CC BY
64
ИЗВЕСТИЯ
ТОМСКОГО ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ ПОЛИТЕХНИЧЕСКОГО Том 65, в. 2 ИНСТИТУТА имени С. М. КИРОВА__1950 г.
Ж ГЕОЛОГИИ КЕМПИРСАЙСКОГО ГИПЕРБАЗИТОВОГО
МАССИВА
А. Г. БАКИРОВ Введение
Кемпирсайский гипербазитовый массив находится на территории Новороссийского и Стелновского районов Актюбинской области, Каз. ССР, в 70 мм к югу от г. Орска, Чкаловской области.
Массив пространственно приурочен к Орь-Илекскому водоразделу, являющемуся южным продолжением Губерлинских гор Южного Урала, Сам водораздел представляет горстовый выступ древней метаморфической толщи Урала, так называемой зоны Урал Tay. Массив вытянут в се-веро-северо-западном направлении. Длина его—70 км. Ширина варьирует от 3 до 30 км. Площадь массива 1100 км\ Сателлитом Кемпирсайского ллутона является небольшой Мамытский массивчик в северо-восточном участке района исследований.
Гипербазитовый плутон сложен апоперидотитовыми и аподунитовыми серпентинитами, отороченными по периферии габброидами. Вмещающие толщи: метаморфические породы докембрия и кембрия, сланцы и эффузн-вы силура и девона. Покровная толща: верхне-меловые и палеоценовые породы морских фаций и песчано-глинистые отложения континентального палеогена и неогена.
Этот массив до последних лет ^был мало известен в литературе. На него обратили внимание с 1930—33 гг.
Геологическим исследованием отдельных участков массива и соседних районов занимался целый ряд исследователей, однако опубликованных в печати материалов по геологии района почти нет.
Из лиц, занимавшихся съёмкой на территории массива, следует упомянуть А. А. Петренко, А. К. Конева, Ю. П. Куразову и Н. П. Хераскова.
Ряд работ принадлежит перу А. Н. Алешкова, который считает габ-броиды Кемпирсайского интрузивного комплекса более ранними относительно^ перидотитов.
В.Т1. Логинов и Н. В. Павлов [6] провели исследования структуры и хромитоносности массива. Некоторые вопросы тектрники района освещены А- Д. Зиновкиным [5].
Характеристике процессов древнего выветривания ультраосновных пород иосйящены работы И, И. Гинзбурга [3; 4] и его сотрудников, А. Н. Алешкова [I], А. А. Филимоновой и Д. Н. Кофанова (7], а также других исследователей.
Физико-географический очерк
Район работ расположен на Орь-Илекском водоразделе. Этот водораздел представляет всхолмленную горстовую возвышенность со средней абсолютной высотой в 420 м. Высота отдельных участков района исследований варьирует от максимальной в 507 м до минимальной в 340 м.
В пределах района Кемпирсвйского массива представляется возможные выделить две основных категории рельеф^, представленных слабо всхолмленной равниной и мелкосопочником.
Равнинный рельеф выражен на участках развития четвертичных» третичных и, частично, меловых отложений. Мелкосопочник встречается там» где выходят на поверхность изверженные и метаморфические горные но-роды. Среди мелкосопочника выделяются останпы древнего декрского плато. Эти останцы представляют возвышенные расчленеввые участкк местности с сохранившейся корой выветривания.
Местность—безлесная. Кустарниковая растительность (карагайнпк) и мелкие заросли ольхи, березы и тополя исключительно приурочены к берегам речек и балкам. В посёлках имеются искусственные насажден*?« тополей.
С Орь-Илекского водораздела берут начало притоки рр. Ори и Илека. Реки западной части района—Кок-пекты и Ку-агач впадают в Илек. Рекн восточной и южной частей района Тас-Сай, ДжарлыБутак, Кызыл-Каин». Мамыт, Кайракты впадают в Орь.
Реки района исследований текут в большинстве случае вкрест простирания структур, реже—по простиранию. Намечается приуроченность некоторых речных долин к тектоническим разломам широтного (рр. Кызыл-Каин, Мамыт, Шандаша) и меридионального (рр. Тас-Сай, Джарлы Бутак) простираний. Тип речной сети перистый, а местами—прямоугольный*
У рек, текуших в широтном направлении, отчетливо выражено асимметричное строение их долин. Южные склоны более обнажены и круче* чем северные. Склоны речных долин выпуклы на всем их протяжении» В устьевых участках речные долины имеют вид каньонов и узких шелей, а отсюда—геоморфологические контрасты между горным пейзажем н устьевых участках речных долин и равнинным на местности, по которойч протекают реки.
Коё-где по рр. Тас-Сай и Кызыл-Каин встречаются „подвешенные* сууие долины существовавших когда-то притоков. Аллювиальные отложения в речных долина* пользуются слабым развитием.
Резко континентальный климат района исследований, сильные ветрыг малое "количество осадков и небольшая абсолютная влажность воздуха почти на протяжении всего года являются крайне неблагоприятными факторами для образования подземных вод. В этих условиях питание последних затруднено и в основном происходит в июне и июле за счет инфильтрации воды по трещинам горных пород в период максимального выпадения осадков и наибольшего значения абсолютной влажности и, частично, весной после таяния снега.
^ Геолого-стратиграфический очерк ч
В данном очерке кратко рассматриваются главные стратиграфические,,, петрографические и тектонические особенности района наших исследований.
Стратиграфия
В районе исследований выделяем четыре основных комплекса горных пород. Первый из них представлен различными метаморфическими образованиями докембрия и кембрия, второй—основными э4фузивами н сланцами силура и девона, третий—породами габбро гипербэзитового интрузивного комплекса, четвертый—рыхлыми морскими и континентальными осадками мезозоя и кайнозоя.
Древний метаморфический комплекс докембрия и кембрия
В этот комплекс входят три толщи горных пород, сложенных кремнистыми* серицитовыми, актинолито-хлоритовыми и графитовыми сланцами К ним относятся: а) кайрактин9кая, 6) джусалинская и в) шелектинскак толщи.
Кайрактинская толща распространена в восточной части района. Она представлена мощным комплексом кремнистых сланцев с подчиненными ему слюдистыми, роговообманковыми и хлоритовыми сланцами. Мощность толщи около 5000 м.
В верхах кайрактинской толщи кремнистые сланцы перемежаются с тонколистоватыми хлоритовыми, цоизито- и серийито-хлоритовыми сланцами. Встречен горизонт темносерых мелкозернистых мраморов мощностью около 50 м.
Джусалинская толща представлена пестрым комплексом пород* срёди которых преобладающими являются веленые сланцы и сильно измененные основные эффузивные породы. Мощность толщи около 4500 м.
Для всей джусалинской толщи является характерным наличие мелкой сплоенности и гофрировки сланцев, а также невыдержанность состава пород по их простиранию.
Комплекс пород шелектинской толщи выделен в западной части района съемки. Эта толща залегает в кровле Кемпирсайского плутона и в основном представлена кремнисто-сланцевым комплексом пород. Мощность последнего примерно равна 1200 м.
Для шелектинской толщи является характерным наличие граната в некоторых разновидностях сланцев и присутствие в ее верхних горизонтах пачки графитовых сланцев.
В породах кайрактинской, джусалинской толщ много кварцевых жил» которые приспосабливаются к сланцеватости пород и нередко имеют чет-ковидное строение.
Мы не распилагали данными, которые позволили 0ы определить возраст описанных метаморфических толщ. По аналогии с северными и южными районами кайрактинскую и джусалинскую толщи относим с некоторой условностью к докембрийским образованиям, а шелектинскую—к кембрийским.
Эффузивно-сланцевый комплекс силура и девона
Сюда относятся основные эффузивы верхнегр силура—нижнего девона, а также верхнедевонские конгломераты, сланцы и известняки.
Сп ил ито-д »абазовая толща верхнего силура—нижнего девона. Породы этой толщи распространены в западном и южном участках района исследований. Эта толща сложена зеленокаменным эффузивным комплексом пород с подчиненными ему яшмами. Мощность этой свиты—(800 м.
Среди эффузивов констатированы спилиты, диабазы, диабазовые пор-фириты и альбитофиры.
Среди зеленокаменного комплекса пород, преимущественно в средней части его разреза, залегают яшмы. Они характеризуются массивностью в сложении, тонкой зернистостью и пестрой окраской (серой, темносерой, розовой, мясокрасной и темнозеленой). Под микроскопом при скрещенных николях в шлифах яшм заметны округлые пятна—следы скорлупок радиолярий. Мощность зеленокаменного комплекса пород 1200 м, а яшм—600 м.
Спилиты и диабазы залегают стратиграфически выше пород шелектинской толщи. В свою очередь эти основные эффузивы перекрываются •фаунистически охарактеризованными отложениями верхнего девона. Мы
считаем возможным параллелизовать спилито-диабазовую толщу с лито-логически схожей ирендыкской свитой верхнего силура—нижнего девона, выделенной севернее в районе исследований Н. П. Хераскова.
Конгломерато песчано-сланцевая толща. Породы этой тол-дци выходят в юго-западной части района съёмки.
В комплексе пород конгломерато-песчано-сланцевой толщи представляется возможным выделить
1) конгломераты,
2) песчаники и тонкораскристализованные эффузивы,
3) серию глинистых сланцев, переслаивающихся с известняками,
4) серию глинистых и тонкоплитчатых кремнистых сланцев.
Конгломераты состоят из окатанных галек и плохо окатанных обломков различных горных пород. Размеры галек и обломков варьируют от 8 см до 0,5 см в поперечнике. В конгломератах встречается галька кварца, диабазов, диабазовых порфиритов, спилитов, кварцевых альбитофиров, кварцевых порфиров и габбро-диабазоз.
Габбро-диабазы, встреченные в гальке, макро- и микроскопически не отличимы от аналогичных дайковьйс пород, секущих серпентинизироваа-ные перидотиты.
Глинистые и кремнистые сланцы представлены обычными разностями, а известняки—светлосерыми^мелкоз^рнистыми породами с обильной верхнедевонской фауной гониатид (по определению А. К. Наливкиной).
Мощность конгломератов около 200 м% песчаников—350 м, кремнистых и глинистых сланцев с известняками—около 400 м.
На основании фауны вЬзраст этой толщи определяется как верхне-левонский.
Габбро-гипербазитовый интрузивный комплекс девона
В нашем районе исследований широко распространены породы габбро-типербазитового комплекса. Преобладают гипербазиты, слагающие центральную часть интрузии. В их периферии—габброиды в виде прерывистой ш оторачивающей каймы.
Гипербазиты. Ультраосновные породы1) представлены апоперидо-титовыми и аподунитовыми серпентинитами. Из перидотитовых разновидностей преимущественным развитием пользуются гарцбургитовые, лерцо-литовые же встречаются редко.
В контактовой зоне с габброидами констатируются амфиболовые перидотиты.
Апогарцбургитовые серпентиниты—темнозеленые породы серых и бурых оттенков. Состоят из серпентинизированных оливина и бронзита. Наравне с массивными разностями встречаются полосчатые, чаще всего в контактовой зоне с габброидами, в которых полосы, обогащенные пироксеном или амфиболом, чередуются с полосами, обедненными им.
Аподунитовые серпентиниты—породы темиозеленого и черного цвета. Состоят в основном из серпентинизированного оливина В качестве иине-ралов-примесей присутствуют пироксен и хромшпинелиды.
В серпентинизированных дунитах и перидотитах оливин почти нацело лревращен в серпентин. Если и встречаются зерна оливина, то в количестве, не превышающем 5—20%. Пироксены баститизированы. В поле в большинстве случаев без особого труда макроскопически удается устано-
т) В тексте, во избежание повторений, мы будем употреблять как синонимы следующие названия: гипербазиты и серпентиниты, апоперидотитовые ,серпентиниты и серпен-шнизированные перидотиты, аподунитовые серпентиниты и серпентинизированные дуниты.
1>00
вить первичную перидотитовую или дунитовую природу серпентинитов, так как в них бастит довольно хорошо заметен.
Габброиды. К габброидам относится довольно разнообразный комплекс пород, представленный оливиновыми габбро, обычными габбро, ро-говообманковыми габбро, габбро-диоритами и габбро-амфиболитами.
Наиболее распространенными являются роговообманковые габбро. Эти разности, как и обычные габбро, представляют собой серые неравномерно-зернистые породы, довольно разнообразные по своим текстурным и структурным особенностям. Разнообразна и окраска: от серой для меланокра-товых разностей до светлосерой для лейкократовых.
В контактовой зоне с гипербазитами можно встретить и полосчатые габбро, в которых полосы, обогащенные плагиоклазом, чередуются с полосами, обогащенными амфиболизированным пироксеном. Встречаются массивные, гнейсовилные и сланцеватые разности.
Через роговообманковые габброиды имеются постепенные переходы к габбро-амфиболитам, содержащим местами гранат и сфен, и довольно своеобразным сланцеватым породам зеленоватой окраски, состоящим нз плагиоклаза и амфибола-эденита.
Оливиновые габбро приурочены к контактовой зоне габброидов с гипербазитами и связаны постепенными переходами как с теми, так и с другими породами.
В породах габбро-гипербазитового комплекса встречается целый ряд жильных образований, .из которых наиболее распространенными являются пироксениты, горнблендиты, габбро, габбро-диабазы и плагиоклазиты.
К истории формирования интрузивного комплекса. Согласно господствующей точке зрения, габброиды Кемпирсайского массива являются более древними образованиями относительно гипербазитов. Эти взгляды, насколько мне известно, разделяются всеми исследователями массива, в том числе А. Н. Алешковым, Н. П. Херасковым, В. Н, Разумовой, Ю. П. Куразовой, В. П. Логиновым, Н. В.Павловым, М.А. Ци-бульчиком и др. геологами.
Мы рассматриваем габброиды и гипербазиты как одновозрастные об* разования. Об одновозрастности свидетельствует, во-первых, общность шх структуры. Элементы залегания план-полосчатости и трещиноватости обоих типов пород, как правило, совпадают. Во-вторых, во взаимном контакте габброидов и гипербазитов не только нет изменения зернистости ни у тех и ни у других пород, но даже встречаются и переходные образования. К числу таковых относятся оливиновые габбро, которые связаны постепенными переходами как с обычными габброидами, так и с гипербазитами. В третьих, в эндоконтактовых зонах полосчаты как габброиды, так и гипербазиты.
Наличие мелкозернистых разностей габброидов в периферических участках интрузии дает основание полагать, что массив начал застывать с периферии. Пестрота текстурных и структурных особенностей и состава габброидов свидетельствует нам о неодновременном застывании их различных участков, происходившем в условиях тектонических напряжений, не одинаково разрешавшихся в пределах плутона.
Последующая перекристаллизация габброидов, застывших в периферии интрузивного комплекса в условиях стресса, привела к появлению кри-сталлобластйческих структур в габбро, к гнейсовидности, подчеркнувшей полосчатость, и к сланцеватости, а отсюда и большая степень метаморфизма габброидов относительно позже застывших гипербазитов.
1) Имеем в виду габброиды интрузивного комплекса, находящиеся в периферии ультраосновных пород.
Периферическое положение габброидов в интрузивном комплексе обусловило собой всю специфичность их текстурных и структурных особен ностей, а также и характер взаимоотношений с гипербазитами.
Зона контакта габброидов с гипербазитами, как тектонически ослабленная, благоприятствовала локализации в ней процессов автометаморфизма, связанных с термальной деятельностью плутона. С глубин интрузии выносились термы, содержащие алюминий, кремнезем, кальций, шелочи. титан, которые изменяли в контакте как те, так и другие породы. А отсюда—повышенная степень изменения габброидов и гипербазитов в иг контакте и появление вторичных минералов, таких как актинолит, эденит, хлорит, гранат, шпинель и сфен.
Стратиграфическое положение интрузивного комплекса. Определить возраст Кемпирсайского гипербазитового массива довольно затруднительно.
Достоверных данных, свидетельствующих о наличии интрузивных контактов между серпентинитами Кемпирсайского массива и породами верхнего девона и карбона, пока нет, В соседнем южном районе, по данным Г. И. Во-дорезова, серпентиниты прорывают фаунистически охарактеризованные отложения нижнего девона. Несколько севернее нашею района исследований констатирован прорыв мелкими сателлитами Кемпирсайского плутона фаунистически охарактеризованных отложений среднего девона (устное сообщение Н. П. Хераскова).
В соседних южных районах Г, И. Водорезов отмечает наличие галек серпентинитов в отложениях верхнего девона, В гальках фаунистически охарактеризованных конгломератов верхнего девона, обнажающихся в районе наших исследований, встречаются габбро-диабазы, не отличимые от однотипных им жильных пород, секущих серпентиниты Кемпирсайского массива.
Вышеуказанный фактический материал заставляет нас притти к выводу о связи габбро-гипербазитового интрузивного комплекса со среднедевон-ским (тельбесским) вулканическим циклом. Время внедрения—между срел-ним и верхним девоном.
Взгляды о тельбесском возрасте уральских серпентинитов, и в частности—кемпирсайских, изложены нами еще в 1941 г. в статье „О циклах тектогенеза Урала* [2]. Этих взглядов придерживаемся мы и в настоящее, время.
В последние годы Н. П. Херасков также пришел к мнейию о средне-девонском возрасте Кемпирсайского гипербазитового массива, которое высказал в личной беседе.
Большинство исследователей района, в том числе А. Н. Алешков,, Н. В. Павлов, В. П. Логинов, М. А. Цибульчик, Ю. П. Куразова и др„ Кемпирсайский плутон рассматривают как карбоновую интрузию, а Г. И» Водорезов как каледонскую, внедрившуюся на границе между нижним я средним девоном.
Комплекс рыхлых отложений мезо-кайнозоя
В районе исследований довольно широко распространены рыхлые отложения морских и континентальных фаиий. Первые из них представлены различными глауконитосодержащими песками, песчаниками, опоками, глинами и фосфоритовыми конгломератами верхнего мела и палеоцена. Континентальные фации представлены рыхлыми образованиями доюрской коры выветривания, красноиветными отложениями юры—нижнего мела, эоцена и четвертичного времени, а также олигоценовымн, неогеновыми и четвертичными песчано-глинистыми отложениями.
Тектоника
В соответствии со стратиграфическим расчленением пгрод в этом очерке рассматриваем последовательно тектонику метаморфического » эффузивно-сланцевого комплекса, затем особенности структуры гиперба-зито-габбрового плутона и тектонику покровных отложений мезо-ка#н<о~ зоя.*
Тектоника метаморфических пород
Свиты пород докембрия и палеозоя слагают собой моноклинальную толшу, падгюшую на западо-юго-запад под углом в 50—70°. Эта; моноклиналь является частью западного крыла антиклинальною поднятия зоны Урал-Тау Орь-Илекского водораздела. Восточное крыло антиклинорня лишь частично представлено в северо-восточном участке района исследований, так как в основном оно срезано меридиональным бородиновским сбросом. Западное крыло усложнено небольшой синклиналью.
В породах кайрактинской, джусалинской и шелектинской толщ развиты мелкие дополнительные складки. В верхних горизонтах джусалинской свиты мелкая складчатость переходит в плойчатость. В этих толщах встречаются и внутриформационные разрывы дополнительных складок, носящих характер взбросовых дислокаций.
В спилито-диабазовой толше, в противоположность вышеупомянутым, дополнительные складки встречаются реже, плойчатость отсутствует. Породы верхнего девона собраны в мелкие складки покровного типа, хорошо выраженные в разрезе по р. Эйссыл-Кара. Пликативные структуры верхнего силура и девона местами усложнены небольшими разрывами с хорошо выраженными поверхностями притирания.
В породах кайрактинской, джусалинской, шелектинской и спилите диабазовой толщ встречаются небольшие силлообразные тела серпентинитов и габброидов, приуроченных к ядрам мелких антиклинальных складок.
Структурные особенности габбро-гипербазитсвого интрузивного комплект
•
Габбро-гипербазитовая интрузия приурочена к западному крылу антиклинального поднятия зоны Урал-Тау. Сланцы, находящиеся в лежачем и висячем боку серпентинитов и габброидов, падают на юго-запад под углом в 50—70°. План-полосчатость габбро и перидотитов также имеет в большинстве случаев юго-западное падение, углы которого варьирукг от 60 до 90°. Элементы залегания рудных тел хромистых железняков совпадают с простиранием и падением первичной полосчатости гипербазитов.
Совпадение элементов залегания план-полосчатости интрузивною комплекса и вмещающих его пород свидетельствуют о согласном типе залегания гипербазитов и габбро по отношению к структуре моноклинали западного крыла антиклинального поднятия зоны Урал-Тау. Это дает основание рассматривать Кемпирсайский плутон как тело, круто падающее т юго-запад и приближающееся по условиям залегания к пластовой меж-формационной интрузии.
В пределах массива зона преимущественного развития аподунитовых серпентинитов расположена в его восточной части, а зона апоперидо-титовых—в его западной. Встречаются полосчатые участки, в которых отчетливо выражена перемежаемость полос дунитов и перидотитов. Видимо, в процессе становления интрузива перидотитовые разности ультраосновной магмы были отдиференциро^аны к висячему боку интрузии, а дунитовые с богатейшими залежами хромитов Донской группы—к лежачему.
Между перидотитами и дунитами в большинстве случаев существуют достеленные переходы. Наиболее обычными являются щлировые обособления дунитов в зоне преимущественного развития перидотитов и, наоборот.
Средняя мощность гипербазитового плутона примерно равна 9—10 километрам. Большая ширина южной части массива относительно северной, невидимому, обусловлена структурой сденудированных вмещающих толщ, на участке антиклинального поднятия. Следует заметить, что в юго-зосточной части массива наблюдаются также некоторые отклонения падения план-полосчатости от юго-западного к крутому юго-восточному.
В гипербазитах констатированы четыре системы трещин: первая из них имеет северо-западное простирание от 340°, вторая—северо восточное—-30°, третья—меридиональное и близкое к нему, четвертая—широтное и близкое к нему простирание. Наиболее древними являются трещины северозападного и северо-восточного простираний, молодыми—широтные. Дайки лироксенитов, горнблендитов, плагиоклазитов преимущественно приурочены к первым двум системам трещин, фиксирующим собой диагональные сколы массива; габбро, габбро-диабазы—к широтным трещинам растяжения. Меридиональные трещины, в противоположность вышеуказанным, в очень редких случаях являются вместилищами жильных пород.
Почти для каждой из систем трещин северо-западного, северо-восточного и меридионального простираний имеются парные трещины, пересекающиеся под прямым углом или близким к нему с западным и восточным падениями. В пределах хромитовых месторождений довольно отчетливо выражены эти парные трещины северо-восточного и северо западного простираний с падением на восток и запад, которые рассекают хрэмитовые тела на тектонические блоки, перемещенные друг относительно друга (месторождения „Гигант", »Спорное18, имени XX лет Каз. ССР).
В гипербазитах нередко встречаются зоны смятий, а также взбросы "а надвиги северо-западного и северо восточного простираний. Последние придают чешуйчатое строение отдельным участкам массива (верховья Кызыл-Канна, Кишкине-сая» Джангиз-агач).
Габброиды по хвоим структурным особенностям во многом напоминают гипербазиты. Полосчатость габбро и план-полосчатооть ультраосновных пород имеют одинаковые элементы залегания. В габбровых породах встречаются те же 4 системы трещин, что и в ультраосновных породах (в габбро преобладающими являются трещины северо-западного простирания с юга-ззпадным и северо-восточным падениями).
Но вместе с тем габброиды имеют и свою особенность, обусловленную их нахождением в периферической зоне интрузивного комплекса. К числу таковых относятся полосчатость и гнейсовидность габбровых ¿город, которые наиболее отчетливо выражены в габброидах в зоне контакта с гипербазнтами.
Обращает на себя внимание и резкая изменчивость текстуры и структуры габброидов. В пределах небольших участков площадью 1—4 мг можно наблюдать переходы от массивных крупнозернистых разностей через слабо гнейсовидные среднезернистые к гнейсовидным мелкозернистым (рр. Мамыт, Шелекта, Шандаша). Повидимому, такая текстурно-структурная изменчивость пород обусловлена неодновременным застыванием различных участков габбро и их неодинаковым реагированием на тектонические напряжения.
В габбровых породах встречаются зоны рассланцовки мощность!©
0,6—6 м.
Тектоника мезо-кайнозоя
Породы мезо-кайнозоя залегают горизонтально на размытом складчатом основании антиклинория Урал-Тай.
В меловых в третичных отложениях встречаются дизъюнктивные нарушения. К одному из таких дизъюнктивов следует отнести крупный меридиональный бородиновский сброс, проходящий в восточной части исследованного района. Ему обязаны тектонические контакты палеогена с серпентинитами, породами кайрактинской свиты и отложениями верхнего мела. Амплитуда сброса измеряется 60—90 м.
Молодой возраст имеют меридиональные и широтные разломы, к которым приурочены речные долины рр.Джарлы-Бугак и Кызыл Каин. Здесь вместе с гипербазитами нарушены и покрывающие их меловые породы.
Мелкие тектонические нарушения с амплитудой 6—10 м9 захватывающие верхнемеловые и палеогеновые отложения, констатированы в районе Донских месторождений и верховьях рек Эйссыл-Кара и Кызыл-Канн.
Молодые дизъюнктивные нарушения имеют послепалеогеновый возраст. Вероятнее всего они связаны с миоплиоценовой фазой альпийского тектогенеза, отчетливо проявившейся на Южном Урале.
Заключение
В данной работе кратко изложены некоторые вопросы геологии Кемпирсайского гипербазитового массива. Обращено внимание на возраст ультраосновных пород, на их взаимоотношения с габброидами и на особенности структуры габбро гипербазитового плутона. На решение этих вопросов нужно смотреть как на одну из попыток интерпретации геолсь гии Кемпирсайского ультраосновного комплекса.
ЛИТЕРАТУРА
1. Алешков А. Н.—К вопросу о возрасте „Коры выветривания4 на Южном Урале Природа, № 1, 1941.
ЛБакиров А. Г.—О циклах тектогенеза Урала, Изв. Томского индустр. ш*ст., т. 62, вып. К 1941.
3. Гинзбург И. И. и дгуг.—Древняя кора выветривания на ультраосновных ио> родах Урала, ч. I. Типы и морфология древней коры выветривания, Тр. инст. геолог наук, АН СССР, вып. 80(1), »946.
4 Гинзбург И. И.—Древняя кора выветривания на ультраосновных породах Урала, ч. II. Геохимия и геология коры выветривания на Урале, Тр. инст. геолог, наук, АЙ СССР, вып 81(2), 1У47.
5. Зиновкин А. Д.—О тектонике Кемпирсайского плутона, Советская геология, № 12, 1940.
6. Логинов В. II., Павлов Н В. и Соколов Г. А.—Хромитоносность Кемнжр-сайского ультраосновного массива на Южном Урале, Хромиты СССР, т. Н, 19 0.
7. Филимонова А. А. и К о фа н ов Д. Н. - ¿р внее выве ривание Южно-ксмяир. сажких хромит вых месторождений „Гигант", „Спорное", Тр. инст. геолог, наук« АН СССР, вып. 41(5), №41.
