ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 21.10.2024
Просмотров: 92
Скачиваний: 0
образованиями ассоциирует разное эндогенное оруденение,, что также не учитывается указанными тектоническими схема ми. Из изложенного следует, что для металлогеническогопрогнозирования районирование по возрасту складчатых зон является неприемлемым, и что необходимо применять иные принципы районирования.
Рассмотрение истории геологического развития Туркеста но-Алая показывает, что в поперечном сечении геосинклинали; обнаруживается зональное развитие как магматических про цессов, так и связанного с ними эндогенного оруденения. При этом отчетливо выделяется внутренняя зона геосинклинали и окаймляющие ее периферические зоны.
Внутренняя зона занимает срединное положение в гео синклинали, отличается мощным морским осадконакоплением начальной стадии развития (03—Д2е), частной инверсией,
всреднем девоне, интенсивным внутрикоровым гранптоидным
ищелочным интрузивным магматизмом средней и поздней стадии развития (Р—Т), наибольшей мощностью земной ко ры (60—65 км). Эта внутренняя зона геосинклинали, отлича ющаяся салическим профилем магматизма, сопровождается пегматитовыми (Sn), скарновыми (W, Mo, Au, As) и гидро термальными (Au, As) месторождениями инверсионных ста дий развития, образующими здесь Туркестано-Алайскую металлогеническую зону.
Периферические зоны окаймляют с севера и юга внутрен
нюю зону и прилегают к жестким массивам (КураминскоФерганскому и Южно-Гиссарскому). Эти зоны характеризу ются меньшей мощностью земной коры, высоким стоянием ба зальтового слоя (7—20 км от поверхности), многократными излияниями базальтовых магм в демиссионные стадии (в Cm, S, Д, Ci—С2) и внедрением трещинных интрузий гипербазитов (Ci—С2) в зонах глубинных разломов. Перифериче ские зоны геосинклинали, отвечающие фемическому профилю эволюции магматизма, оконтуривают область развития телетермальных месторождений сурьмяно-ртутного рудного комп лекса, генетически связанного, по-видимому, с более глубо кими рудогенерирующими очагами в базальтовом слое зем ной коры. В контурах этих зон располагаются Южно-Ферган ская (с севера) и Зеравшано-Гиссаро-Коксуйская (с юга) металлогенические зоны (рудные пояса) .
Несколько отличную геотектоническую позицию занимает широтно ориентированная Фергано-Нуратинская металлогеннческая зона, примыкающая с севера к Южно-Ферганской сурьмяно-ртутной зоне (Карпова, I960):. В. геотектоническом1
S6
плане Южного Тянь-Шаня эта зона размещается вдоль соп ряжения геосинклинальной Фергано-Кокшаальской и геоантиклинальной Кураминской тектонических зон. Однако слабое эрозионное вскрытие зоны не позволяет точно оконтурпть'ее границы и установить более тесную связь с региональными структурами. Северная граница зоны не установлена; она на ходится где-то под мезо-кайнозойскими осадками Ферганской впадины. Южная граница зоны определяется серией разло мов вдоль южного контура верхнепалеозойского К-арачатыр- ского прогиба (Карпова, 1961). Эти разломы прослеживают ся на запад в северном подножии Нуратинского хребта, а также в северной части возвышенности Тамды в Кызыл-Ку- мах, где известны мелкие свинцовые рудопроявления (ЧенгельдыДаракия и др.).
Фергано-Нуратинская зона охватывает область развития месторождений пермо-триасового телетермального свинцово рудного комплекса. Отдельные участки этой зоны обнажаются в южном обрамлении Ферганской впадины и в северных пред горьях Нуратинского хребта в виде многочисленных проявле ний свинцовых и свинцово-цинковых руд (Уч-Кулач, Кон-и- Гут, Гузан, Кан и др.). Полиметаллическое оруденение обра зует согласные метасоматические пластовые залежи и труб чатые тела в карбонатных толщах или прожилково-вкраплен- ные жильные тела в силикатных породах.
Фергано-Кураминская металлогеническая зона всегда от носилась к Алай-Кокшаальской геосинклинальной области (Карпова, 1960). Однако теперь это представление требует пересмотра. Во-первых, устанавливается, что разрезы сред него палеозоя в Фергано-Нуратинской зоне более .сходны с североферганскими разрезами (Поршняков, 1968),.а н.е сразрезами алайского типа, как это считалось ранее. Во-вторых, в этой зоне обнаруживается нижнепермский кислый эффузив ный магматизм (риолиты), широко развитый в соседней (Ку раминской) зоне и совершенно неизвестный в ТуркестаноАлае. Наконец, полиметаллические месторождения этой зоны сходны с аналогичными месторождениями, широко проявлен ными в Кураминской области, и не характерны для АлайКокшаальской зоны.
Все эти данные позволяют исключить Фергано-Нуратин- скую металлогеническую зону из состава Алай-Кокшаальской складчатой области и считать ее южной краевой зоной Кура минской складчатой области, с которой она объединяется об щностью седиментации, магматизма и полезных ископаемых.
Всегда вызывало недоумение мнение, что в ТуркестаноАлао якобы имеет место нарушение классической пространст
7 |
2679 |
97 |
венной зональности, когда в направлении с юга на север вы сокотемпературные пегматиты и скарны сменяются сурьмя но-ртутной зоной, а затем (совершенно незакономерно) сле дует более высокотемпературная полиметаллическая зона. При новом районировании региона указанная смена орудене ния находит свое логичное объяснение: Туркестано-Алайская металлогеническая зона с высокотемпературным оруденени ем, находящаяся в осевой части геосинклинали, с севера и юга закономерно окаймляется низкотемпературными (Юж но-Ферганской и Зеравшано-Гиссаро-Коксуйскон) сурьмянортутными зонами. Фергано-Нуратинская же полиметалличе ская зона не может рассматриваться вместе с указанными зо нами в одном ряду эндогенной рудной зональности, так как она принадлежит к другой (Кураминской) геотектонической области. По-видимому, аналогичную геотектоническую пози цию занимает и полиметаллическая зона, располагающаяся к югу от Зеравшано-Гнссарской сурьмяно-ртутной зоны (в Тад жикистане).
Таким образом, в основу металлогенического районирова ния территорий должны быть положены характер и контуры развития разновозрастного интрузивного и эффузивного маг матизма, так как именно с ним генетически связано разновоз растное эндогенное оруденение. Районирование же по прин ципу разновозрастной складчатости не учитывает особенно стей распространения рудогенерирующих магматических оча гов и поэтому не может отвечать задачам металлогенического прогнозирования.
ЛИ Т Е Р А Т У Р А
Ка р п о в а Е. Д. Типы металлогенических зон Тянь-Шаня и Памира.
Вкн.: Закономерности размещения полезных ископаемых, т. III. AT.. 1960.
По р ш н я к о в Г. С. Герциннды Алая и смежных ранонов Южного
Тянь-Шаня. Л., 1968.
С. К. Керимов
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ИСТОРИИ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ САНДАЛАШСКОГО РАЙОНА
В НИЖНЕМ ПАЛЕОЗОЕ
(Срединный Тянь-Шань)
Небольшая площадь района Чаткальской складчатой зо ны (Сандалашская подзона) в значительной степени ограни чивает возможность ее палеогеографических реконструкций. Поэтому геологическая история ее может быть освещена в общих чертах для позднего докембрия и нижнего палеозоя.
В основу настоящей статьи положены результаты иссле дований автора, проводившихся в районе хребта Сандалаш в 1970—1973 гг. под руководством К. Е. Калмурзаева.
Анализ внутреннего строения Сандалашской подзоны и смежных районов, характер осадков, мощности и текстурно структурные особенности пород позволяют предполагать, что в ее позднедокембрийскр-нижнепалеозойской истории, геоло гического развития, молено наметить четыре главных этапа, соответствующие четырем периодам: позднедокембрийскому (венд-рифей), кембрийскому, нижнеордовнкскому и средне верхнеордовикскому. Жестким основанием для позднедокем- брийско-нижнепалеозойских структур, по-видимому, служил раннепротерозойский кристаллический фундамент.
В позднем докембрии на месте исследуемого района, ве роятно, начал закладываться Пскемо-Сандалашский прогиб, возникший за счет раскола единого раннепротерозойского фундамента. В каледонской структуре региона нами выделя ются Чаткалъское и Ойгаингское поднятия и разделяющий их Пскемо-Сандалашский прогиб. Докембрийские и нижнепа леозойские разрезы этих структур резко различные: сокра щенные — в поднятиях и мощные — в прогибе. Перепады мощностей достигают 2,5—3 км, что, по-видимому, трудно представить без наличия между этими структурами длитель но существовавших краевых разломов. Один из них достовер но установлен, он ограничивает Пскемо-Сандалашский про гиб с юго-востока и назван Западно-Чаткальским глубинным разломом. Разлом разделяет также Сандалашскую и Афлатунскую подзоны Чаткальской складчатой зоны (Кнауф,
99
Рис. I. Палеотектоническая схема Сандалашского района в верхнепротерозой ский период (по К. Е. Калмурзаеву и С. К. Керимову, 1972),
1 — геосинклипальный прогиб: 2 — геоантиклинальные поднятия; 3 — сов ременные выходы верхнего протерозоя; 4 — глубинные разлрмы; 5 — современ
ная речная сеть.
Г972). "С северо-запада прогиб фиксируется резким перепа дом мощностей осадков вдоль предполагаемого Пскемо-Сан- далашского глубинного разлома, впервые выделенного К. Е. Калмурзаевым и автором в 1970 г. Разлом прослеживается с северо-востока на юго-запад, примерно совпадая с направле нием р. Сандалаш. Значительная часть зоны разлома погре бена под молодыми отложениями, а в тех местах, где она про ходит в породах нижнего палеозоя, заметно выражена зоной дробления и брекчирования. Конкретное выделение этого раз лома в современной структуре района затруднительно, по скольку отдельные его отрезки залечены, а другие зачастую обновлялись и их трудно выделить среди массы каледонских и герцинских структур. 'Не всегда удается фиксировать и по ложение поверхности сместителя разлома; предположитель но она падает на юго-восток под углом 60—70°.
Осадконакопление в течение позднего докембрия, очевид но, происходило в грабенообразном Пскемо-Сандалашском прогибе, который заполнялся в основном терригенными мате риалами — конгломератами, гравелитами и песчаниками, об разующими кенгломерато-песчано-сланцевую толщу (рис. 1). Материал, по-видимому, поступал с северо-запада и с юговостока, со стороны Ойгаингского и Чаткальского поднятий. Осадконакоплению сопутствовали незначительные излияния лав основного состава. В венде создавшиеся тектонические напряжения привели к локальным поднятиям дна морского бассейна и вызвали процессы денудации с осадконакоплением узунбулакской и аяктерекской свит. Существовавший в это время бореальный климат способствовал механическому разрушению локальных выступов и образованию осадков ти па «тиллитоподббных конгломератов». Общепринятого мне ния о генезисе «тиллитов» в настоящее время не существует (Анкинович, 1961; Жуков, 1965; Королев, 1957; Калмурза- ■ев, 1963) и др. Эти породы характеризуются неотсортированностью обломочного материала. Размеры обломков варьиру ют от 0,5—1 см до 1,0 ж в поперечнике. Их состав и окатанность различные, форма утюгоподобиая. Цемент породы алев рито-глинисто-песчанистый, базальный и составляет 60—70% от общей массы породы. Преимущественным развитием поль зуются обломки кварцитов, гранитоидов, песчаников, изменен ных эффузивов. Местами количество обломков сильно умень шается и порода может быть принята за рассланцованный песчаник или серицитизированный глинисто-алевролитовый сланец.
В кембрийский период существующий орогенный режим позднего докембрия в регионе сменяется стабильной обета-*
101
/ — геосинклинальный прогиб; 2 — геоантиклинальные поднятия; 3 — соврете^ ныо выходы кембрий-нижнего ордовика; 4 — глубинные разломы; 5 — совре менная речная сеть.
новкой слабых прогибаний (Киселев, Королев, 1970). В за ложенном в позднем докембоии Пскемо-Сандалашском про гибе в течение кембрия и нижнего ордовика формировались кремнистые, углеродисто-глинисто-коемнистые и карбонат ные породы с суммарной мощностью от 350 до 500 м. Этот сложный по составу комплекс повод назван в районе оандалашской свитой (рис. 2).
В нижнем кембрии характер седиментации по сравнению с поздним докембрием существенно изменяется. Терригенная седиментация позднего докембрия сменяется биогенно-хемо- генной. Пскемо-Сандалашский геосинклинальный прогиб в период седиментации нижнеи подсвиты, очевидно, имел узкие проливообразные участки с возможными пологими заболочен ными берегами. Сравнение мощностей нижней подсвиты на разных участках региона позволяет предполагать, что на юговосточном участке области накопления (прогиба) существо вало плоское и довольно значительное подводное поднятие, обусловившее незначительное развитие, а порою и отсутствие отложений нижнего кембрия. Наибольшая мощность осадков нижнего кембрия на северо-западном участке, где существо вал режим мелководного пооливообразного морского бассей на. Характерным для нижнего кембрия является интенсивное накопление органического вещества, образующего здесь вы держанный горизонт углеродисто-кремнистых сланцев мощ ностью от 14 до 19 м. Седиментация осадков нижнего кемб рия, по-видимому, происходила в условиях жаркого климата, который способствовал развитию органической жизни в бас сейне и образованию заболоченных берегов (Калмурзаев, 1963). Здесь отмечаются ооломки спикул губок, остатки мел ких одноклеточных организмов, породы почти всегда пропи таны рассеянным органическим веществом. Состав пород, их структурно-текстурные осооенностн. изменение мощностей в разных частях бассейна свидетельствуют о том. что один из основных источников осадочного материала располагался на северо-западе района, в ппеделах юго-восточных склонов Ойгаингского геоантиклинального поднятия (Киселев, Королев,
1970).
В средне-верхнем кемОэии палеогеографическая обстанов ка в бассейне несколько меняется. Соотношение областей сно са и седиментации также изменяется. Осадки этого периода именуются карбонатно-сланпевой подсвитой и представлены в основном известняками, глинисто-известковыми сланцами с редкими прослоями глинисто-кпемнистых сланцев. В этот пе риод существенно сокращается прявное терригенного материа ла с северо-запада и в бассейне накапливаются известняки
103