезибазальты порфировые; 6–7 – алтынайский комплекс: 6 – кварцевые диориты (7 – граниты; 8 – скарнирование (кварц-эпидотовые, эпидот-гранатовые скарны); 9 – окварцевание; 10 – эпидотизация; 11 – хлоритизация; 12 – гематитизация; 13 – пиритизация в виде вкрапленности, иногда серноколчеданные обособления; 14 – тектоническое нарушение; 15 – зона смятия и рассланцевания с зеркалами скольжения.

 

 

 

По данным U-Pb датирования цирконов [8], абсолютный возраст среднезернистых амфиболовых кварцевых диоритов западной части Алтынайского массива составляет 406 млн лет, что соответствует эмсскому ярусу раннего девона. Наиболее корректные возрасты по гранитам алтынайского комплекса получены теми же авторами в результате U-Pb датирования цирконов из пробы гранитов северной части Артемовского массива (непосредственно севернее границы площади, в пределах г. Артемовский). Конкордатный возраст составил 404,2 ± 2,4 млн лет, что также соответствует эмсскому ярусу раннего девона. Кроме того, получены два возраста (по той же пробе гранита), предположительно более поздних преобразований – 361 и 322,3 млн лет. В ходе наших работ было проведено U-Pb датирование цирконов из гранитов Брусянского массива. Полученный конкордатный возраст составил 386,9 ± ± 3,3 млн лет (рис. 17), что соответствует живетскому ярусу среднего девона. Верхнее пересечение с конкордией получено в точке, соответствующей 391,8 ± 6,9 млн лет. Это соответствует эйфельскому ярусу среднего девона (на границе с живетом). Наличие мощных зон ороговикования в ранне-средне­девонских образованиях рудянской толщи на контакте с породами Алтынайского массива (рис. 18) свидетельствует о широком возрастном интервале формирования пород комплекса. Таким образом, возраст образования пород алтынайского комплекса принимается в объеме раннего–среднего девона для образований первой фазы и в объеме среднего девона для второй фазы.

Раннекаменноугольные интрузии

Смолинский комплекс габбро-долеритовый гипабиссальный (íáC1sm) представлен дайками и малыми телами габбродолеритов и долеритов, широко распространенными в девонских и нижнекаменноугольных образованиях Алапаевско-Адамовской СФЗ. Комплекс выделен в районе с. Смо­лино на соседнем листе О-41-XXXII [128]. На описываемом листе наиболее часто встречается среди образований бекленищевской свиты нижнего карбона в Смолинско-Алтынайском тектоническом блоке. Вместе с вулканитами этой свиты они образуют единую бекленищевскую вулканическую ассоциацию. С определенной условностью к данному комплексу отнесены габбродолериты и долериты на участках развития образований маминской и рудянской толщ. Возможно, часть из них может относиться к жильным субвулканитам указанных толщ.

Пироксеновые (авгитовые, двупироксеновые с резким преобладанием клинопироксена) и роговообманковые габбродолериты и долериты содержат переменное количество титаномагнетита и обладают неоднородной магнитной восприимчивостью: 0,5–25 × 10–3 ед. СИ. По химическому составу гипабиссальные габбродолериты и долериты близки к вулканитам соответствующего состава бекленищевской свиты, совместно с которыми они в составе бекленищевской вулканической ассоциации принадлежат к известково-щелочной риолит-базальтовой формации калиево-натриевого типа повышенной титанистости, формировавшейся, вероятно, в локальных сдвиговых рифтовых зонах на этапе активной континентальной окраины. Геохимические особенности пород смолинского комплекса также близки к вулканитам бекленищевской свиты. В частности для них характерен высокий уровень накопления и дифференцированности РЗЭ (рис. 11). Метаморфические преобразования габбродолеритов отвечают зеленосланцевой фации, местами – мусковит- и амфибол-роговиковой фациям. В породах интенсивно проявлены процессы динамометаморфизма. Возраст комплекса определяется исходя из того, что габбродолериты прорывают образования бекленищевской толщи раннекаменноугольного (визейского) возраста и сами прорываются кварцевыми диоритами некрасовского комплекса раннекаменноугольного (серпуховского?) возраста с образованием интрузивных брекчий [149]. На основании этих данных принят раннекаменноугольный возраст смолинского комплекса.

Некрасовский комплекс габбро-диорит-гранитовый распространен в составе Сосьвинско-Теченской подзоны Алапаевско-Адамовской СФЗ Восточно-Уральской мегазоны, назван по с. Некрасово. В состав комплекса входят три фазы: третья фаза – граниты, гранодиориты (æC1nk3); вторая фаза – диориты (ã), габбродиориты (íã), кварцевые диориты и тоналиты (qãC1nk2), первая фаза – габбро, габбронориты (íC1nk1). Наибольшим распространением пользуются интрузивные образования второй фазы; площади распространения пород первой и третьей фаз незначительны. Породы комплекса слагают Некрасовский, Лесозаводский, Хомутинский массивы и несколько небольших тел.

Некрасовский массив субизометричной формы приурочен к центральной части одноименного вулкано-плутонического сооружения. Площадь массива – около 60 км2, из которых 35 км2 (северная часть массива) находится в пределах описываемой территории. Обнажения пород массива редки. Изучение выполнялось преимущественно по керну картировочных скважин в ходе ГДП-50 [128] (северо-восточная часть массива) и ГДП-200. Нами был пробурен профиль скважин 6–10 в западной части массива. Контакты массива имеют сложную морфологию с многочисленными апофизами во вмещающие породы. Для Некрасовского массива характерна кольцевая система трещин, подчеркивающая изометричную форму массива. По данным гравиметрии, западный контакт погружается до глубины 4 км. Восточный и северо-восточный контакт погружаются в сторону от массива более полого [128]. Вмещающие вулканогенные и субвулканические образования маминской толщи вблизи массива интенсивно ороговикованы. Внутреннее строение массива характеризуется сложным чередованием пород (участками напоминающее концентрически зональное) преимущественно второй и третьей фаз внедрения и ороговикованных останцов вмещающих пород (скважины 7, 10). Породы первой фазы отмечаются редко. По породам массива широко развиты коры выветривания мощностью до 5–6 м.

Амфиболовое среднезернистое габбро первой фазы фиксируется в поле силы тяжести положительной локальной аномалией. Петрографически это массивная полнокристаллическая интрузивная порода с габброофитовой структурой с элементами пойкилоофитовой, она состоит из преобладающего плагиоклаза (65–70 %) и подчиненного амфибола (30 %) с пойкилитовыми вростками клинопироксена. Отмечаются единичные зерна ортопироксена(?). Петрохимические характеристики соответствуют нормальному габбро.

Вторая фаза представлена амфиболизированными кварцсодержа­щими габбродиоритами, диоритами и кварцевыми диоритами. Породы изучались в ряде обнажений и в керне скважин картировочного бурения на Некрасовском участке (скважины 6–10). Основными породообразующими минералами являются роговая обманка с реликтами клинопироксена (10–40 %), частично соссюритизированный плагиоклаз (50–80 %), кварц (до 10 %). Породы различаются большей частью по соотношению основных породообразующих минералов. Контакты между разновидностями изучены недостаточно. В скважинах 7–9 в массивных среднезернистых габбродиоритах и диоритах отмечаются маломощные жильные тела мелкозернистых, часто порфировидных, кварцевых диоритов, диоритов и микрогаббро с резкими неровными границами.

Третья фаза – граниты, в небольшом количестве гранодиориты. Развиты фрагментарно в восточной части Некрасовского массива. Граниты состоят в основном из кварца, калиевого полевого шпата и плагиоклаза примерно в равных количествах. В гранодиоритах преобладает плагиоклаз (60–65 %), кварц и калиевый полевой шпат в подчиненном положении (по 10–30 %). Отмечается биотит в количестве до 5 %. Породы большей частью массивные, реже порфировидные. Иногда отмечаются аплитовидные разности (обн. 3200).

Контакты между породами второй и третьей фаз резкие, рвущие, но без зон закалки. Жильные образования представлены дайками микрогаббро, диоритовых порфиритов, гранит-порфиров, аплитов и пегматитов.

Гравитационное и магнитное поля над Некрасовским массивом имеют очень пестрый характер, отражающий чередование низкомагнитных и низкоплотных гранитоидов третьей фазы и диоритоидов с габброидами второй и первой фаз внедрения, характеризующихся значительно более высокими значениями плотности и магнитной восприимчивости. В целом характер аномалий физических полей над массивом имеют концентрически зональную структуру.

Лесозаводский массив расположен в районе пос. Лесозавод в Асбестовском районе. Массив имеет неправильную удлиненную форму, площадь его составляет около 23 км2. По гравиметровым данным [131], массив представляет собой пластовую интрузию с вертикальными размерами 1–2 км. Западный контакт массива имеет восточное, восточный – крутое западное падение [142]. Контакты массива с вмещающими породами преимущественно тектонические, реже интрузивные. Последнее подтверждается многочисленными ксенолитами вмещающих пород, наличием зон скарноидов (гранат-эпидот-карбонатных) на контактах. Породы массива часто милонитизированы, рассланцованы, в них развивается метаморфическая полосчатость, биотитизация и амфиболизация. Большая часть массива (75 %) сложена породами, по составу отвечающим габбро, габбродиоритам и диоритам, реже – гранодиоритам, гранитам. На контакте габбро и гранитов отмечаются эруптивные брекчии [9]. По петрохимическим особенностям следует отметить, что значительная часть пород массива соответствует умереннощелочным породам, что, возможно, связано с процессами метасоматоза.

Хомутинский массив расположен внутри Рефтинского массива, в его юго-восточной части. К некрасовскому комплексу отнесено центральное тело массива. Форма тела очень сложная, в целом близкая к изометричной. Общая площадь выхода – более 20 км2. Массив достаточно хорошо обнажен в многочисленных коренных выходах, мощность перекрывающих рыхлых образований часто незначительна. Характер контактов с вмещающими тоналитами рефтинского комплекса изучен линиями шурфов [128]. Тоналиты вблизи контакта превращены в метасоматиты магнетит-серицит-кварцевого состава. По периферии массива отмечаются многочисленные апофизы и мелкие тела. Восточный контакт круто падает до глубины 4 км. Отличительной особенностью Хомутинского массива является присутствие среди габброидов первой фазы габброноритов. В незначительном количестве отмечаются также плагиоклазсодержащие пироксениты. Среди пород второй фазы преобладают гранодиориты, граниты находятся в подчиненном положении. Отнесение пород Хомутинского массива к некрасовскому комплексу в достаточной мере условно, надежных определений абсолютного возраста современными методами нет. По вмещающим породам рефтинского комплекса в приконтактовых зонах в ходе более ранних работ по ГДП-50 [128] был выполнен ряд определений абсолютного возраста калий-аргоновым методом. При всех недостатках этого метода, большей частью были получены раннекаменноугольные возрасты, что, вероятно, связано с процессами метаморфизма, а также говорит об этапе влияния гранитоидов некрасовского комплекса.

По геохимическим особенностям диориты некрасовского комплекса близки к алтынайскому. Отличия заключаются в том, что соотношения бария к стронцию в породах алтынайского комплекса больше 1, тогда как в некрасовском меньше единицы, т. е. диориты алтынайского комплекса по микроэлементному составу ближе к кварцевым диоритам или тоналитам.

Образования некрасовского комплекса являются рудообразующими для титаномагнетитовой (Хомутинское проявление), золото-сульфидно-квар­це­вой (Савинское проявление), золото-сульфидной (пункт минерализации Измоденово) формаций. Диориты Лесозаводского массива в Сусанско-Асбес­тов­ской дислокационной зоне контролируют месторождения изумрудоносной грейзеновой формации (Малышевское, Красноармейское и др.) [12].

Возраст пород некрасовского комплекса определяется по результатам изотопно-геохронологического датирования U-Pb методом по цирконам, выделенным из пород всех трех фаз внедрения из петротипического Некрасовского массива. Анализ выполнен Ю. Л. Ронкиным. Ниже приводятся полученные результаты (табл. 2, рис. 19, 20, 21).

Таким образом, возраст образований некрасовского комплекса принимается соответствующим раннему карбону в объеме визейского и серпуховского ярусов. Возраст полосчатых (мигматизированных?) диоритов Лесозаводского массива (проба C-1035/337), возможно, несколько омоложен более поздними процессами.

 

 

Таблица 2

Результаты изотопно-геохронологического датирования пород некрасовского комплекса

Номер пробы

Массив, порода

Полученный конкордатный возраст

3174*

Некрасовский массив, габбро

329,7 ± 3,6 млн лет при СКВО C E = 1,9, n = 13, что соответствует визейскому ярусу раннего карбона

С-172/24,6–26,2**

Некрасовский массив, кварцевый диорит

320 ± 3 млн лет при СКВО C E = 0,43, n = 20, что соответствует серпуховскому ярусу раннего карбона

3200*

Некрасовский массив, лейкогранит аплитовидный

326,3 ± 2,7 млн лет при СКВО C E = 1,2, n = 25, что соответствует серпуховскому ярусу раннего карбона

C-1035/337**

Лесозаводский массив, диорит (на границе с габбродиоритом)

315,5 ± 2,9 млн лет при СКВО C E = 1,5, n = 25, что соответствует башкирскому ярусу среднего карбона (на границе с серпуховским ярусом раннего карбона)

*Монофракции выделены в ОАО УГСЭ.

**Монофракции цирконов выделены В. Н. Смирновым (ИГГ УрО РАН).

 

 

 

 

 

 

image description

 

Рис. 19. U-Pb диаграмма с конкордией для циркона из габбро Некрасовского массива (проба 3174).

image description

 

Рис. 20. U-Pb диаграмма с конкордией для циркона из кварцевого диорита
Некрасовского массива (проба С-172/24,6–26,2).

 

 

 

image description

 

Рис. 21. U-Pb диаграмма с конкордией для циркона из аплитовидного лейкогранита Некрасовского массива (проба 3200).

Средне-позднекаменноугольные интрузии

Каменский комплекс гранодиорит-гранитовый назван по болоту Каменское, охватывающему значительную часть одноименного массива. Комплекс распространен в составе Сосьвинско-Теченской подзоны Алапаевско-Адамовской СФЗ Восточно-Уральской мегазоны и состоит из двух фаз: вторая фаза – граниты, плагиограниты (æC2µ3km2), первая фаза – гранодиориты, тоналиты (æãC2µ3km1). Комплекс слагает Каменский, Сарапульский, Курманский массивы и ряд мелких тел, расположенных в пределах и южнее Мурзинско-Адуйского метаморфического блока.

Каменский массив расположен в южной части Мурзинско-Адуйского антиклинория, залегает дискордантно среди кристаллических сланцев алабашской серии [9]. С габбро Баженовского массива (на востоке, юго-востоке) имеет тектонический контакт. В зоне разлома проявлены рассланцевание, милонитизация, катаклаз. В северо-восточном контакте наряду с тектоническими контактами участками отмечаются интрузивные контакты [120]. Западный контакт интрузивный, неровный. Падение поверхности контактов восточное: пологое (35–40°) западного и крутое (75–80°) восточного. В плане массив имеет форму неправильного овала с меридиональной ориентировкой длинной оси. Размеры – 2,0–12 × 32 км. Площадь ~260 км2. По гравиметровым данным [131], вертикальная мощность в центре массива составляет 5–6 км, к югу уменьшается до 4 км. Объемная форма пластообразная.

Массив в южной и центральной частях сложен преимущественно породами первой фазы: гранодиоритами, в меньшей степени кварцевыми диоритами. Выделенные разновидности связаны между собой взаимопереходами. Породы такситовые мезомеланократовые, гнейсовидные. Наиболее неоднородны вдоль восточного контакта, где наблюдаются шлирово-полосчатые разности, многочисленные ксенолиты апогаббровых роговиков, амфиболитов, перекристаллизованных гипербазитов, кристаллических сланцев, кварцитов. Полосчатость имеет как восточное, так и западное падение под углом от 35 до 80°.

Северная часть массива имеет большей частью гранитовый состав. Здесь наблюдается в основном чередование гранитов и плагиогранитов. Граниты (по петрохимическому составу участками до плагиогранитов) второй фазы образуют тела разнообразной формы и ориентировки размером до 1,2 × 5 км и многочисленные дайки мощностью от 0,5 до 4 м северо-западного и северо-восточного простираний. Ряд исследователей [149] относят граниты северной части массива и отдельные небольшие тела в южной части массива к адуйскому гранитовому комплексу. Контакты гранитов с породами первой фазы интрузивные. Эндоконтактовые зоны насыщены ксенолитами гранодиоритов. Жильные образования представлены гранитами и пегматитами, кварцевыми жилами.

Курманский массив отнесен к каменскому комплексу несколько условно по положению в единой структуре с Каменским массивом и по петрографическому сходству. В составе массива отмечаются кварцевые диориты, тоналиты, плагиограниты. Размеры массива – 2,5 × 4 км, форма вытянута в меридиональном направлении. Контакты массива с габбро алапаевского комплекса на западе и севере – интрузивные, на востоке – тектонический. Массив однофазный. В Курманском карьере наблюдаются постепенные переходы от тоналитов такситового строения, изобилующих ксенолитами вмещающих пород (верхняя часть карьера), до более однородных плагиогранитов. Жильная фация представлена плагиогранитами и плагиоаплитами. Часты зоны милонитизации, катаклаза, окварцевания, альбитизации. По некоторым геохимическим особенностям породы Курманского массива отличаются от гранитоидов Каменского массива – например, более низким уровнем дифференцированности лантаноидов (рис. 20). Возможно, это более ранние образования.

Ниже приводится краткая петрографическая характеристика некоторых основных разновидностей пород комплекса.

Кварцевые диориты [131] серые мелко-среднезернистые порфировидные, гнейсовидные, катаклазированные. Микроструктура гипидиоморфнозернистая. Состав (%): плагиоклаз (65–70), кварц (16–25), калиевый полевой шпат (до 4), биотит (10–20), амфибол – ед. з.

Гранодиориты мезо-меланократовые среднекрупнозернистые порфировидные, гнейсовидные шлирово-полосчатые связаны между собой и кварцевыми диоритами постепенными переходами. Выделены по химическому составу, петрографически трудноразличимы. Микроструктура гипидиоморфнозернистая, гранобластовая, катакластическая, порфиробластическая. Состав (%): плагиоклаз, иногда серицитизированный, нередко с антипертитовыми проростками КПШ (48–55), кварц ксеноморфный размером 1–0,4 мм (17–28), микроклин (7–15), биотит (5–12), вторичные минералы – серицит, мусковит, эпидот, альбит; акцессорные минералы – магнетит, ильменит, сфен, апатит, ортит, гранат, циркон, рутил.

Граниты средне-крупнозернистые, лейкократовые, массивные, иногда катаклазированные либо нечетко гнейсовидны. Микроструктура гипидиоморфнозернистая, гранобластовая, лепидогранобластовая. Состав (%): плагиоклаз (35–44), кварц (28–35), микроклин (25–33), биотит (2–4), вторичные минералы – мусковит, хлорит, эпидот; акцессорные минералы – магнетит, ильменит, монацит, апатит, гранат, рутил, циркон. По петрохимическому составу кислые породы второй фазы каменского комплекса соответствуют гранитам и плагиогранитам. Последние имеют повышенную калиевость: содержание К2О 1–3 %.

Граниты жильные мелкозернистые мезо- и лейкократовые. Микроструктура гипидиоморфнозернистая. Состав (%): плагиоклаз (30–40), кварц (25–30), микроклин (30), биотит (5–8), акцессорные минералы – магнетит, сфен, апатит, гранат, рутил, циркон, пирит.

Судя по особенностям состава и распространения пород комплекса, его формирование происходило в обстановке активной континентальной окраины [109]. С гранитоидами каменского комплекса связаны рудопроявления золото-кварцевой и золото-сульфидно-кварцевой формаций.

Возраст образований каменского комплекса основывается на изотопно-геохронологических исследованиях цирконов из гранодиоритов района 4-го энергоблока БАЭС U-Pb методом [47]: мигматизированный гранодиорит (№ 429) – 303 ± 4 млн лет, слабомигматизированный гранодиорит (№ 300) – 309 ± 22 млн лет (пересечение дискордии и конкордии). Приведенный возраст соответствует позднему и среднему карбону. Результаты Rb-Sr датирования по валовым составам гранитов и гранодиоритов (№ 309, 311, 312, 316, 330) того же района и тех же авторов показали близкие значения, но с большой погрешностью – 309 ± 36 млн лет. Приведенные результаты, полученные современными аналитическими методами, являются, очевидно, более достоверными, чем определения K-Ar методом, выполненные в 1970–1980-х годах – 317 ± 3 млн лет [131] и 344 ± 15 млн лет [138]. Таким образом, возраст формирования образований каменского комплекса принимается как средне-позднекаменноугольный.

Раннепермские интрузии

Урукульско-покровский комплекс риолит-трахириолитовый гипабиссальный (ëïP1up) назван по оз. Урукуль на Южном и с. Покровское на Среднем Урале, распространен в северо-восточной части площади в составе Сосьвинско-Теченской подзоны Алапаевско-Адамовской СФЗ. Комплекс состоит из риолит-порфиров, риодацит-порфиров, трахириолит-порфиров, трахириодацит-порфиров, слагающих пологие силлоподобные экструзии мощностью 20–50 м и протяженностью до нескольких км севернее Рефтинского массива (листы О-41-XX, О-41-XXVI). Образования комплекса прорывают вулканиты ранне-среднедевонского возраста рудянской толщи и силурийские гранитоиды Рефтинского массива. Макроскопически это желто-серые, розовые и вишневые породы с флюидальной текстурой. Редкие вкрапленники (не более 2 %) представлены оплавленным кварцем и альбитом. Акцессорные минералы – апатит, флюорит, циркон, магнетит, галенит [9]. Гидротермальные изменения – карбонатизация, аргиллизация, гематитизация. Субвулканиты характеризуются повышенным содержанием свинца, по химическому составу отвечают риолитам и риодацитам. В. Н. Смирнов [160] отмечает характерные петрохимические особенности пород комплекса – содержание щелочей более 8 % при величине K2O/Na2O, близкой к единице. Этот же автор считает кислые субвулканиты урукульско-покровского комплекса гипабиссальными разностями петуховского гранитоидного комплекса.

Определения абсолютного возраста по риолитам и цирконам из них дают очень широкий интервал:

– К-Ar методом – 277–284 млн лет [131].

– U-Pb методом по цирконам (определения выполнены в ЦИИ ВСЕГЕИ на микрозонде SRIMP-II) – 301–453 млн лет [58]. Наиболее вероятный возраст формирования риолитов, по мнению авторов исследования, – позднекаменноугольный. Несмотря на более современную аналитическую базу, использованную данными авторами, очень большой разброс полученных значений при значительных погрешностях определений не позволяют сделать выводы о возрасте изученных ими риолитов. В соответствии с серийной легендой возраст образований урукульско-покровского комплекса принят раннепермским.

Петуховский комплекс монцодиорит-граносиенит-лейкогранитовый (læP1pt2) слагает ряд крупных массивов южнее описываемой площади. В пределах листа O-41-XXVI гранитоиды комплекса слагают Малышевский массив. Ранее породы массива разными исследователями относились к мурзинскому [29] или малышевскому [149] комплексам. Представлен образованиями второй фазы: лейкограниты, граниты биотитовые умереннощелочные, редко – нормальной щелочности. Дайковая и жильная фация представлена аплитами и пегматитами (æ).

Малышевский массив представляет собой линейную интрузию трещинного типа, в дальнейшем тектонизированную. На современном срезе это тектонизированные пластины, приуроченные к восточному контакту Адуйского массива. Массив состоит из нескольких отдельных тел клиновидной формы, размерами первые километры [101] с вертикальной мощностью до 2 км. Их падение крутое (70–80°) на восток. Массив гипабиссальный. Большая часть контактов тектонические, часть – интрузивные, сложного очертания. Наблюдаются многочисленные апофизы во вмещающие породы и их ксенолиты в гранитах. Характер интрузивного контакта с образованиями восточно-ураль­ского тектоногенного комплекса показан на фото керна скважин Южно-Шамейского молибденового месторождения (рис. 22). На фото видно, что контакты между гранитами и зеленосланцевой толщей, образованной, предположительно, по осадочной слоистой толще алевролитов и алевропелитов, резкие, при этом зона контакта представлена многометровым чередованием апофиз гранитов и сланцев, интенсивно метаморфизованными.

Вмещающие породы интенсивно изменены процессами метасоматоза, в зоне экзоконтакта ороговикованы. В эндоконтактах – зоны закалки; контакты секущие по отношению к полосчатости вмещающих пород. Массив сформировался в два этапа. Первыми формировались граниты биотитовые и двуслюдяные, неравномернозернистые и порфировидные (ранее – первая фаза малышевского комплекса), во второй этап – граниты аляскитовые, лейкограниты. Дайковая фация представлена лейкократовыми гранитами, аплитами. Отмечаются жилы пегматитов. Контакты с гранитами адуйского комплекса не изучены, предположительно – тектонические. Внутреннее строение Малышевского массива характеризуется широким развитием неравномернозернистых и порфировидных розовых (рис. 23) и желтоватых гранитов. Из-за многочисленных ксенолитов в восточном эндоконтакте окраска гранитов пятнистая. Граниты вблизи зон разрывных нарушений и повышенной трещиноватости претерпели различные метасоматические изменения с образованием линейных и площадных зон грейзенизации, альбитизации, мусковитизации, окварцевания и аргиллизации.

С целью изучения внутреннего строения Центрального (Малорефтинского) тела Малышевского массива и его минерагении нами на Малорефтинском профиле пройдено 5 вертикальных картировочных скважин (скважины 11–15) с шагом 300–450 м. По результатам изучения керна центральное тело Малышевского массива сложено преимущественно средне-крупнозернистыми слабопорфировидными биотитовыми и мусковит-биотитовыми гранитами, участками катаклазированными. Образование двуслюдяных гранитов, вероятно, связано с ранним этапом постмагматической мусковитизации биотитовых гранитов, захватившей отдельные части массива, которым была свойственна повышенная проницаемость.

Среди гранитов установлено наличие метасоматических зон, сложенных апогранитовыми грейзенами, иногда с центральными кварцевыми прожилками. Мощность зон – до 5 м, залегание под углами 0–45° к оси керна. В скв. 11 метасоматически измененные граниты составляют 26 % от объема пород, в остальных скважинах – 1–12 %. В метасоматических зонах отмечается флюорит-пиритовая минерализация в количестве до нескольких процентов с повышенными (до 0,03 % и более) содержаниями молибдена. В восточном эндоконтакте Малорефтинского тела развит жильный штокверк, образованный наиболее поздними лейкократовыми гранитоидами. Мощность жил достигает 2 м (обычно 10–50 см). Залегание разнонаправленное. Объем жильных образований увеличивается с глубиной от 8,5 до 29,5 %. Возможно, на глубине залегает крупное тело лейкократовых гранитов. Жильные образования несут флюорит-пирит-молибденитовую минерализацию, интенсивность оруденения нарастает с запада на восток в сторону контакта интрузии.

Предыдущими исследователями [184] отмечалось, что для Малышевского массива не характерно развитие пегматитов, но в районе Малорефтинского профиля нами установлено, что пегматиты и аплит-пегматиты составляют основной объем жильных образований. Вероятно, это свидетельствует об относительно более спокойной тектонической обстановке данного участка.

По петрохимическим характеристикам граниты Малышевского массива относятся к умереннощелочным породам калинатрового типа. От гранитов адуйского комплекса отличаются большей лейкократовостью (SiO2 повышен на 0,5–1 %, К2О – на 0,5 %, СаО понижена на 0,5–1 %), более широко распространены розоватые разности гранитов, отсутствуют мирмекитовые и микропегматитовые кварц-полевошпатовые срастания. Малышевские граниты фторонасыщенные, характеризуются повышенной радиоактивностью. Для них Б. М. Львовым [131] выделены типоморфные ассоциации акцессориев: первая фаза – магнетит–сфен–ильменит–апатит–циркон–торит; вторая фаза – магнетит–ильменит–сфен–апатит–циркон–торит–бастнезит–флюо­рит с молибденитом и уранинитом.

В метасоматически измененных гранитах отмечается интенсивное накопление лития, содержание которого варьирует в пределах от 2 до 50 × 10–3 %, составляя в среднем 12,25 × 10–3 %, что более чем в 1,5 раза выше кларка, тогда как в неизмененных разновидностях пород комплекса содержания этого элемента ниже кларковых концентраций.

Минерагеническая специализация комплекса – молибденовая, вольфрамовая, урановая. К гранитам Малышевского массива приурочено Южно-Ша­мейское месторождение молибдена и ряд проявлений и перспективных участков, относимых в настоящее время к грейзеновому гидротермальному типу.

Возраст пород массива определен калий-аргоновым и рубидий-строн­циевым методом [45]. Калий-аргоновые исследования выполнены по шести монофракциям биотитов и мусковитов, отобранных из главных разновидностей гранитов массива. Полученные этим методом датировки имеют разброс 229–277 млн лет. Результаты измерения параметров изотопной Rb-Sr системы в четырех валовых пробах гранитов и трех монофракциях минералов (апатит, биотит, мусковит) позволили определить изотопный возраст 277,1 ± ± 1,1 млн лет (СКВО = 1,7; Sri = 0,70828 ± 0,00010). Полученные датировки позволяют считать возрастной рубеж 277 млн лет, относящийся к первой половине раннепермской эпохи, временем образования лейкогранитов Малышевского массива.

К образованиям второй фазы петуховского комплекса граниты Малышевского массива отнесены по комплексу данных: геохронологических, петрографических (розовая окраска, порфировидность), петрохимических (повышенные щелочность и кислотность) и минерагенических (молибден-вольфра­мовая, редкометалльная специализация; повышенная фтороносность).

Позднепермские интрузии

Адуйский комплекс гранитовый (æP3ad) назван по р. Адуй и слагает ряд массивов в западной части описываемой площади в пределах Синарско-Лозьвинского района Кумакско-Пелымской подзоны Восточно-Уральской СФЗ. В пределах описываемой площади образования комплекса слагают Адуйский гранитовый массив и ряд более мелких тел. В составе комплекса отмечаются граниты биотитовые, двуслюдяные мелко- и среднезернистые, участками порфировидные. Часто отмечаются жильные тела пегматитов.

Адуйский массив – один из крупнейших батолитов Восточно-Уральского гранитного пояса (550 км2; в пределах площади – около 400 км2). Ранее картировался М. С. Рапопортом [138], В. П. Олерским [131], И. Н. Мамаевым [120], В. А. Рыбалко [149]. Вытянут в северо-северо-западном направлении на 39 км, локализуется в восточной части Синарско-Лозьвинского района. Форма в плане неправильно-овальная. Юго-восточное замыкание массива дугообразное, западный и юго-западный контакты неровные, с многочисленными заливами во вмещающие породы. Падение западного контакта от пологого (до 40°) восточного до вертикального южного и северного – крутое в сторону от массива. Северо-восточная часть массива срезана разрывным нарушением северо-западного простирания [9]. Восточный контакт с породами белоярской толщи четкий, с зонами роговиков [120], с гранитоидами петуховского комплекса Малышевского массива – тектонический. Падение плоскости восточного контакта крутое (65°) на восток. По данным структурного бурения, граниты адуйского комплекса вскрыты под образованиями Лесозаводского массива на глубине более 1000 м. По гравиметрическим данным, массив представляет собой пластообразное тело с вертикальными размерами от 2–3 км на западе до 12–14 км на востоке [60].

Адуйский массив характеризуется неправильным концентрически-зональ­ным строением, обусловленным сменой разновидностей гранитов. В краевых частях породы представлены гранитами и лейкогранитами слабогнейсовидными, разнозернистыми, нередко пегматоидными, такситовыми, порфиробластическими. Наблюдается сочетание гранобластовых, реакционных и гранитных структур. По составу граниты здесь двуслюдяные (мусковит-биотитовые) и, реже, биотитовые. Гнейсовидность ориентирована согласно с направлением контактов. Переходы к вмещающим плагиогнейсам и амфиболитам чаще всего рвущие, резкие, с многочисленными ксенолитами и скиалитами метаморфических пород. В скв. 334 [131] наблюдался постепенный переход от среднезернистых гнейсовидных гранитов к мелкозернистым гранитогнейсам. Но, как уже указывалось при описании метаморфического комплекса, здесь следует отметить, что полосу преимущественного развития немигматизированных гранитогнейсов, выделяющуюся в восточной краевой части адуйского метаморфического комплекса, на границе с гранитовым массивом, возможно, следует относить к приконтактово измененным гранитам Адуйского массива. Соответственно границей Адуйского гранитового массива, возможно, является показанная на карте фациальная граница между мигматизированными и немигматизированными породами метаморфического комплекса.

Центральная часть массива сложена более равномернозернистыми, мелко-среднезернистыми гранитами и лейкогранитами. По минеральному составу граниты центральной части отличаются повышенными содержаниями мусковита – чаще отмечаются биотит-мусковитовые и мусковитовые разности. Структуры пород большей частью гипидиоморфнозернистые. Контакты с вышеописанными порфировидными разностями резкие, линейные [149], чаще всего на границах развиты пегматитовые или кварцевые жилы. Вблизи контактов каких-либо следов перекристаллизации и контактовых изменений не отмечалось [131]. По петрохимическому составу породы краевых и центральных частей массива однотипны.

В образованиях адуйского комплекса широко развита жильная фация – лейко- и мезократовые граниты (рис. 24), аплиты, пегматиты. Уникальной особенностью массива является его высокая насыщенность пегматитовыми жилами, развитыми как внутри массива, так и во вмещающих породах. По мере погружения кровли массива на восток пегматиты в гранитах сменяются пегматитами над кровлей массива. В зонах восточного и южного экзоконтактов массива выделено Адуйское пегматитовое рудное поле, включающее серию сближенных пегматитовых жил. С удалением от контакта меняется степень дифференциации пегматитов, их состав, интенсивность метасоматических изменений и насыщенность редкими металлами. В эндоконтактовой зоне пегматиты блоковые, недифференцированные с преобладающим микроклином, альбит-олигоклазовым составом плагиоклаза; в экзоконтактах формируются максимально дифференцированные зональные пегматиты с преобладанием альбита над микроклином, интенсивным метасоматозом и высокими содержаниями редких металлов [27, 149]. Внешняя зона зональных пегматитов сложена аплитами, далее идет зона неравномернозернистой, затем пегматоидной структуры и, наконец, зона блокового калишпата и кварцевое ядро. Четкая зональность наблюдается редко, обычно пегматитовые тела имеют асимметричное строение или сложены какой-нибудь одной структурной разновидностью [9]. По классификации Н. А. Солодова, пегматиты относятся к редкометалльному типу, с ними в районе связаны месторождения и проявления редких металлов.

Минеральный состав гранитов и пегматитов комплекса следующий (%): плагиоклаз (олигоклаз № 16–18) – 25–35, калиевый полевой шпат (решетчатый микроклин и ортоклаз), замещающийся плагиоклазом с образованием обильных мирмекитов – 25–40, биотит (железистость 53–79) – 0–5, мусковит 0–3, кварц – 25–35. Идиоморфизм главных минералов снижается в направлении плагиоклаз–калишпат–кварц. Г. Б. Ферштатер [51] отмечает в качестве особенности гранитов Адуйского и Мурзинского массивов ортоклазовый тип развитого в них щелочного полевого шпата. Типовая ассоциация акцессорных минералов определяется как ильменит-монацит-ксенотимовая с гранатом, иногда колумбитом. Присутствуют магнетит, апатит, циркон. Второстепенные минералы – турмалин, кианит, циртолит, муассанит, эвксенит, пирохлор и колумбит. В эволюционном ряду от гранитов первой фазы к жильным дериватам наблюдается уменьшение содержания монацита и увеличение количества ксенотима, появляются эвксенит, фергюсонит и колумбит. Граниты центральной части массива содержат пониженное количество лития и повышенное рубидия. Постмагматические изменения (альбитизация и мусковитизация) сопровождаются перекристаллизацией и привносом рубидия, лития, бериллия, ниобия и тантала. В альбитизированных пегматитах отношение тантала к ниобию приближается к единице. Петрохимической особенностью гранитов Адуйского массива является пересыщенность глиноземом. По классификации А. И. Заварицкого, они относятся к группе умеренно богатых и богатых щелочами. Граниты Адуйского массива – глубинные водные плутонические образования, формированию которых предшествовали и сопутствовали процессы глубокого метаморфизма вмещающих пород. Металлогени­ческая специализация адуйского комплекса редкометалльная, кварц-само­цвет­ная.

Средняя плотность гранитов – 2,6 г/см3. Магнитная восприимчивость – 0–50 × 10–3 ед. СИ. Адуйскому и Каменскому массивам в поле силы тяжести соответствует единая асимметричная в плане отрицательная аномалия интенсивностью более 40 мГал. При этом Адуйскому массиву отвечает наиболее интенсивная часть минимума, а Каменский массив приурочен к южной градиентной и менее интенсивной части минимума. Магнитное поле над массивами ровное отрицательное, интенсивностью 200–300 гамм.

Ферштатером Г. Б. с соавторами [51] произведено изотопно-геохронологи­ческое исследование гранитоидов петротипического Адуйского массива. Получены следующие датировки: U-Pb по монациту – 256 ± 0,6 млн лет; Re-Os возраст молибденита из редкометалльных пегматитов – 265 млн лет. Оба возраста соответствуют татарскому отделу пермской системы; соответственно, возраст гранитов адуйского комплекса – позднепермский. Подобные результаты опубликованы и В. С. Поповым [31], получившим Rb-Sr изохроны по биотитовым гранитам, лейкогранитам и минеральным фракциям из них: 260 ± 3,9 млн лет (пробы 2125, 403 – Режевской тракт); 262 ± 16 млн лет (проба 404 – месторождение Квартальное). А. А. Краснобаев с соавторами [25] определил U-Pb LA-ICP-MS методом по цирконам из гранитов конкордантный возраст 291 ± 8 млн лет (сакмарский ярус приуральского отдела); раннепермская датировка интерпретируется этими исследователями как возраст ранних этапов анатексиса, за которыми последовало еще несколько магматических этапов, связанных с формированием основной массы гранитоидов адуйского комплекса. Позднепермские датировки были также получены К-Аr методом по биотиту и мусковиту из разных типов гранитоидов (251–245 млн лет [43]) и по монацитам из пегматитов по Th-U-Pb системе (252,8 ± 4,5 млн лет [5]). Таким образом, в соответствии с имеющимися определениями абсолютного возраста и в соответствии с серийной легендой возраст адуйского гранитового комплекса принимается позднепермским.

Позднедевонско-пермские метаморфические образования

Восточноуральский тектоногенный комплекс (mpD3µPvu) слагает тектонические пластины в Сусанско-Асбестовской, Мурзинской и Восточно-Рефтинской дислокационных зонах. На описываемой площади комплекс выделяется впервые. Представлен тектоническими линзами серпентинитов, тальк-карбонатных пород, габброидов, метавулканитов, метаалевролитов, метааргиллитов, кварцитов, амфиболитов, гнейсов различного состава, мраморизованных известняков, зеленых и кремнистых (окремнелых?) сланцев, вулканитов основного состава и др. Породы большей частью брекчированы, милонитизированы, катаклазированы, рассланцованы до состояния милонитов, катаклазитов, участками – до бластомилонитов и бластокатаклазитов. Участки развития данных образований выделяются преимущественно в зонах надвигов, ограничивающих аллохтонные блоки.

В пределах Сусанско-Асбестовской зоны смятия картируются фрагменты меланжа, сложенные разноориентированными (чаще всего субмередиональными) тектоническими блоками разного размера серпентинитов, тальк-карбо­натных пород, габброидов, сланцев различного состава, метавулканитов, метаалевролитов, метааргиллитов, кварцитов, амфиболитов, гнейсов различного состава, мраморизованных известняков и др. Породы часто катаклазированы, милонитизированы, участками превращены в бластомилониты, бластокатаклазиты и сланцы с недиагностируемой первичной природой. Часто развиты зеркала скольжения. Интенсивно проявлены процессы корообразования. Описываемая зона развития меланжевого комплекса исключительно богата на месторождения и проявления разнообразных полезных ископаемых: изумруды, тантало-ниобаты, бериллий, молибден, вольфрам, золото, полевошпатовое сырье и др.

Вторая зона развития меланжевого комплекса выделена в северо-во­сточ­ной части листа, в Восточно-Рефтинской дислокационной зоне, вдоль Февральского тектонического блока, сложенной породами белоярской толщи. Протяженность зоны развития меланжевого комплекса здесь – около 20 км (от ж/д в пос. Рефтинский на юге до северной рамки листа). В ходе наших работ меланжевая зона была вскрыта скважинами мелкометражного бурения по Северо-Февральскому опорному профилю (скважины 101–133). На восточном краю профиля, на контакте образований белоярской толщи, закартирована зона бластомилонитов по зеленым сланцам (скважины 127, 129, 133) и милонитизированных серпентинитов (скважины 130, 132). На геологических картах масштаба 1 : 50 000 [128] зона представляет собой серию тектонических линз серпентинитов, тальк-карбонатных пород, зеленых и кремнистых (окремнелых?) сланцев, вулканитов основного состава и др. По данным ГДП‑50 [128], серпентиниты здесь интенсивно брекчированы, разлинзованы, будинированы, участками разлистованы и рассланцованы. Для них характерны многочисленные зеркала скольжения. Вдоль контактов нередко развиты кварцевые жилы. Контакты обычно обильно обводнены, хорошо выражаются в микрорельефе ложкообразными впадинами и логами. Среди серпентинитов наблюдаются чужеродные включения различных по составу пород – известняков, базальтов, алевролитов, кремнистых сланцев и др. (обнажения 9549, 9556 – севернее рамки листа [128]). Падение зоны меланжа здесь, по магнитным и гравиметрическим данным, западное.

Третий участок развития полимиктового серпентинитового меланжа выделен в юго-западном углу листа О-41-ХХVI, в Мурзинской дислокационной зоне, среди тектонических пластин, выполненных образованиями арамильской свиты и новоберезовской толщи. Данных по этому участку меньше, но характер образований аналогичен вышеописанным – представлены серпентинитами сильно брекчированными, разлинзованными, будинированными, разлистованными и рассланцоваными, тальк-карбонатными и кремнистыми породами, зелеными сланцами, метавулканитами и др. Следует отметить, что наряду с интенсивно дислоцированными серпентинитами отличительной особенностью меланжевых комплексов является широкое развитие кремнистых (окремнелых?) пород.

О возрасте формирования тектоногенного комплекса косвенно указывают наличие в его составе блоков позднеордовикских (белоярская свита) и среднедевонских (рудянская толща) пород, а также интрузивный характер контакта с раннепермскими лейкогранитами Малышевского массива и средне-позднекаменноугольными гранитоидами Каменского массива. Таким образом, наиболее вероятный возрастной интервал формирования тектонитов восточно-уральского меланжевого комплекса на описываемой территории – поздний девон–ранний карбон. Однако с учетом вероятно растянутых во времени неоднократных циклов проявления тектонических процессов возраст комплекса принимается в соответствии с серийной легендой более широкий – поздний девон–пермь.

 

 

ТЕКТОНИКА

 

Тектоника и районирование территории листа рассматриваются в соответствии с последними обобщающими региональными работами [29] и «Легендой Уральской серии…» [91].

В тектоническом строении территории принимают участие фрагменты палеозойской Уральской складчатой системы Урало-Монгольского складчатого пояса (орогена) и мезозойско-кайнозойской Западно-Сибирской платформы (койлогена). Сплошной чехол молодой платформы развит лишь в крайней северо-восточной части площади. Палеозойские структуры Уральской складчатой системы прослежены на всей территории, включая фундамент Западно-Сибирской платформы под чехлом мезозойско-кайнозойских осадков.

Согласно Н. Г. Берлянд [2, 29], земная кора в пределах площади относится к регенерированному континентальному типу и характеризуется средней основностью (0,5–0,6), интенсивной степенью дифференцированности и контрастным слоисто-блоковым строением. Характерен «сдвоенный» подтип коры – регенерированные континентальные образования перекрыты находящимися в аллохтонном залегании блоками океанических офиолитовых и островодужных энсиматических комплексов. Поверхность Мохо полого погружается с востока на запад. В западной части территории развиты крупные положительные структуры купольно-кольцевого типа – гранитогнейсовые комплексы в окружении гипербазит-габбровых массивов.

Общий характер глубинной структуры территории отражается на карте районирования по гравитационному и магнитному полям (рис. 25). В качестве главной структуры, охватывающей центральную и западную части площади, выделяется концентрически-зональный Адуйско-Рефтинский гранитно-метаморфический мегаблок. Центральная его часть отчетливо увязывается с Адуйским гранитовым массивом (таксоны 4 и 5), периферия (таксон 1) сложена, очевидно, метаморфизованными породами адуйского комплекса и алабашской серии. Вышеуказанный «сдвоенный» характер земной коры района хорошо виден при увязке приведенной глубинной структуры и геологической карты, а также на геологическом разрезе. Восточная и южная часть Адуйско-Рефтинского мегаблока скрыты под вендско-раннепалеозойскими структурно-вещественными комплексами аллохтона.

В вертикальном разрезе описываемого фрагмента земной коры выделены четыре структурных этажа, отвечающих определенным стадиям тектонического развития Урала – архейско-нижнепротерозойский, рифейско-средне­кембрийский, верхнекембрийско-пермский (каледоно-герцинский) и мезозойско-кайнозойский. В пределах этажей выделены структурные ярусы более узкого возрастного диапазона, а в их составе – ряд геодинамических или структурно-вещественных комплексов (СВК). Формационная принадлежность СВК отражает существовавшие геодинамические обстановки. Струк­турные этажи и ярусы характеризуются специфическими структурно-вещест­венными парагенезисами (ассоциациями, мегакомплексами), различающимися по возрасту, формационной принадлежности, степени метаморфических преобразований и дислоцированности. Границы структурных этажей и ярусов определяются региональными перерывами в осадконакоплении, стратиграфическими и угловыми несогласиями или тектоническими соотношениями. Два нижних этажа сложены комплексами «неуральского» происхождения («доуралидами»), составляющими фундамент для каледоно-гер­цин­ских образований. Палеозойская история Урала (формирование верхнекембрийско-среднетриасового структурного этажа) связана с развитием двух островодужных систем – ранней энсиматической и поздней, новообразованной энсиалической (или на гетерогенном фундаменте), аккрецией гетерогенных террейнов и последующим режимом активной континентальной окраины. Она завершается коллизией и образованием Уральского орогена. Формирование мезозойско-кайнозойского структурного этажа связано с коллапсом орогена, рифтовыми процессами, наступлением периода длительной стабилизации и переходом к платформенному режиму.

Учитывая длительную и многостадийную эволюцию региона, при районировании территории мы выделяем палеотектоническую (первично-тектони­ческую) структурно-формационную на разных возрастных уровнях и современную, вторичную структурно-тектоническую зональности. Первая характеризует существовавшие геотектонические обстановки и структурные соотношения СВК и их парагенезисов на стадии образования, вторая – суммарный результат их последующих тектонических преобразований.

Наиболее радикальная структурно-тектоническая перестройка произошла на аккреционной и коллизионной (орогенной) стадиях развития региона в конце палеозоя–начале мезозоя, когда была образована чешуйчато-склад­чатая система шарьяжей, надвинутых на окраину палеоконтинента (или микроконтинентов). В дальнейшем эта совокупность тектонически сближенных пластин и блоков земной коры различного типа, состава, возраста и внутреннего строения, зачастую неоднократно передислоцированных, послужила фундаментом для вышележащих мезозойско-кайнозойских осадков чехла молодой эпигерцинской платформы.

СТРУКТУРНО-ФОРМАЦИОННАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ

Архейско-нижнепротерозойский и рифейско-среднекембрийский
структурные этажи

Формационная зональность на уровне архейско-нижнепротерозойского и рифейско-среднекембрийского структурных этажей характеризует элементы строения древнего основания Уральской складчатой системы. Фрагменты этого основания представлены на Урале как сиалическими, так и мафическими разрозненными блоками, которые слагают выступы допалеозойского фундамента в ядрах антиклинориев или залегают в составе аллохтонных пластин на автохтонно-паравтохтонных структурах. Согласно «Легенде Уральской серии…» [91], картируемые на описываемой площади допалеозойские СВК формировались в пределах Сосьвинско-Синарской СФЗ основания Уральской складчатой системы Восточный Урал.

Архейско-нижнепротерозойский структурный этаж в пределах описываемой территории представлен нижнепротерозойским структурным ярусом. Он характеризует стадию формирования древней коры континентального типа. Наблюдаемый на эрозионном срезе блок этой коры сложен нестратифицированным адуйским метаморфическим комплексом, представляющим собой фрагмент ремобилизованного кристаллического фундамента древней платформы (микроконтинента?). Комплекс принадлежит к мигматит-гнейсо­вой формации (МФ PR1) и сложен различными плагиогнейсами и гранитогнейсами, сформированными в условиях амфиболитовой фации регионального метаморфизма.

В строении рифейско-среднекембрийского структурного этажа принимают участие комплексы среднерифейского и верхнерифейско-вендского струк­тур­ных ярусов. Среднерифейский ярус представлен алабашской серией, сложенной преимущественно разнообразными кристаллическими сланцами и гранитогнейсами. Первичные породы изменены на уровне эпидот-амфиболи­товой и амфиболитовой фаций регионального метаморфизма, вопрос формационной принадлежности и стратификации субстрата метаморфитов дискуссионный, верхний и нижний контакты тектонические. Мы условно относим эти образования к формации кристаллических сланцев метаморфизованного чехла (МЧ RF2) древней континентальной платформы (микроконтинента?). Рифейско-вендский структурный ярус представлен алапаевским комплексом дунит-гарцбургит-габбровой формации (РО V). Формирование комплекса проходило в океанической структуре в геодинамической обстановке океанического рифтогенеза (спрединга).

Пространственная совмещенность и единая структурно-тектоническая позиция (выступ допалеозойского основания в ядерной части Мурзинско-Адуйского антиклинория), близость петрохимического состава, условность возраста и стратификации субстрата метаморфитов позволяет нам рассматривать адуйский комплекс и алабашскую серию как единый структурно-вещественный парагенезис. Несколько иную тектоническую позицию в современной структуре занимает алапаевский комплекс. В пределах описываемой площади он совместно с ордовикско-силурийскими островодужными комплексами залегает в составе тектонического покрова (аллохтона) на девонско-каменноугольных и протерозойских образованиях, поэтому в дальнейшем алапаевский комплекс рассматривается в единой ассоциации с раннеостроводужными формациями как фрагмент древнего меланократового основания энсиматической островной дуги. Кроме того, тектонические линзы ультрамафитов, с долей условности отнесенных к алапаевскому комплексу, присутствуют среди образований алабашской серии.

Верхнекембрийско-пермский (каледоно-герцинский) структурный этаж

В строении структурного этажа принимают участие осадочные, вулканогенно-осадочные и магматические СВК. Стратиграфические соотношения их с образованиями нижних этажей на описываемой территории не определены, поскольку все их наблюдаемые контакты – интрузивные или тектонические. Тем не менее, за пределами площади отмечается залегание раннепалеозойских осадков на допалеозойских комплексах с размывом и угловым несогласием [29, 39].

Формационная зональность на уровне структурного этажа связана с историей Уральского палеоокеана, Восточно-Уральских континентальных террейнов (микроконтинентов) и эпохой формирования позднепалеозойского Уральского орогена. Континентальные террейны в раннем палеозое подвержены преимущественно деструктивным процессам. В океанической структуре в это время происходит формирование океанических СВК. В позднеордовикско-позднедевонское время последовательно формируются Тагильская и Восточно-Уральская островодужные системы. Островодужный режим в поздне­девонское время (фамен) сменяется режимом активной континентальной окраины, а в среднекаменноугольное время – орогенезом. Соответственно, в составе структурного этажа выделены четыре структурных яруса – верхнекембрийско-нижнедевонский (формации ранней островной дуги на океаническом основании), нижнедевонско-верхнедевонский (формации новообразованной островной дуги на континентальном основании), верхнедевонско-среднекаменноугольный (формации активной континентальной окраины) и среднекаменноугольно-пермский (формации коллизионного орогена).

Структурно-формационное районирование палеозойских комплексов проведено на двух временных срезах – позднекембрийско-каменноугольном и пермско-триасовом [91]. Для позднекембрийско-каменноугольных образований на схеме районирования выделена Восточно-Уральская мегазона, объединяющая в своем составе СВК, сформированные на допалеозойском континентальном основании и в субокеаническом бассейне. Мегазона разделена на две структурно-формационные зоны. Основная часть территории принадлежит к Сосьвинско-Теченской подзоне Алапаевско-Адамовской СФЗ. К ней с запада примыкает Медведевско-Сухтелинская подзона Верхотурско-Ново­оренбургской СФЗ, представленная на описываемой площади лишь незначительным фрагментом в юго-западном углу. Районирование территории на пермско-триасовом временном срезе характеризует период формирования и коллапса Уральского орогена и проявления рассеянного континентального рифтогенеза фундамента Западно-Сибирской платформы. За исключением крайней северо-восточной части, площадь входит в состав Восточно-Ураль­ской СФЗ Уральской мегазоны (Кумакско-Пелымская подзона, Синарско-Лозьвинский район). Для этой части территории характерно широкое проявление в пермское время кислого магматизма и отсутствие осадочных отложений. Крайняя северо-восточная часть площади входит в состав Тобольско-Тавдинской СФЗ Зауральской мегазоны, в пределах которой формируются эрозионно-тектонические депрессии, заполняемые сносимым с приподнятых участков терригенным материалом.

Верхнекембрийско-нижнедевонский структурный ярус сложен офиолитовыми и энсиматическими островодужными формациями. В основании разреза представлены фрагменты океанической коры – ранее описанный в составе верхнерифейско-вендского структурного яруса алапаевский дунит-гарцбургит-габбровый комплекс. Далее в Алапаевско-Адамовской СФЗ разрез наращивается комплексами энсиматической островной дуги. Кремнисто-терригенно-базальт-риолитовый парагенез ДЮ О3 (белоярская свита) формируется в обстановке юной и примитивной дуги. По химическому составу основные породы парагенеза отвечают островодужным толеитам и, совместно с кислыми вулканитами, принадлежат к контрастно дифференцированной базальт-риолитовой формации. Вышезалегающая колюткинская свита терригенно-кремнистой формации (БЗ S2–3) сформирована в батиальных условиях задугового или междугового бассейна. С геодинамической обстановкой разви­той и зрелой дуги связано, очевидно, формирование интрузивной габбро-дио­рит-плагиогранитовой формации рефтинского комплекса (ДР S2–4). В Вер­хо­турско-Новооренбургской СФЗ структурный ярус представлен кремнисто-терригенно-базальтовым парагенезом новоберезовской толщи (РО О3), соответствующим геодинамической обстановке океанического спрединга. Пространственная совмещенность океанических и островодужных формаций позволяет нам рассматривать их в составе единой раннеостроводужной энсиалической структурно-вещественной ассоциации.

Девонский структурный ярус представлен позднеостроводужной (энсиалической?) структурно-вещественной ассоциацией и объединяет в своем составе СВК девонской Восточно-Уральской островной дуги. Комплексы формировались в пределах Алапаевско-Адамовской СФЗ, предположительно, на допалеозойской континентальной коре [21]. В геодинамической обстановке мелководного бассейна образована терригенно-карбонатная формация шельфа (ДР D1). Далее разрез последовательно наращивается вулканогенно-осадочными толщами (рудянской и маминской). Рудянская толща сложена вулканитами непрерывно дифференцированной базальт-андезит-дацитовой формации калиево-натриевого типа, образующими совместно с осадочными породами карбонатно-терригенно-базальт-андезит-дацитовый парагенез развитой и зрелой дуги (ДР D1–2). Маминская толща также сформирована в геодинамической обстановке развитой и зрелой дуги и представлена кремнисто-базальт-андезибазальтовым парагенезом (ДР D2–3). Вулканиты принадлежат к слабо дифференцированной базальт-андезибазальтовой формации калиево-натриевого типа. Разрез завершается карбонатно-кремнисто-терригенной формацией (БЗ D3) кодинской свиты. Формирование формации проходило в обстановке относительно мелководного междугового бассейна в франском веке на этапе завершения островодужного режима. Интрузивные образования представлены диорит-плагиогранитовой формацией (ДР D1–2) алтынайского комплекса, комагматичной вулканитам базальт-андезит-дацитовой формации серии.

Верхнедевонско-среднекаменноугольный структурный ярус представлен формациями, образованными в Восточно-Уральской мегазоне в условиях активной континентальной окраины. Смене геодинамического режима в фаменском веке предшествует аккреция Восточно-Уральских континентальных террейнов и Тагильского островодужного мегаблока к окраине Восточно-Европейского палеоконтинента [39]. Ассоциация включает в себя серию осадочных и вулканогенно-осадочных СВК, а также комагматичных с вулканитами интрузивных комплексов. В геодинамических условиях континентальных морских бассейнов сформированы устькодинская свита, известняковая толща и исетская свита (карбонатная формация БК D3–С1). Терригенно-угленосная формация (ДК С1), терригенная формация (ДК С1) (арамильская свита) и карбонатно-терригенная формация (ДК С2) (щербаковская свита) образовались, очевидно, в условиях континентальных озерно-болотных депрессий и мелководных морских бассейнов. В обстановке локального континентального рифтогенеза, возможно, сопряженного со сдвиговыми зонами, происходило формирование карбонатно-терригенно-базальт-андезит-дацит-риолитового па­ра­ге­не­за (РК С1) (бекленищевская свита) и габбро-долеритовой формации (РК С1) (смолинский комплекс). Вулканиты принадлежат к контрастно дифференцированной базальт-риолитовой формации калиево-натриевого типа. По петрохимическим особенностям они близки к породам вулканических серий активных континентальных окраин и внутриплитных центров растяжения [4]. Габбро-диорит-гранитовая формация (ВП С1) (некрасовский комплекс) образуется в обстановке вулкано-плуто­ни­ческого пояса активной континентальной окраины. В аккреционных тектонических швах начинается формирование полимиктового меланжа (Ш D3P).

Среднекаменноугольно-пермский структурный ярус в пределах описываемого фрагмента земной коры представлен ассоциацией интрузивных комплексов плутонического пояса, сформированного на стадии коллизионного орогенеза. Интрузивные массивы расположены в Восточно-Ураль­ской СФЗ Уральской мегазоны (Кумакско-Пелымская подзона, Синаро-Лозьвин­ский район), преимущественно, в пределах выступов допалеозойского фундамента, сложенного глубоко метаморфизованными породами. Образование магматических формаций ассоциации, очевидно, связано с палингенезом, которому предшествовали и сопутствовали процессы глубокого метаморфизма вмещающих пород [29]. В составе ассоциации выделены гранодиорит-гранитовая формация (ПП С2–3) (каменский комплекс), риолит-трахи­рио­ли­товая формация (ПП Р1) (урукульско-покровский комплекс), монцодиорит-граносиенит-лейкогранитовая формация (ПП Р1) (петуховский комп­лекс) и гранитовая формация (ПП Р3) (адуйский гранитовый комплекс). Коллизионные тектонические движения сопровождались формированием зон полимиктового тектонического меланжа (Ш D3P).

Мезозойско-кайнозойский структурный этаж

Структурный этаж представлен единым терригенным структурно-формационным мегакомплексом, в составе которого принимают участие терригенно-угленосная (T3µJ1), песчано-глинистая (K1), глинисто-песчаная глауконитсодержащая (K2), песчано-глинисто-опоковая (¼1), глинисто-диатомито­вая (¼2) и песчано-алеврито-глинистая (¼3µN1) формации. Эти отложения с размывом залегают на разновозрастных образованиях нижних этажей. На тектонической схеме и схеме геодинамических комплексов показана лишь песчано-глинисто-опоковая формация серовской свиты (ЧО ¼1), слагающая в Приуральской СФцЗ Западно-Сибирской мегаобласти сплошной осадочный чехол молодой эпигерцинской платформы.

СТРУКТУРНО-ТЕКТОНИЧЕСКОЕ РАЙОНИРОВАНИЕ

Тектоническое строение площади – суммарный результат воздействия разновозрастных конструктивных и деструктивных процессов на первичную структурно-формационную (палеотектоническую) зональность. Сформировавшись в разное время, в различных геодинамических обстановках и палеокоординатах, вещественные комплексы и ассоциации в течение дальнейшей эволюции претерпели ряд структурно-тектонических преобразований. Наиболее существенные изменения произошли в позднепалеозойско-ранне­мезо­зойское время в результате аккреционных и коллизионных (орогенных) процессов. Общий сценарий формирования современной структурно-текто­ни­ческой зональности представляется следующим образом.

В позднедевонское время в результате аккреции были пространственно совмещены ранее разобщенные блоки земной коры различного типа и формационного состава, что в конечном итоге привело к шарьированию океанических и раннеостроводужных комплексов на микроконтиненты. Сформировавшись, очевидно, к концу раннекаменноугольной эпохи, аккреционная зональность представляла собой в общем виде тектонический коллаж гетерогенных мегаблоков (сверху вниз).

Аллохтон. Геологические породы аллохтона оторваны от своих корней и перемещены из субокеанической структуры. Предположительно, в его составе можно выделить верхний и нижний пакеты тектонических пластин. В основании верхнего пакета залегают преимущественно ультрамафиты алапаевского комплекса, в верхней его части – островодужные магматические породы рефтинского комплекса. Соотношения их – интрузивные или тектонические. Нижний пакет сложен тектонитами по осадочным и вулканогенно-осадочным СВК раннеостроводужной ассоциации (по сути – аккреционная призма), фрагментами полимиктового меланжа и включает тела и тектонические линзы магматических островодужных образований.

Автохтон сложен комплексами двух структурно-вещественных ассоциаций – позднеостроводужной (энсиалической) и активной континентальной окраин, залегающих на блоках допалеозойского основания. Необходимо отметить, что островодужные и континентальные образования также вовлечены в процессы шарьирования и тектонического скучивания, но, поскольку предполагаются небольшие амплитуды их перемещения, мы с долей условности относим их к автохтону.

Аллохтонный и автохтонный мегаблоки разделены тектоническим швом. В подошве аллохтона (нижний пакет пластин) по осадочным и вулканогенно-осадочным СВК образуются субсогласные шву зоны рассланцевания. Шарьи­рование аллохтона послужило причиной формирования в верхней части авто­хтона (континентального мегаблока) паравтохтонного тектонического пакета. Аккреционная структура «запечатывается» раннекаменноугольными ин­тру­зиями вулкано-плутонического пояса активной континентальной окраи­ны.

На коллизионной (орогенной) стадии аккреционная тектоническая зональность «аллохтон–паравтохтон–автохтон» в значительной степени нарушена более поздними вещественными и дислокационными преобразованиями. Горообразовательные движения и внедрение массивов палингенных гранитоидов, максимально проявившиеся в западной части территории на фоне менее выраженных восходящих (или даже отрицательных) движений на востоке, формируют наложенные антиформные и синформные структуры (антиклинории и синклинории). Сквозные региональные разломы субмеридионального простирания разбивают земную кору на ряд гетерогенных блоков, объединяющих в своем составе фрагменты структур автохтона–паравтохтона, аллохтона и пронизывающие их интрузивные массивы плутонического пояса коллизионного орогена. Разломы сопровождаются субвертикальными зонами смятия и рассланцевания. Эта зональность в общем виде сохранилась до настоящего времени.

В соответствии с районированием территории листа О-41 [29], основными элементами тектонического строения описываемой площади являются структуры первого порядка Мурзинско-Адуйский антиклинорий, Медведевско-Свердловский и Алапаевско-Теченский синклинории. Границами структур служат системы Мурзинского и Асбестовского разломов сложной кинематики и Гагарский шарьяж.

Мурзинско-Адуйский антиклинорий – крупный мегаблок земной коры антиформного строения, типичная гранитогнейсовая структура купольного типа [17] в окружении сложнопостроенных гетерогенных синклинорных блоков. В структурном отношении он представляет собой сформированную на коллизионной (орогенной) стадии и в ходе коллапса орогена крупную антиформу – цепочку сближенных куполовидных брахискладок общего субмеридионального простирания. Условной границей двух наблюдаемых на площади брахиструктур является Островной разлом (1 на тектонической схеме). Западное крыло антиклинория, очевидно, срезано Мурзинским разломом (3 на тектонической схеме). Восточное крыло сложно тектонизировано по системе разветвлений Асбестовского (6 на тектонической схеме) разлома (Сусанско-Асбестовская зона смятия). В строении антиклинория принимают участие фрагменты ремобилизованного кристаллического фундамента и чехла древних платформ и верхнепалеозойские магматические комплексы вулкано-плутонического и плутонического поясов.

В ядерной части антиклинория располагается Мурзинско-Адуйский блок
(I-1-1 на схеме тектонического районирования) – выступ допалеозойского основания Уральской складчатой системы, сложенный метаморфизованными породами адуйского комплекса и алабашской серии. Метаморфические породы блока обладают вторичной расслоенностью, смяты в сложные системы линейных складок от субмеридионального до северо-западного простираний [9, 113, 149], усложняющихся вблизи Мурзинского разлома. Блок частично перекрыт пластинами тектонических пакетов аллохтона. На орогенной стадии он был прорван интрузиями плутонического пояса и затем выведен на современный эрозионный уровень.

Наиболее крупные массивы (Адуйский гранитовый, Малышевский гранит-лейкогранитовый, Каменский гранодиорит-гранитовый) осложняют восточное крыло антиформы. Адуйский массив (1 на тектонической схеме), по гравиметровым данным, представляет собой пластообразную интрузию мощностью до 12–14 км, полого погружающуюся согласно с вмещающими породами на восток, юг и север под углом 35–40° и более [9, 149]. Западный контакт массива неровный, заливистый в связи с широким развитием во вмещающих породах мигматитов, многочисленных жил и мелких тел гранитоидов, падение его пологое (до 40°) восточное. Восточный контакт с породами нижнего аллохтонного пакета четкий, с зонами роговиков, падение крутое (65°) на восток. Малышевский массив (2 на тектонической схеме) приурочен к восточному контакту Адуйского и состоит из нескольких отдельных тел клиновидной формы (размерами первые километры и вертикальной мощностью до 2 км). Их падение крутое (70–80°) на восток. Часть контактов тектонические, часть – интрузивные сложного очертания, с многочисленными апофизами во вмещающие породы. Вмещающие породы ороговикованы [149]. Каменский массив (4 на тектонической схеме) [131, 9] расположен в районе периклинального замыкания антиформы. Отмечается его пластообразная объемная форма, интрузивный западный и тектонический восточный и юго-восточный контакты с проявлением рассланцевания, милонитизации и катаклаза, восточные падения контактов (западного под углом 35–40° и восточного – 75–80°), вертикальная мощность (по гравиметровым данным) – от 4 км на юге до 5–6 км в центральной части.

Медведевско-Свердловский синклинорий представлен небольшим по площади фрагментом в юго-западной части территории. Восточной границей структуры служит Мурзинский разлом (3 на тектонической схеме). В составе синклинория выделен Фоминский паравтохтонный(?) блок (I-1-2 на схеме тектонического районирования) и перекрывающая его Заячьегорская пластина (I-2-1) нижнего тектонического пакета аллохтона. Фоминский блок (I-2-2) сложен интенсивно дислоцированными и кливажированными (вплоть до тонколистоватых сланцев) образованиями арамильской свиты и осложнен мощной (до 1,5 км) крутопадающей зоной полимиктового серпентинитового меланжа. Заячьегорская пластина сложена метаморфизованными и дислоцированными породами (сланцами) новоберезовской толщи. По восточновергентному Рассохинскому надвигу в результате аккреции она шарьирована на Фоминский блок, совместно с которым на коллизионной стадии передислоцирована в наложенной субвертикальной зоне смятия Мурзинского разлома с образованием изоклинальной складчатости, бластокатаклазитов и бластомилонитов с крутыми восточными падениями.

Алапаевско-Теченский синклинорий представляет собой сложнопостроенный мегаблок земной коры, в целом обладающий синформной структурой. Строение мегаблока в полной мере отражает вышеописанную аккреционную зональность «аллохтон–паравтохтон–автохтон». Фрагменты тектонических пластин аллохтона и автохтонно-паравтохтонные блоки, представленные на эрозионном срезе, выделены на тектонической схеме. По геофизическим данным, на глубинах 2–4 км они подстилаются легкими массами [103]. Эти массы предположительно отождествляются с допалеозойским континентальным основанием (фрагментами древней континентальной платформы). Синформную структуру мегаблок приобрел на коллизионной (орогенной) стадии и в процессе коллапса орогена при разнонаправленных складчато-блоковых движениях земной коры. На территории листа, а также на смежных площадях [109, 113], отмечается повсеместное смятие тектонических пакетов и отдельных аллохтонных пластин.

Структуры аллохтона представлены тектоническими пластинами.

Режевская (I-3-1 на схеме тектонического районирования), Шамейская
(I-3-2), Ключевская (I-3-4) и Рефтинская (I-3-6), предположительно, относятся к верхнему тектоническому пакету пластин. Режевская, Шамейская и Ключевская пластины сложены породами алапаевского дунит-гарцбургит-габбрового комплекса и в целом соответствуют одноименным интрузивным массивам. Максимальная мощность пластин, по геофизическим данным, не превышает 2–4 км [109, 113, 149]. Предполагается, что Режевская и Шамейская пластины – ранее единая аллохтонная структура, перемятая и частично эродированная на орогенной стадии. Подошвами их служат Заболотский шарьяж (7 на тектонической схеме) южной вергентности и Шамейский (9) восточной вергентности. Пластины примыкают к восточному крылу Мурзинско-Адуйского антиклинория, срезаются Асбестовским разломом (6) и частично передислоцируются в Сусанско-Асбестовской зоне смятия (2). Ключевская пластина по восточновергентному Восточно-Ключевскому разлому (5) надвинута на Брусянско-Колюткинскую (I-3-5 на схеме тектонического районирования), на западе срезана Мурзинским разломом. В строении наиболее крупной Рефтинской пластины, помимо алапаевского, принимают участие островодужные интрузивные СВК. Пластина подстилается структурами паравтохтона и нижнего аллохтонного пакета. Мощность ее, по геофизическим данным, не более 3–4 км, подошвой являются Логиновский надвиг (10), Западно-Рефтинский (11) и Измоденовский (15) шарьяжи. Тектонические ограничения пластины падают навстречу друг другу, что указывает на ее наложенную синформную структуру. На западе она срезается Асбестовским, на востоке – Алапаевско-Челябинским (17) разломами. В составе пластины выделены Баженовский (11), Западно-Рефтинский (12), Южно-Хомутинский (14), Западно-Беткуловский (15), Восточно-Рефтинский (16) и Грязновский (17) массивы. Пластины прорваны раннекаменноугольными интрузиями вулкано-плутонического пояса (Хомутинский массив – 13), средне-позднекамен­ноугольными интрузиями плутонического пояса (Курманский массив – 6) и пермскими гапабиссальными телами гранитоидов.

Брусянско-Колюткинская (I-3-5 на схеме тектонического районирования), Белоярская (I-3-7), Февральская (I-3-8) и Малышевская (I-3-3) пластины, предположительно, относятся к структурам нижнего тектонического пакета аллохтона. Они сложены вулканогенно-осадочными и осадочными толщами раннеостроводужной аккреционной призмы, содержат также в своем составе мелкие тела и тектонические линзы интрузивных пород, зоны полимиктового меланжа. Контакты слагающих пакет вещественных комплексов повсеместно тектонические, породы интенсивно дислоцированы (катаклаз, милонитизация, рассланцевание) и превращены в динамосланцы [9, 109, 113, 149].

Брусянско-Колюткинская пластина (I-3-5), представленная преимущественно изоклинально перемятыми динамосланцами белоярской толщи и колюткинской свиты, по Гагарскому шарьяжу (4) надвинута на вещественные комплексы допалеозойского основания. Тектонически перекрыта Ключевской и Рефтинской пластинами верхнего аллохтонного пакета, обнажаясь из-под них в замковой части Мурзинско-Адуйской коллизионной антиформы (на ее южном переклинальном замыкании), и прорвана средне-позднека­менно­угольными интрузиями плутонического пояса. В составе пластины присутствует Брусянский (8) гранит-плагиогранитовый массив ранне-средне­де­вонского возраста, представляющий собой обжатое тектонитами относительно жесткое тело. Массив, согласно геофизическим данным, в разрезе имеет форму тупого клина, погружающегося на восток до глубины 3 км [109]. Соотношения массива с вмещающими породами большей частью тектонические (интрузивный контакт предполагается только на северо-западе), местами вдоль контактов фиксируется серпентинитовый меланж. Интрузивные породы подверглись интенсивным катаклазу и перекристаллизации, в результате чего имеют гнейсовидную и сланцеватую текстуру.

Малышевская пластина (I-3-3) сложена дислоцированными образованиями белоярской свиты, фрагментами полимиктового меланжа с тектоническими линзами и блоками серпентинитов и габбро алапаевского комплекса. Соотношения с окружающими структурами не всегда устанавливаются, степень дислоцированности пород очень высокая. Предполагается, что Малышевская пластина подстилала Шамейскую и Рефтинскую структуры верхнего пакета на аккреционной стадии, когда протекали ранние дислокационные преобразования и формировался полимиктовый меланж. В раннекаменноугольное время меланжевый комплекс прорван Лесозаводским массивом (известны интрузивные соотношения), а на коллизионной стадии пластина вторично передислоцирована в Сусанско-Асбестовской зоне и прорвана пермскими массивами плутонического пояса.

В составе Белоярской пластины (I-3-7), помимо тектонитов (динамосланцев) по вулканогенно-осадочным образованиям белоярской толщи, присутствуют интрузивные тела и тектонические линзы пород рефтинского комплекса. Подошвой структуры является Измоденовский шарьяж, по которому пластина надвинута на Некрасовско-Маминский паравтохтонный блок
(I-3-10). В свою очередь, тектонически блок перекрыт Рефтинской пластиной верхнего пакета аллохтона, из-под которой по сложной системе западновергентного Златогоровского взбросо-надвига (13), Белоярского (12) и Рефтинского (14) разломов выведена на эрозионный уровень.

Февральская пластина (I-3-8) сложена динамосланцами по вулканогенно-осадочным породам белоярской толщи и включает зону серпентинитового меланжа. Восточным ограничением структуры служит Измоденовский шарьяж (15), по которому она надвинута на Смолинско-Алтынайский паравтохтонный блок (I-3-11). На западе срезана Алапаевско-Челябинским разломом (17). Наложенными коллизионными преобразованиями она (совместно с паравтохтонными структурами) вовлечена в Восточно-Рефтинскую зону смятия (4) и передислоцирована. Динамосланцы измяты в систему сильно сжатых субмеридиональных складок [9].

Структуры автохтона–паравтохтона. Элементами этой системы являются крупные блоки, сложенные раннедевонско-среднекаменноугольными СВК позднеостроводужной энсиалической и окраинноконтинентальной струк­тур­но-вещественных ассоциаций – Покровский (I-3-9), Некрасовско-Маминский (I-3-10) и Смолинско-Алтынайский (I-3-11). Предполагается, что комплекс автохтонно-паравтохтонных блоков подстилается легкими массами допалеозойского основания [103]. Наблюдаемые контакты блоков повсеместно тектонические, большей частью по системе восточновергентных взбросо-надвигов. Блоки частично перекрыты аллохтонными пластинами и прорваны интрузивными массивами.

Некрасовско-Маминский блок сложен вулканогенно-осадочными породами маминской толщи с отдельными тектоническими блоками вулканитов и осадков рудянской толщи. По восточновергентному Часовскому разлому (16) блок надвинут на раннекаменноугольные образования Смолинско-Алтынай­ского блока и в свою очередь на западе по Измоденовскому шарьяжу перекрыт Белоярской и Рефтинской пластинами аллохтона. Шарьирование сопровождалось милонитизацией, рассланцеванием и образованием складок волочения, причем интенсивность дислокационных, метасоматических и метаморфических преобразований в породах возрастает с востока на запад [103], т. е. от подошвы паравтохтонного блока к подошве вышезалегающего аллохтона. Блок прорван раннекаменноугольными Некрасовским габбро-диорит-гранитным интрузивным массивом и мелкими гипабиссальными телами долеритов смолинского комплекса. Некрасовский массив (18) имеет концентрически-зональное строение. Контакты его интрузивные, вмещающие образования ороговикованы. По геофизическим данным, массив прослеживается на глубину не более 3 км. Падение контактов в южной части (за пределами площади) под углами 70–80° преимущественно под массив [103], северный и северо-западный т