В строении Южного Урала Магнитогорская зона (в литературе часто «мегазона») играет ключевую роль, поскольку история ее развития охватывает практически весь палеозой и связана с важнейшими этапами формирования уралид: от ордовикского Палеоуральского океана и девонской Магнитогорской палеоостроводужной системы до раннекаменноугольного Магнитогорско-Богдановского рифта и коллизионного Уральского орогена. Цель настоящей работы состояла в определении возможной кинематики разрывов в пределах Магнитогорской зоны в раннекаменноугольную эпоху с помощью анализа палеомагнитных данных.

Структурному анализу разрывных нарушений этого региона посвящена серия работ разных исследователей, включая и авторов настоящей статьи [Tevelev Al.V., Tevelev Ark.V., 1998; Puchkov, 2000; Znamensky, 2006; Znamensky, Znamenskaya, 2009; Tevelev et al., 2010; Tevelev, Furina, 2010; Tevelev, 2012; и др.]. Один из основных выводов многих публикаций заключается в том, что крупные разрывы в пределах Магнитогорской зоны имели главным образом сдвиговую кинематику, причем направление смещения не было постоянным, а неоднократно изменялось. В разное время преобладали то левосторонние сдвиги, то правосторонние. При этом даже синхронные локальные разрывы могли иметь различную кинематику, а смена направления смещения по сдвигам приводила к тому, что сопряженные с ними зоны транстенсии трансформировались в зоны транспрессии и наоборот. Такая ситуация может отражаться в петро- и палеомагнитных характеристиках пород Магнитогорской зоны.

Палеомагнитные данные по каменноугольному этапу Магнитогорской зоны немногочисленны. Исследования нижнекаменноугольных вулканитов Магнитогорско-Богдановского рифта, отвечающие современным требованиям, принятым в палеомагнетизме, были начаты под научным руководством М.Л. Баженова в середине второго десятилетия XXI в. Обобщение всех полученных за этот период палеомагнитных данных сделано в работе [Danukalov et al., 2018]. Было установлено, что данные имеют большой разброс как внутри точек отбора, так и на уровне статистики средних значений по объектам. Подобное распределение направлений может быть связано с влиянием сдвиговой тектоники, но не исключено и последующее перемагничивание пород в пермско-триасовое время, которое широко распространено в регионе [Golovanova et al., 2022], что существенно осложняет геодинамическую интерпретацию палеомагнитных данных. В связи с этим для восстановления кинематики сдвиговых перемещений при формировании Магнитогорско-Богдановского рифта возникла острая необходимость в получении новых палеомагнитных данных, подкрепленных петромагнитной информацией. Именно решению этого вопроса и посвящена данная работа.

Геологическая ситуация района исследований, а также методика и схема отбора проб детально описаны в статье 1 [Pravikova et al., 2025]. Всего отобрано 93 ориентированных образца, представляющих девять точек отбора, в том числе базальты (пробы 703 и 703-2), пиллоу-базальты (пробы 706-1), габбро-долериты (пробы 705 и 706-2), риодациты (проба 704), флюидальные риолиты (проба 706), дацитовые игнимбриты (проба 706-3) и вмещающие туфопесчаники (проба 703-3). Точки 703, 704 и 705 располагаются в Новоершовской, а точка 706 – в Богдановской подзоне Восточно-Магнитогорской зоны. Дополнительно были отобраны три образца для изучения методом коэрцитивной спектрометрии (пробы 703-2, 706-1, 706-2). Величина объемной магнитной восприимчивости (k) и ее анизотропия (AMS) измерялись на каппа-мосте MFK-1 (AGICO, Чехия); величина и направление естественной остаточной намагниченности (NRM) измерены на спин-магнитометре JR-6 (AGICO, Чехия) в лаборатории палеомагнетизма Геологического института (ГИН) РАН. Для выделения стабильной компоненты естественной остаточной намагниченности использовалось ступенчатое размагничивание температурой до 700 °С с шагом от 20 до 50 °С в лаборатории палеомагнетизма ГИН РАН в экранированной печи TD48 (ASC Scientific, США) с измерением величины и направления NRM после каждого нагрева. Пилотные образцы-дубли размагничивались переменным магнитным полем в лаборатории главного геомагнитного поля и петромагнетизма ИФЗ РАН на криогенном магнитометре 2G Enterprises (США) со встроенной размагничивающей установкой до 90 мТл с шагом 5–10 мТл. Методика исследований не отличалась от стандартной [Tauxe, 2010]. Для анализа палеомагнитных направлений использовался пакет прикладных программ [Enkin, 1994], применяющих стандартные алгоритмы [Kirschvink, 1980; Zijderveld, 1967; Halls, 1976; McFadden, McElhinny, 1988]. Обработка и интерпретация измерений AMS проводились при помощи программ Anisoft 4.2 и 5.1.08, а измерений остаточной намагниченности – при помощи программы Remasoft 3.0 (все программы AGICO, Чехия).

Для разделения ансамбля магнитных зерен на компоненты с различными коэрцитивными характеристиками использовался метод коэрцитивной спектрометрии на коэрцитивном спектрометре «J_meter» конструкции П.Г. Ясонова [Burov et al., 1986; Jasonov et al., 1998] в научно-исследовательской лаборатории палеоклиматологии, палеоэкологии, палеомагнетизма Института геологии и нефтегазовых технологий Казанского федерального университета (г. Казань). Коэрцитивные спектры (КС) рассчитывались по кривым изотермического остаточного намагничивания, снятым в полях до 1500 мТл с шагом 1 мТл. Разложение КС на компоненты проводилось в программе MAX UnMix [Maxbauer et al., 2016]. Диагностика выделенных компонент разложения с разными положениями максимума коэрцитивного спектра (ПМКС) выполнена в соответствии с работами [Egli, 2004a, 2004b]. Для оценки доменного состояния по [Dunlop, 2002] рассчитывалось отношение остаточной коэрцитивной силы (Bcr) к коэрцитивной силе (Bc) и остаточной намагниченности насыщения (Jrs) к намагниченности насыщения (Js) в поле 1500 мТл. В параметры Bc и Js была введена поправка за парамагнитный фон.

Скалярные магнитные параметры. Изученные породы ярко дифференцированы по магнитным свойствам, наиболее магнитны габбро-долериты (проба 705) и базальты (проба 703-2). Величина их магнитной восприимчивости варьируется от 800 до 5000·10⁻⁵ ед. СИ, NRM – от 0.5 до 1.0 А/м, при этом параметр Qn (соотношение величин остаточной и индуктивной намагниченности) близок к единице. Наименее магнитны риодациты (проба 704), флюидальные риолиты (проба 706) и туфопесчаники (проба 703-3): k от 10 до 40·10⁻⁵ ед. СИ, NRM – менее 10 мА/м, при этом, как показано на рис. 1, Qn для большинства пород несколько меньше единицы. Пиллоу-базальты (проба 706-1), базальты (проба 703) и дацитовые игнимбриты (проба 703-3) демонстрируют промежуточные значения k и NRM между сильномагнитными и слабомагнитными петротипами, при этом Qn здесь ~1. Для большинства пород наблюдается тренд фигуративных точек на диаграмме k–NRM вдоль линий равных Qn, показанный на рис. 1 и свидетельствующий о том, что магнитные свойства пород определяются в основном первичной концентрацией ферримагнетиков, а вторичные химические изменения пород невелики. Исключение представляют габбро-долериты (проба 705) и базальты (проба 703-2), для которых наблюдается субвертикальный тренд, предполагающий частичное изменение магнитных характеристик под действием химических изменений.

Анизотропия магнитной восприимчивости (AMS). Степень анизотропии магнитной восприимчивости (Pj) в целом варьируется от первых десятых долей процента до 16 %. При этом наибольшей анизотропией (7–16 %) обладают риолиты (проба 706) и игнимбриты (проба 706-3), а наименьшей (не более 2 %) – пиллоу-базальты (проба 706-1). Преобладающая форма эллипсоидов AMS – уплощенная дискообразная (T=0.014~0.943). Образцы с вытянутыми эллипсоидами немногочисленны, но они присутствуют в каждой точке отбора. В целом их количество не превышает 30 % от общего числа образцов.

Различаются три основных типа распределений главных осей AMS пород, соответствующие разным магнитным текстурам [Tarling, Hrouda, 1993].

1. Плоскостной тип магнитной текстуры показан на рис. 2. Здесь плоскостная анизотропия преобладает над линейной. В общем случае такая текстура отвечает субгоризонтальному растеканию вещества (потоки, покровы и силлы). Данный тип установлен в базальтах (проба 703), риодацитах (проба 704), туфопесчаниках (проба 703-3). Отклонение среднего направления оси K3 от вертикали может свидетельствовать о влиянии рельефа (склона) на формирование магнитных текстур слоя туфопесчаников и потока риодацитов [Bradák et al., 2020]. Тело габбро-долеритов, по всей видимости, представляет собой силл, внедрение которого происходило не совсем конформно слоистости вмещающей толщи, поскольку плоскость, в которой распределены оси K1 и K2, наклонена по отношению к плоскости напластования, а среднее направление оси K3 отклонено от вертикали. Базальты пробы 703 характеризуются так называемой «поперечной потоку» магнитной текстурой [Bradák et al., 2020]. Это двухосный эллипсоид с растянутым распределением осей K2 и K3 в направлении транспортировки материала за счет переориентации зерен во время движения потока, что указывает на его высокую интенсивность [Tarling, Hrouda, 1993]. Это хорошо согласуется с тем, что вязкость базальтовой лавы ниже, чем риолитовой, что обуславливает большую скорость ее течения. Соответственно, будет различаться и магнитная текстура этих пород.

2. Трехосный тип магнитной текстуры, показанный на рис. 3, отличается тесным группированием всех трех осей вокруг средних направлений. Такая текстура может быть связана как с перемешиванием магматического потока, так и со специфическим составом ансамбля магнитных зерен (смесь однодоменных и псевдооднодоменных частиц) [Soriano et al., 2016]. Этот тип характерен для габбро-долеритов (пробы 705 и 706-2), базальтов (проба 703-2) и игнимбритов (проба 706-3). В последнем случае трехосная магнитная текстура связана с различиями в ансамбле магнитных зерен, поскольку игнимбриты не испытывали перемешивания при формировании.

3. Магнитная текстура «даечного типа» показана на рис. 4. Такая текстура характерна для субвертикальных даек [Tauxe, 2010]. В этом случае оси K1 и K2 растянуты в плоскости дайки, а ось K3 ориентирована перпендикулярно этой плоскости. К данному типу относятся риолиты (проба 706). Таким образом, тело флюидальных риолитов представляет собой дайку. Пиллоу-базальты (проба 706-1) демонстрируют сильный разброс главных осей AMS, магнитная текстура не выражена.

Коэрцитивная спектрометрия. Разложение КС, представленное на рис. 5, показало, что во всех изученных образцах присутствуют только две компоненты: компонента A, значения ПМКС которой варьируются от 47 до 79 мТл, и более жесткая компонента B с ПМКС 106–162 мТл. Соотношение вклада компонент A и B в общий КС различно: для базальтов и габбро-долеритов доли высокоэрцитивной компоненты В сравнимы между собой и составляют ~30 % от общей величины КС, для пиллоу-базальтов эта доля – 13 %, как показано на рис. 5. Компоненты с ПМКС более 200 мТл не обнаружены. Следует отметить, что ферримагнетики в габбро-долеритах и базальтах находятся в псевдооднодоменном состоянии с содержанием однодоменных частиц от 40 до 50 % (для пробы 706-2: Bcr/Bc=2.0, Jrs/Js=0.24, для пробы 703: Bcr/Bc=2.5, Jrs/Js=0.27). В пиллоу-базальтах пробы 706-1 преобладают многодоменные ферримагнетики (Bcr/Bc=3.75, Jrs/Js=0.1), концентрация однодоменных частиц здесь не превышает 10 %.

Компонентный состав намагниченности. Размагничивание пилотных образцов переменным магнитным полем показало, что в полях более 70 мТл вектор NRM испытывает нерегулярные изменения и полного размагничивания образца не происходит (рис. 6, а). Это не дает возможности выделить характеристическую компоненту и ухудшает качество интерпретации.

По результатам температурной чистки выделяются два типа ортогональных диаграмм. В первом типе (рис. 6, б) кроме вязкой намагниченности присутствует только характеристическая компонента, полностью разрушающаяся при температуре 580–600 °С.

В образцах второго типа, наряду с характеристической высокотемпературной компонентой, присутствует и среднетемпературная компонента. На рис. 6, в, видно, что часть высокотемпературной компоненты близка по направлениям к образцам с характеристической компонентой, а среднетемпературная компонента, разрушающаяся в интервале 400–450 °С, имеет более высокое наклонение и, вероятно, связана с позднепалеозойским перемагничиванием. Явно выраженные компоненты установлены для ~55 % образцов. Для остальных образцов температурные спектры различных компонент сильно пересекаются и намагниченность не выходит на характеристическое направление, а смещается по дуге большого круга на стереограмме, что не дает возможности полностью разделить их на составляющие с помощью компонентного анализа, поэтому для определения средних направлений на уровне точек отбора использовался комбинированный анализ единичных направлений и больших кругов [McFadden, McElhinny, 1988]. В результате его применения для большинства образцов удалось выделить направления стабильной (в некоторых случаях, в том числе и характеристической) компоненты намагниченности. В табл. 1 приводятся средние направления и их статистические параметры по изученным точкам. Следует отметить большой разброс направлений внутри каждой точки, что обуславливает широкие доверительные интервалы, хотя среднее направление по точкам имеет приемлемые статистические параметры, представленные в табл. 1.

Все изученные образцы характеризуются только отрицательным наклонением, т.е. имеют обратную полярность. Тест складки в модификации DC [Enkin, 2003], представленный на рис. 7, положительный (DC slope 0.944±0.321). Максимум кучности при пропорциональном распрямлении складки [Watson, Enkin, 1993] достигается при поправке ~110 % за наклон пластов, что показано на рис. 7, в. Тест складки в модификации «только по наклонению» [Enkin, Watson, 1996], представленный на рис. 7, г, дает максимальную кучность при 90–100 %-ном распрямлении складки, при этом значения кучности существенно выше. Это позволяет предполагать, что намагниченность имеет доскладчатую природу, а значительный разброс средних направлений по точкам связан с горизонтальными перемещениями блоков. По средним направлениям доскладчатой намагниченности для каждой точки были рассчитаны координаты палеомагнитных полюсов, суммированные в табл. 2.

Изученные породы березовского комплекса Магнитогорской зоны сохранили первичную палеомагнитную информацию. Об этом косвенно свидетельствуют отличия в скалярных магнитных характеристиках петротипов в составе комплекса, отвечающих различным этапам магматизма.

Магнитная текстура пород, установленная по результатам анализа AMS, для большинства точек является первичной. Об этом свидетельствует степень анизотропии и характер распределения главных осей AMS, которые не типичны для деформированных пород. Более того, все три вида магнитных текстур соответствуют первичным текстурам, возникающим при формировании вулканогенно-осадочных и вулканических/магматических комплексов [Tarling, Hrouda, 1993]. Следует отметить, что в породах с трехосными эллипсоидами ферримагнетики представлены смесью однодоменных и многодоменных зерен, что согласуется с современными представлениями [Černý et al., 2020]. На каждом изученном нами объекте тип магнитной текстуры соответствует морфологии тел, определенных по результатам полевых наблюдений. Исключение представляют пиллоу-базальты пробы 706-1 с большим рассеянием направлений главных осей AMS. Такой сложный характер магнитной текстуры может объясняться несколькими факторами: низкими величинами магнитной восприимчивости и степени ее анизотропии, отбором образцов как из лавовых подушек, так и из подводящих каналов к ним, а также возможным вторичным изменением пород. Однако, как видно из табл. 1, присутствие в образцах из этой точки доскладчатой компоненты намагниченности не позволяет предполагать полное уничтожение первичной петромагнитной и палеомагнитной информации в пиллоу-базальтах.

ПМКС обеих компонент разложения коэрцитивных спектров имеют близкие значения во всех изученных образцах. ПМКС компоненты A составляют 47–76 мТл, ПМКС компоненты B – 106–162 мТл. Судя по значениям ПМКС, наиболее вероятным носителем компоненты A является мелкозернистый магнетит [Egli, 2004a], с компонентой B ситуация более неоднозначная. Магнитные зерна с подобными значениями ПМКС (108–159 мТл) встречены в современных эоловых осадках Европы, где они идентифицируются как маггемитизированный магнетит или многодоменный гематит [Larrasoaña et al., 2021], что, вероятно, связано с поверхностным окислением магнетита. Вклад компоненты B не превышает 30 % от общего КС, т.е. намагниченность, связанная с магнетитом, преобладает и может быть выделена из общей суммарной намагниченности.

Двухкомпонентные спектры с близкими значениями ПМКС (средние значения компоненты 1–46 мТл и компоненты 2–106 мТл) известны из неизмененных океанических базальтов Западно-Индийского подводного хребта. В тех же базальтах, но измененных вторичными процессами, появляется третья компонента – с ПМКС 590 мТл [Wang et al., 2021], которая в породах березовского комплекса отсутствует. Сходство ПМКС компонент неизмененных базальтов океанического дна и березовского комплекса и отсутствие в обоих случаях высококоэрцитивной компоненты, связанной с вторичным гематитом, позволяют предполагать хорошую сохранность вулканитов березовского комплекса и, соответственно, палеомагнитного сигнала в них.

Кроме петромагнитных данных палеомагнитная надежность подтверждается тестом складки. В совокупности палеомагнитные данные отвечают первым четырем из семи критериев палеомагнитной надежности по Р. Ван дер Ву [Van der Voo, 1990], что позволяет использовать рассчитанные нами полюсы для геодинамических построений.

В табл. 3 и на рис. 8 показано сравнение полученных нами палеомагнитных полюсов с референтной траекторией кажущегося движения палеомагнитного полюса (ТКДП) для Балтики [Torsvik et al., 2012]. Обнаруживается значимое отличие среднего полюса березовского комплекса от полюса ТКДП на 350 млн лет, что предполагает существенные горизонтальные перемещения блоков относительно друг друга. Однако такое сравнение полюсов представляется нам не совсем корректным, поскольку для построения кривой ТКДП в интервале раннего – среднего карбона использована сплайн интерполяция всего по трем палеомагнитным определениям (для 332, 335 и 396 млн лет), выполненным по территории Британских островов [Torsvik et al., 2012]. Более статистически обоснованным представляется средний полюс для раннего карбона (турне – визе) Восточно-Европейской платформы (ВЕП), рассчитанный по данным из сводок [Iosifidi, Mikhailova, 2017; Iosifidi et al., 2018, 2019], но и здесь, как следует из рис. 8 и табл. 3, угловое расстояние между полюсом ВЕП и полюсом березовского комплекса значительно, и последний сдвинут в том же юго-восточном направлении.

Кроме горизонтальных перемещений блоков, такое расхождение полюсов можно было бы объяснить влиянием позднепалеозойского перемагничивания, широко развитого на территории Южного Урала. Согласно обобщенным данным по Южному Уралу [Golovanova et al., 2022], полюсы перемагничивания в этом регионе концентрируются вокруг полюса ТКДП Балтики [Torsvik et al., 2012] с возрастом 290 млн лет. Как видно из табл. 3 и рис. 8, полюс березовского комплекса значимо отличается от этого положения и смещен относительно него уже не в ЮВ, а в СВ направлении. Это позволяет предполагать слабый вклад перемагничивания в направление выделенной для березовского комплекса доскладчатой компоненты намагниченности. Это также косвенно подтверждается и тестом складки без учета склонения векторов: кучность в этой модификации теста гораздо выше, чем кучность при классической постановке теста, что свидетельствует о более сильном разбросе средних значений намагниченности по склонению, чем по наклонению. При частичном пермско-триасовом перемагничивании должна наблюдаться противоположная картина, поскольку пермско-триасовое и раннекаменноугольное направления в регионе близки по склонению и различаются по наклонению.

Следует отметить, что расхождение в палеоширотном положении березовского комплекса Магнитогорского блока по данным настоящей работы (11.5°) и восточного края ВЕП, полученного путем пересчета полюсов нижнего девона из работ [Iosifidi, Mikhailova, 2017; Iosifidi et al., 2018, 2019; Torsvik et al., 2012], (табл. 3) на координаты района исследований, не превышает 4 и 11° соответственно. Это хорошо согласуется с мнением авторов работы [Golovanova et al., 2018], что Магнитогорский блок находился не далее 1000 км от края континента.

Наибольший интерес представляет сравнение раннекаменноугольного палеомагнитного полюса, полученного по базальтам Магнитогорско-Богдановского грабена на участках к северу от района наших исследований [Danukalov et al., 2018], и полюса по березовскому комплексу, представленных в табл. 3 и на рис. 8. Полюс, рассчитанный по базальтам Магнитогорско-Богдановского грабена (рис. 8, полюс 5), значимо отличается от среднего раннекаменноугольного полюса ВЕП (рис. 8, полюс 3) и расположен к северо-западу от него, тогда как полюс березовского комплекса (рис. 8, полюс 1) расположен к юго-востоку от полюса ВЕП. Такое различие трудно объяснить простым перемещением тектонических блоков, не допуская раскола Магнитогорско-Богдановского грабена на две части, перемещающиеся в разные стороны, что, конечно, маловероятно.

Если рассматривать не средний полюс, а отдельные полюсы по точкам отбора, то можно заметить некоторые закономерности. Большие разбросы направлений внутри точек отбора отмечены как для вулканитов березовского комплекса, так и для вулканитов в северной части Магнитогорско-Богдановского грабена. Такие разбросы обычно не характерны для вулканических комплексов. Это сходство в распределении направлений внутри единой структуры может указывать на то, что большие разбросы на уровне точек отбора являются характерной особенностью пород на данном объекте и обусловлены спецификой формирования пород в тектонически активной области.

Как видно на рис. 9, разброс самих полюсов также очень велик, при этом полюсы Магнитогорско-Богдановского грабена отчетливо делятся на две обособленные группы. По положению относительно среднего полюса ВЕП (сводка данных А.Г. Иосифиди с коллегами, приведенная в табл. 3) условно назовем их северо-восточной и юго-западной. Все три группы полюсов (березовский комплекс, северо-восточная и юго-западная) имеют характерное вытянутое (так называемое «банановое») распределение, при котором полюсы располагаются вдоль дуги большого круга, а доверительные интервалы крайних полюсов пересекаются. В юго-восточную группу попадают 11 полюсов из 21, в северо-западную – 7. Только три полюса не подчиняются выявленным закономерностям, они исключены из дальнейшего анализа.

Результаты вычисления направлений, соответствующих нормалям к большим кругам, для всех групп палеомагнитных полюсов приведены в табл. 4.

Очевидно, что нормали к большим кругам березовского комплекса и юго-западной группы в пределах доверительных интервалов совпадают, что предполагает их принадлежность к одной генеральной совокупности. Действительно, совместный анализ этих двух групп полюсов обнаруживает хорошее соответствие одному и тому же большому кругу, показанному на рис. 10, а, и в табл. 4. Полюсы северо-восточной группы представлены на рис. 10, б, и в табл. 4, они так же хорошо соответствуют дуге большого круга, но ее пространственное положение несколько иное – угловое расстояние между нормалями к кругам для двух групп полюсов составляет 13.1±6.2°. Такое сходство в ориентировке больших кругов указывает на близкий механизм, приведший к формированию «банановых» распределений раннекаменноугольных палеомагнитных полюсов вулканических комплексов Магнитогорско-Богдановского грабена.

Поскольку использованные палеомагнитные данные получены по вулканическим породам, можно исключить влияние эффекта занижения наклонения, характерного только для осадочных пород, в качестве механизма образования «бананового» распределения. Более вероятным, по нашему мнению, представляется механизм дифференциальных локальных вращений малых тектонических блоков, расположенных внутри зоны эшелонированных сдвигов. Подобные распределения были установлены в пределах системы эшелонированных правосторонних сдвигов в девонских комплексах Западной Тувы [Bachtadse et al., 2000; Kazansky, 2002] и раннемеловых комплексах Забайкалья [Pavlov, 2015].

Структурная позиция. Дифференциальный характер вращения блоков в пределах Магнитогорско-Богдановского грабена может быть обусловлен формированием раннекаменноугольных вулканитов в обстановке простого сдвига, т.е. преобладания тангенциальных напряжений. В этом случае формирование эшелонированных сдвигов будет происходить в соответствии с моделью В. Риделя [Riedel, 1929], предполагающей разнонаправленную кинематику разрывов.

Все изученные пробы были отобраны примерно на широте Богдановского гранитоидного массива с двух сторон от Карабулакского взбросо-сдвига: пробы 703, 704, 705 – восточнее разрыва, а серия проб 706 – западнее. Структурная обстановка в районе отбора проб определяется именно их расположением в зоне Карабулакского разлома. Кинематика этого разлома изменялась во времени в соответствии с общей кинематикой шовных зон (Уйско-Новооренбургской и Копейской), ограничивающих крупнейшие мегазоны Южного Урала [Tevelev, 2012]. В раннем карбоне шовные зоны имели левостороннюю кинематику, а в перми и триасе – правостороннюю.

В современной структуре Карабулакский разлом имеет отчетливую правосдвиговую компоненту, которая фиксируется по правостороннему смещению Восточно-Уральского гранитоидного массива с амплитудой 5–6 км. Кроме того, изучение среднетриасового Чекинского массива щелочных гранитоидов, расположенного в зоне Карабулакского разлома, показало, что он формировался как сдвиговый магматический дуплекс [Tevelev Al.V., Tevelev Ark.V., 1999] в правосторонней зоне транстенсии [Tevelev, Furina, 2010; Shestakov et al., 2024]. Помимо этого, правосторонняя кинематика реконструируется и по отдельным мезоструктурным элементам [Tevelev, 2012]. Таким образом, начиная, по крайней мере, с триаса Карабулакский разлом представлял собой правый взбросо-сдвиг.

Кроме того, более ранняя история Карабулакского взбросо-сдвига описана и в работах [Znamensky, 2006; Znamensky, Znamenskaya, 2009]. Этот взбросо-сдвиг примерно соответствует разлому, который ограничивает с запада так называемую «восточную сдвиговую зону» этих авторов. В упомянутых работах показано, что в среднем карбоне этот разлом был элементом структурного парагенеза «мегадуплекса растяжения» и имел левостороннюю кинематику. Кроме того, левосдвиговая кинематика зоны Карабулакского разлома фиксируется и по единичным мезоструктурным элементам [Tevelev, 2012].

Таким образом, зона Карабулакского разлома в разное время имела разную кинематику, а возможно, сдвиги разной кинематики в какое-то время формировались и одновременно. Однако в любом случае зона развивалась в механической обстановке простого сдвига, что предполагает формирование серии синтетических и антитетических сдвигов Риделя. В отличие от деформационной обстановки чистого сдвига, в которой блоки перемещаются параллельно самим себе, обстановка простого сдвига предполагает непременное вращение смещаемых блоков. Судя по расположению мезоструктурных элементов, отражающих смену кинематики, зона влияния разлома была достаточно широка, и в нее наверняка были вовлечены объекты, в которых были отобраны пробы. Такая ситуация предполагает возможность смещения этих объектов от их первоначальных координат как в среднем карбоне (левосдвиговое), так и гораздо позднее (правосдвиговое), а также вращение этих блоков.

Механизмы вращения блоков в сдвиговых зонах описаны в нескольких работах, начиная с самого В. Риделя. В частности, Уэлс и Хеллер [Wells, Heller, 1988] предлагают даже два механизма, показанных на рис. 11. Один из них близок к механизму, разработанному Риделем («домино», показан на рис. 11, б), а другой является оригинальным («шарикоподшипник», показан на рис. 11, а). Механизм типа «домино» объясняет вращение удлиненных блоков и их смещение по серии антитетических локальных сдвигов. Механизм «шарикоподшипник» более подходит для реконструкции вращения небольших изометричных в плане блоков.

Кроме того, часто области сдвиговых деформаций сами по себе разделяются на однородные деформационные домены. Это обычно происходит в системах субпараллельных разнонаправленных сдвигов, причем пространственная непрерывность и связность деформаций в них обеспечивается вращением блоков вокруг вертикальной оси [Tevelev, 2005]. Зоны, в которых левые и правые сдвиги действуют одновременно, как правило, разделяются на домены, содержащие разломы только одного типа. Согласно экспериментам [Garfunkel, Ron, 1985], разломные блоки в такой ситуации остаются в контакте друг с другом, а вся зона – в соответствии с окружением, как показано на рис. 12.

Вращение таких сдвиговых доменов (размером в первые километры) подтверждено и палеомагнитными исследованиями [Sonder et al., 1994]. Угол вращения доменов может составлять десятки градусов около генеральной сдвиговой зоны, а скорость вращения – от 1 до 12° за миллион лет. Такая деформация будет представляться квазинепрерывной, если рассматривать ее в масштабе больше чем 10 км.

Петромагнитные свойства вулканических пород березовского комплекса не претерпели существенных изменений с момента образования и сохранили, хотя бы частично, доскладчатое направление намагниченности и, следовательно, могут использоваться для интерпретации различных характеристик комплекса. Об этом свидетельствуют: а) различия в распределении скалярных магнитных характеристик для изученных петротипов; б) практически одинаковый состав ансамбля ферримагнетиков для всех изученных петротипов, в котором присутствуют две компоненты (ПМКС ~50–70 и 100–160 мТл), характерные для неизмененных базитов, но отсутствуют высокоэрцитивные компоненты (ПМКС >500 мТл), характерные для гипергенных изменений пород; в) низкая степень AMS и первично-магматические магнитные текстуры пород, отвечающие морфологии вулканических тел, определенных по результатам полевых наблюдений.

Намагниченность вулканитов березовского комплекса по данным терморазмагничивания содержит две компоненты: среднетемпературная компонента разрушается в интервале 400–450 °С и, вероятно, связана с позднепалеозойским перемагничиванием; высокотемпературная компонента доскладчатая и, вероятно, наиболее близка к первичной.

Палеомагнитные полюсы, рассчитанные по направлениям доскладчатой компоненты, распределяются вдоль дуги большого круга («банановое» распределение), и средний полюс не совпадает с имеющимися в литературе средними полюсами для раннего карбона ВЕП [Torsvik et al., 2012; Iosifidi et al., 2019].

Совместный анализ палеомагнитных полюсов Магнитогорско-Богдановского рифта из настоящей работы и данных из работы [Danukalov et al., 2018] обнаруживает сходство «банановых» распределений полюсов в регионе, которые образуют две группы, распределенные вдоль двух различных по ориентировке больших кругов, что свидетельствует о существенных сдвиговых перемещениях внутри рифта.

Таким образом, полученные данные свидетельствуют о сложной истории формирования Магнитогорско-Богдановского грабена, связанной со знакопеременными сдвиговыми деформациями. Судя по данным, изложенным в работе [Salikhov, Yarkova, 1992], в пределах грабена чередуются локальные участки с различным соотношением осадочных и вулканогенных пород: от полностью авулканических до участков с резким преобладанием вулканитов. В свете полученных нами данных такая ситуация находит довольно простое и логичное объяснение. Формирование участков присдвигового растяжения (транстенсия) активировало вулканическую деятельность и накопление относительно мощных пачек вулканитов. Вместе с тем формирование участков присдвигового сжатия (транспрессия) способствовало обмелению отдельных частей бассейна и карбонатному осадконакоплению. Такое чередование могло иметь место как при постоянном знаке смещения по сдвигу за счет чередования попутных и встречных его изгибов, так и при смене знака движения по сдвигу за счет трансформации участков транспрессии в участки транстенсии и наоборот [Tevelev Al.V., Tevelev Ark.V., 1999; Tevelev, 2005].

Авторы признательны доктору геолого-минералогических наук В.Н. Удачину за помощь в проведении аналитических работ. Авторы благодарны В.Ю. Водовозову за помощь в подготовке каменного материала. Авторы выражают искреннюю благодарность И.В. Головановой и анонимному рецензенту за конструктивные замечания и предложения по улучшению текста статьи.

Вклад авторов в подготовку публикации: Н.В. Правикова, А.Ю. Казанский, А.В. Тевелев – по 20 %; Е.А. Володина, А.А. Тихвинская, Е.В. Коптев, П.А. Шестаков – по 10 %.

Authors’ contribution to manuscript preparation: N.V. Pravikova, A.Yu. Kazansky, A.V. Tevelev – 20 % each; E.A. Volodina, A.A. Tikhvinskaya, E.V. Koptev, P.A. Shestakov – 10 % each.

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью. Авторы прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript. The authors read and approved the final manuscript.