ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 21.10.2024
Просмотров: 102
Скачиваний: 0
А. И. Денисов
СТАДИЙНОСТЬ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ И РУДООБРАЗОВАНИЯ В ТУРКЕСТАНО-АЛАЕ
(Южный Тянь-Шань)
Специфические особенности тектонического развития и магматизма Туркестано-Алая предопределили формирование в этом районе ряда промышленных месторождений полезных ископаемых. Условия формирования этих месторождений, за кономерности их размещения освещены в работах Б. Н. Наследова, Д. И. Щербакова, В. И. Смирнова, Н. М. Синицына, X. М. Абдуллаева, Ю. А. Арапова, Е. Д. Карповой, В. П. Фе дорчука, Н. А. Никифорова и других геологов. Специальные исследования, основанные на принципах регионального металлогенического анализа, были выполнены Ю. А. Араповым
(1953) и Е. Д. Карповой (1959).
Региональные исследования, проведенные Н. М. Синицы ным, Д. П. Резвым, Г. С. Поршняковым и другими геологами, позволили наметить основные черты истории геологического развития Туркестано-Алая, в которой процессы рудообразования занимают определенное и закономерное положение.
К настоящему времени, в результате завершения деталь ных геологических съемок и проведения поисковых работ, по лучены новые геологические данные, позволяющие заново рассмотреть палеотектоническое развитие и металлогенические особенности Туркестано-Алая.
В геологическом разрезе Туркестано-Алая отчетливо выде ляются четыре структурно-формационных этажа, строение ко торых отображает сложное и длительное геологическое раз витие региона и течение четырех крупных геотектонических периодов. Каждый из этих периодов имеет свои отличитель ные черты структурного состояния, тектонических движений, седиментации, вулканизма, интрузивной деятельности, эндо генного и экзогенного минералообразования (см. таблицу).
Докембркйско-нижнепалеозойский период (рСгп — 0 2). В
пределах киргизской части Туркестано-Адая .докембрийские
39
отложения нигде не обнажены; они повсеместно скрыты под геосинклинальными образованиями среднего и верхнего палео зоя. Кембрийские отложения отличаются кремнисто-терри- генно-карбонатным составом и небольшой мощностью — пер вые сотни метров (Поршняков, 1968). По данным В. Г. Коро лева (1960), нижний и средний кембрий здесь представлен отдаленной кремнистой формацией, сложенной темными би туминозными сланцами, известняками, песчаниками, кремни стыми сланцами; местами встречаются спилиты, диабазы и диабазовые порфириты. На некоторых участках эта форма ция несет повышенные концентрации ванадия, молибдена и фосфора. Ордовикские отложения, установленные в бассейне р. Тар, а также другие небольшие выходы их в ТуркестаноАл ае перекрыты морскими, типично геосинклинальными тол щами силура (Кухтиков, 1967).
Незначительное эрозионное вскрытие нижнепалеозойских образований затрудняет выяснение геологической истории и металлогении этого времени. Одни исследователи полагают, что в течение нижнего палеозоя территория Туркестано-Алая представляла собой геосинхлинальную зону (Карпова, 1959; Резвой, 1959). Другие считают, что нижнепалеозойская исто рия Южного Тянь-Шаня характеризуется стабильностью тек тонического режима, близкого к платформенному (Синицын,
1959, |
1960; Королёв, 1960, |
1967; Огнёв, |
1959, 1968; Вонгаз, |
1963; Попов, 1955, 1960 идр.). |
|
||
Нам представляется более обоснованной вторая точка зре |
|||
ния, |
так как с позиций |
геосинклиналыюго развития трудно |
|
объяснить отсутствие в регионе осадков |
верхнего кембрия и |
||
ордовика в начальной стадии развития геосинклинали, кото рой (стадии), как правило, свойственны всеобщее прогибание геосинклинального ложа и большие мощности осадков мор ского облика. Скорее всего, маломощные толщи нижнего и среднего кембрия представляют собой платформенные осад ки мелководных эпиконтинентальных морей и лагун, транс грессировавших с севера на краевую часть Таримской плат формы.
Средне-верхнепалеозойский период (Оз — Тз2). В этот пе риод произошло заложение, развитие и замыкание палеозой ской геосинклинали Южного Тянь-Шаня. Средне- и верхне палеозойские образования слагают геосинклинальный струк турный этаж и отличаются от пород нижнепалеозойского фун дамента меньшей степенью метаморфизма, преобладанием линейных широтных складчатых и разрывных структур, а так же развитием нескольких разновозрастных интрузивных и
4Э
связанных с ними рудных комплексов. В рамках этого струк турного этажа выделяются четыре структурно-формационных комплекса (яруса), формирование которых происходило в те чение четырех стадий развития геосинклинали.
Начальная стадия (03 — Д 2е) отвечает времени заложе ния, интенсивного и устойчивого прогибания геосинклинального ложа, сопровождавшегося формированием мощных мор ских осадочных и вулканогенных формаций.
В силуре наибольшее развитие (78% площади бассейна се диментации) получает морская сероцвгтная террйгенная (ас пидная) формация, представленная глинистыми сланцами и песчаниками. Подчиненное значение имеют морские (терри- генно-карбонатная — 11%, вулканогеннно-осадочная — спи- литовая—.8% и карбонатная—3%) формации. В нижнем дево не и эйфельском веке в связи с возрастанием дифференциро ванных движений распределение и соотношение осадочных формаций внутри единого геосинклиналъного прогиба сущест венно изменяется. Распространение аспидной формации сок ращается вдвое (38% площади седиментации), объем других формаций резко возрастает: терригенно-карбонатной — с 12 до 44%, а карбонатной — с 3 до 16%.
Формирование морских осадочных формаций сопровожда лось появлением глубинных разломов и неоднократными, но слабыми подводными излияниями основных лав спплитовой серии в пульгонской (Sj_b), яшской (Д1) и араванской (Д |— Дге) свитах Туркестано-Алая.
В осадках морской терригенно-карбонатной формации си лура отмечаются отдельные горизонты черных кремнистоуглеродистых сланцев, обогащенных ванадием, никелем, мо либденом и марганцем, а также включающих маломощные пласты каменного угля.
Интрузивные образования начальной стадии, объединяе мые в силур-девонский комплекс доскладчатых интрузивов, имеют незначительное распространение и представлены мел кими пластообразнымн и линзовидными телами габбро-диа- 'базов, диабазов, диабазовых порфиритов и габбро-диоритов, подвергшихся впоследствии зеленокаменному изменению
■(Карпова, 1960).
Эндогенные полезные ископаемые начальной стадии раз вития в Туркестано-Алае не установлены.
Ранняя стадия (fl2gv—С2ш') характеризуется контраст ностью тектонических движений. В живетском веке во внут ренней зоне геосинклинали появляются островные поднятия,
41
которые в дальнейшем неуклонно расширяются и в турнейском веке составляют уже 54% площади.
В широтных седиментационных бассейнах, разобщенных островными поднятиями, формируются породы в основном морской карбонатной формации (включая рифы), охватываю щей 35—57% площади региона. Терригенно-карбонатные, терригенные и флишоидные отложения имеют подчиненное зна чение, занимая от 8 до 21% территории. Визейский век зна менуется замиранием тектонических движений. В это время суша составляет около 40% территории, а на остальной пло щади идет равномерная морская седиментация с образовани ем чрезвычайно фациалько устойчивой карбонатной форма ции. В намюре тектонические движения возобновились, что вновь вызвало появление терригенных осадков; однако карбо натная седиментация сохраняет доминирующее значение до башкирского времени включительно. В нижнемосковское вре мя наибольшее распространение (47% площади) получает морская терригенно-карбонатная формация.
К морской карбонатной формации приурочены многочис ленные мелкие пластообразные залежи бокситовых (диаспоровых) руд, образующих три рудоносных горизонта, залега ющих на сильно закарстованных и размытых известняках среднего-верхнего девона и нижнего карбона.
Ранняя стадия геосинклинального развития характери зуется почти полным отсутствием эффузивного магматизма. Небольшие покровы диабазов, порфнритов и их туфов уста новлены лишь в шютской свите (Сщ — С2).
Интрузивные образования этой стадии, объединяемые в ннжне-среднекарбоновый комплекс доскладчатых интрузивов, также имеют незначительное распространение. Небольшие (1—5, реже 10—20 кв км) единичные пластовые интрузии и трещинные тела этого комплекса слагаются ультрабазптами (дуниты, саксониты и образованные по ним серпентиниты) или основными породами — габбро и пнроксенптами. С ука занными гипербазитами генетически связано эндогенное ору денение, представленное небольшими скарновыми месторож дениями магнетита и гематита, а также гидротермальными жильными и прожилково-вкрапленными рудопроявлениями ^халькопирита.
Средняя стадия (C2m2 — Pi1) характеризуется сменой геосинклинального погружения преимущественно восходящи ми движениями, сопровождавшимися интенсивной складчато стью и слабым региональным метаморфизмом осадков.
42
Всередине московского века накопление карбонатных осадков временно прерывается поднятием, после чего насту пает энергичное погружение и образование трансгрессивно за-, легающих очень мощных толщ обломочных пород. В конце среднего карбона морская седиментация развивалась в суб широтном морском проливе, располагавшемся между Кура- минско-Ферганской материковой сушей на севере и Зерав- шанско-Кашгарской островной сушей — на юге (поздний геосинклинальный прогиб, по Е. Д. Карповой). В высоких пред горьях Алая имели место энергичные тектонические движения главных фаз складчатости, сформировавшие структуру этой тектонической зоны. Отчетливо проявляются Зеравшанский, Туркестано-Алайский, Шураб-Вуадильский и Южно-Ферган ский региональные глубинные разломы.
Резкое увеличение денудации обусловило усиленный привнос терригенного материала, слагающего морскую, флишопдную формацию. Карбонатные осадки почти полностью отсут ствуют. Для этого времени характерно образование «дикого флиша», представленного сланцево-песчаниковыми толщами, включающими глыбы более древних известняков и кремни стых сланцев.
Вверхнем карбоне многочисленные острова центральной части региона в результате поднятия объединяются в обшир ную широтно вытянутую островную сушу, разделяющую Карачатырский и Алайский прогибы. Размываемая суша постав ляет обильный пластический материал, слагающий мощные флишевые (иногда молассовые) формации, включающие из редка маломощные пласты каменного угля.
Вначале перми островная суша еще больше расширяется,
аморское осадконакопление продолжается в тех же субши ротных прогибах. В Карачатырском прогибе отлагаются флишоидные осадки (органогенные известняки, алевролиты п глинистые сланцы), свидетельствующие о небольшом расчле нении рельефа и слабом размыве суши; в Алайском прогибе преобладают грубые терригенные отложения сероцветной мо-
дассовой формации.
В конце средней стадии развития региона, в интервале между отложениями флишоидных осадков карачатырскои свиты (Pi1) и молассовыми отложениями тулейканской сви ты (Pi2), имела место интенсивная фаза тектогенеза, про явившаяся в резкой смене осадочных формаций и структур ном несогласии между ними. Вероятнее всего, именно в эту тектоническую фазу геосинклинальные осадки Туркестано-
43
Алая были интрудированы гранитондамн ннжнеперыского комплекса позднескладчатых многофазных интрузивов.
Многочисленные интрузивы этого комплекса по составу группируются в Кичикалайскую (гранодиориты, сиенито-дио- риты, кварцевые диориты, монцониты) и Зеравшанскую (пор фировидные и мелкозернистые граниты) интрузивные провин ции (Резвой, 1959; Шинкарев, 1966). Представляется, что обе эти провинции имеют общий магматический очаг, разли чия же в составе интрузивов объясняются, по-видимому, влия нием вмещающих пород на гранитоидную магму. В Зеравшанской провинции вмещающими породами являются терригенные толщи силикатного состава, интрузивы имеют нормаль ный гранитный состав. В Кичикалайской же провинции интру зивы рвут и ассимилируют преимущественно карбонатные осадки, поэтому интрузивные образования здесь приобрета ют более основной облик.
Пространственно и, по-видимому, генетически с нижне пермскими гранитоидами связаны эндогенные проявления редкометального рудного комплекса. В пределах Зеравшанской провинции к этому комплексу относятся единичные пег матитовые рудопроявления касситерита. В Кичикалайской провинции нижнепермское эндогенное оруденение представле но скарновыми месторождениями вольфрама, мышьяка, ме ди, а также гидротермальным оруденением кобальта, висму та, свинца и цинка.
Поздняя стадия (P.2-TY ) охватывает время затухания геосинклинального режима развития и отличается преимуще ственно восходящими движениями и почти полным прекра щением седиментации.
Во второй половине ннжней перми осадконакопленпе про исходило в небольших изолированных бассейнах озерного ти па (остаточные мульды). Осадки здесь представлены красно цветной молассовой формацией, сложенной конгломератами и гравелитами, сменяющимися вверх по разрезу мелкозерни стыми песчаниками и глинами. К концу нижней перми об ласть приобрела облик слабохолмистой равнины с отдельны ми озерами, в которые сносился красноцветный материал с размывавшейся рядом суши. В это время крайне слабо про явился кислый эффузивный магматизм, отмечающийся в ви де единичных небольших покровов риолитового состава в верхах тулейканской свиты (Pi2).
Верхнепермская эпоха характеризуется континентальным режимом развития и, видимо, отсутствием каких-либо водных бассейнов. Мадыгенская свита Р2 аллювиально-болотного
происхождения включает небольшиезалежи бурого угля. В триасе имело место очень медленное поднятие, способствовав шее развитию коры выветривания.
В среднем триасе в Туркестано-Алае произошло внедре ние комплекса послескладчатых многофазных интрузивов,, представленных щелочными и субщелочными сиенитами и гранитами. Эти молодые (190—230 млн. лет} интрузии сопро вождаются оруденением редкометального рудного комплек са, представленного карбонатизированными пегматитами,, кварцево-полевошпатово-эгириновыми жилами с арсенопи ритом и пирротином.
В позднюю стадию развития региона сформировались мно гочисленные проявления телетермального сурьмяно-ртутного' оруденения, не обнаруживающие генетических связей с внутрикоровым (гранитоидным или щелочным) магматизмом.
Южно-Ферганский сурьмяно-ртутный рудный пояс не контролируется контурами верхнепалеозойских прогибов, как полагал Н. М. Синицын (1959), а приурочивается к очень про тяженной широкой (15—30 км) зоне глубинных разломов,, трассируемых на поверхности офиолитовым поясом-, повсеме стно следующим по северной периферии Фергано-Кокшааль- ской геосинклинали, вдоль сочленения ее с относительно жест ким Фергано-Кураминским массивом. По этой зоне глубинных разломов в верхние структурные ярусы земной коры неодно кратно внедрялись разновозрастные (Cm—Ci) основные эффузивы, гипербазиты (Ci—Сг), а затем (Р—Т)— рудоносные эманации и гидротермальные растворы, сформировавшие здесь, сурьмяно-ртутные месторождения. Таким образом, связь между всеми этими эндогенными образованиями была не генетиче ская, а параструктурная, когда одни и те же ослабленные тек тонические зоны глубинных разломов были многократно ис пользованы для проникновения по ним разнотипных и раз новозрастных эндогенных магматических и рудных образова ний. Пространственная приуроченность протяженных ртутносурьмяных поясов к участкам развития гипербазитов в зонах глубинных разломов неоднократно подчеркивалась многими исследователями (Карпова, 1958—1961; Федорчук, 1963 —•
1970; Никифоров, 1969 и др.).
Рассматривая размещение эндогенного оруденения в бо лее широком плане, в пределах всего Южного Тянь-Шаня п Памира, нетрудно заметить, что и здесь сурьмяно-ртутные рудные пояса неизменно располагаются в периферических ча стях геосинклиналей, как бы окаймляя среднепалеозойские жесткие массивы (геоантиклинали). Если Южно-Ферганский