CC BY
13
Nfro-SocmOK Pycrwou
Южнт) ixrna&mu CKSWHJ
Рис.4. Палеотектоническая схема рифейской седиментации (профиль по линии Татарский свод -Стерлитамак - Белорецк) Геологи чссхие структуры: 1 - Татарский свод. II -Ссрноволсхо-Абдулиио:ий аалахоген, III - Камско-Бсльсхий аалакогек Элементы бассейна: 1 -кристаллический фундамент (AR), 2 - карельский комплекс (PR,). 3 - зона рифейсхого осадконакопления
Лам»- оЛлае**»
бошихфсгии мелгм-/rtUKStHWßUÜ
I 11 | ш
EU' ÜZA2 ED*
Зона Башкирского мегантиклинория несомненно была более подвижной, чем депрессионная часть юго-востока Русской платформы, и испытывала общее значительное погружение при дифференциальных блоковых движениях фундамента и также компенсировалась осадконакоплением. Таким образом, различия блоковой тектоники платформенного фундамента обусловили форма-уионную неоднородность рифейских отложений в едином седиментационном бассейне.
Можно предполагать, что зона растяжения, к которой приурочен Башкирский мегантикли-норий, в раннем палеозое послужила местом раздвига земной коры при формировании Уральского палеоокеана.
1. Андреев Ю.В., Иванова Т.Е., Келлер Б.М. и др. Стратиграфия верхнего протерозоя восточной окраины Русской платформы и западного склона Южного Урала //Изв. АН СССР, сер. геол. - 1981.
2. Анфимов Л.В., Коророва Е.В., Огородников В.Н., Петров В.И. Источники обломочного кварца в минеральном питании песчаников айской свиты в Кусинском районе на Южном Урале //Известия Уральской гос.горно-геол.академии - 1996. - Вып.5. - С.52-56.
3. Ишерсхая М.В., Романов В-А. К стратиграфии рифейских отложений Западной Башкирии. - Уфа,
1993 (Препринт. - 36 с).
4. Камалетдинов М.А. Тектоника верхнего докембрия в районе рифейского стратотипа //Корреляция докембрия. Т.2. - М.. Наука, 1977. - С.224-235.
5. Стратотип рифея. Стратиграфия. Геохронология. - М.: Наука, 1983. - 184 с.
УЛК 551.243
По материалам китайских геологов, в истории геологического развития района Норгайской рудоносной зоны (НРЗ) можно выделить два основных этапа: геосинклинальный и континентальный. Геосинклинальный этап характеризуется накоплением прибрежно- и мелководно-морских терригенных и карбонатных толп;, которые имеют возраст предположительно от силура до триаса. Этот этап завершился орогенезом, складчатыми, разрывными и блоковыми дислокациями, низкотемпературным региональным метаморфизмом, становлением триасово-нижнеюрских диабазов, диоритов, андезитов и монцонитов. Все эти образования слагают палеозойско-нижнемезозойский структурный этаж, в пределах которого можно выделить такие структурные ярусы, как силурийский и девон-триасовый (рис.1).
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК
- N10. - С757-767.
В.Б.Боятыров
СТРУКТУРА НОРГАЙСКОЙ рудоносной ЗОНЫ (КНР, ЗАПАДНЫЙ ЦИНЬЛИНЬ)
На континентальном этапе шло дальнейшее развитие блоковых дислокаций - подновились действующие и возникли новые зоны разрывных нарушений. В этот этап сформировалась юрско-мгътаа вулкан о-плутоническая ассоциация, представленная покровами андезитов, дацигов, их твоими, туфолавами и лавобрекчиями, субвулканическими телами кислого и среднего состава. Смнми молодыми образованиями являются красноцветные отложения мела (песчаники, Ш\ »политы и др.), залегающие с размывом на более древних комплексах пород. Есе эти «юраэоеания континентального этапа слагают средне-верхнемезозойский структурный этаж.
□н ЕЪ Ни В» ЕЕП* ЕЗ» И« Е2Ь
Рис.1. Тектоническая схема района Норгайской рудоносной зоны: - красноцветные отложения мела; 2 - вулканогенные образования юры,- 3 - породы девон-триасового структурного яруса; 4 - породы верхнего силурийского подьяруса; 5 - породы нижнего силурийского подъярусл; 6 -осхийские отложения; 7 - андезитовые порфириты; 8 - лалшрофиры; 9 -диориты; 10 - диабазы; 11 - глубинные разломы; 12 - сдвиги; 13 -ориентировка парного сдвига; 14 - направления смещения блоков; 15 -геологические границы; 16 - стратиграфические несогласия; 17а -станции массовых замеров структурных элементе*;
176 - урановорудные объекты
Считается, что НРЗ развивается на фоне завершенной герцинско-индокитайской складчатости в условиях преимущественно постэрогенного сводового поднятия с неустойчивым тектоническим режимом и дифференцированными складчато-блоковыми движениями [4].
В 1992-93 гг. по приглашению Чэндусского геологического института я занимался изучением структуры Норгайской рудоносной зоны с целью к»работки критериев локального прогноза эндогенного оруденения.
Для изучения пространственных соотношений структурных элементов НРЗ был применен геометрический анализ с помощью к Б - диаграмм, использование которых не зависит от типа складок и иных особенностей структур и их ориентировки, а в сочетании с количественно-статистической оценкой разных ориентировок позволяет исследовать многие закономерности строения и развития изучаемых структур [2].
Рис.2. Я Б - диаграммы слоистости пород толщи Б - а (147 замеров) и толщи Б - 5 (166 замеров). Изолинии: 1-2-4-6-8-10-12%
Были составлены тсБ - диаграммы для рудовмещающих толп; Б-а и Э-Ь, объединенная яБ -
Анализ структурных диаграмм показал, что в районе НРЗ развиты преимущественно цилиндрические складки с одним или двумя четкими максимумами полюсов слоистости. Асимметричность максимумов свидетельствует об опрокинутом типе цилиндрических складок в силурийских толщах. Кроме того, в пределах общего поля рассеяния полюсов слоистости выделяются другие ориентировки, располагающиеся под разными углами к общему простиранию толщ. Они отражают колебания в залегании слоистости, обусловленные развитием складок иных направлений и более высоких порядков.
При нанесении полюсов слоистости пород девон-триасового возраста обнаруживается, что основные их концентрации располагаются в контурах, близких по конфигурации к изолиниям концентрации полюсов слоистости силурийских пород. Вместе с тем часть полюсов располагается в центральной части по дуге малого круга, что свидетельствует о развитии конической складчатости в породах данного структурного яруса.
Сравнение стереограмм полюсов слоистости силу- ^
рийских и девон-триасовых толщ показывает, что складчатые структуры нижнего структурного этажа НРЗ образовались в результате двух фаз тектоногенеза. В первую фазу были сформированы более пологие брахиформные складки с коническими элементами залегания (см.рис. 3,6). В следующую фазу тектогенеза в связи с развитием складчато-блоковых дислокаций развивается сжатая до изоклинального складчатость, имеющая приразломный характер. Она в основном прояви\ась в породах силурийского структурного яруса, хотя в участках развития раз-ломной тектоники захватывает породы не только вышележащего девон-триасового структурного яруса, но и средне-позднемезозойские образования (см.рис.1).
О том, что складчатость второй фазы тектогенеза носит приразломный характер, свидетельствует почти полное совпадение полюсов слоистости пород нижнего структурного этажа и полюсов сместителей разрывных нарушений рудноносной зоны (рис.4). Приразломный характер более мелкой складчатости легко определяется при наблюдениях в естественных обнажениях, особенно вблизи швов вязких разрывов или во внутренних частях шовных зон. Вблизи швов складки дезинтегрированы на отдельные фрагменты продольными разрывами.
О приразломном более позднем характере складчатости свидетельствует также изоклинальный тип складок в силурийских толщах и появление в них наложенных складок разных
диаграмма для пород девон-триасового яруса (рис.2,3,а).
Рис.3. JtS-диаграммы слоистости пород дсвон-триасового структурного яруса (185 замеров) - а и пород для участка с конической складчатостью (20 замеров) - б. Штриховкой показан сферический треугольник Р - пересечений
S
Рис.4. Стереограмма полюсов разрывных нарушений (161 замер).
Изолинии: 1-2-4-6-18%. Ось максимальных сжимающих напряжений имеет азимут простирания 56 град. Короткие стрелки показывают направления перемещения по трещинам скалывания
, совпадающих с направлением разрывных нарушений. В силурийских толщах, кроме о развит кливаж осевой плоскости в виде сланцеватости, падение которой слоистости по наблюдениям в обнажениях, как правило, крутое, »•ггории развития разломной тектоники района НРЗ можно выделить два этапа -и регрессивный. На первом этапе, в условиях подъема геоизотерм, прогрессиру-хрогрева пород, понижения их вязкости и повышения пластичности пород происходит развитие трещин сплющивания, ориентированных в основном перпендикулярно к нагрузкам. *
Мифологически это выражается в кливажировании пород, их рассланцевании, формирова-енных зон повышенной проницаемости, благоприятных для метасоматической . Так как распределение сжил\ающих нагрузок обычно неравномерное и распростра-показывают эксперименты (1), в виде волны, то эпюра изгибающих моментов будет синусоиды. Под действием изгибающих моментов в любом сечении по длине и при значении нагрузки будут проявляться как нормальные, так и касательные напряжения, в участках, где действуют положительные моменты, существовали интенсивные щие напряжения, приведшие к образованию разрывов, выполненных пластовыми диабазов и габбро-диабазов. В участках, где действовали отрицательные моменты, е напряжения были максимальными и привели к образованию трещин сплющивания, течения.
3 ^елом дорудный прогрессивный этап характеризовался заложением и развитием основной субширотных зон повышенной проницаемости, оказавших влияние на размещение их тел и развитие процессов приразломного метаморфизма с обрас-юванием разнооб-метасоматитов.
Г/од действием того же тангенциального сжатия и сдвигания, но уже на регрессивном этапе переориентировка направления плоскостей скалывающих напряжений и сформиро-разрывные нарушения северо-восточного и северо-северо-восточного направлений, опре-в целом клиновидно-блоковую структуру Норгайского тектонического блока (см.рис. 1). С развитием диагональных разрывных нарушений, имеющих ярко выраженный сдвиговый , связан новый этап трещинообразования с возобновлением старых и появлением новых проницаемости для интрателлурических растворов и тепловых потоков. На этом этапе в преимущественно хрупких деформаций в пределах ранее образовавшихся зон пронидовыполненных кремнистыми флюдизитами [3] и метасоматическими доломитами и ¡«естняками, в узлах их пересечения со сдвиговыми диагональными разрывными нарушениями вясоко развиваются катаклазиты, брекчии, реже милониты. Именно эти узлы пересечения ^г*.дных пластических и внутрирудных, преимущественно хрупких, деформаций и явились йигоприятными для локализации оруденения.
На регрессивном этапе происходит окисление рассеянного углерода, образование нескольких генераций локальных инъекционных форм углерода, а также окварцевание, карбонатизация и рвзюобразная сульфидная минерализация. Именно на этом этапе, очевидно, в результате ссоазования прочных уранил-карбонатных соединений урана последний начинает мигрировать к юнам разгрузки - брекчирования и катаклаза и откладываться в благоприятных литолого-струхтурных условиях при удалении углекислоты из растворов с образованием основной массы грана.
И, наконец, выделяется система пострудных разрывных нарушений, связанных, очевидно, с шмалайскими (в том числе неотектоническими) движениями. В послерудный период продолжайтесь дифференцированные блоковые перемещения, сопровождающиеся частичным нарушением залегания или разрушением рудных залежей в процессе выветривания и выщелачивания с -ереотложением урана и образованием участков вторичного обогащения.
На основании вышеизложенного можно сделать следующие выводы.
Формирование структуры района происходило в течение длительного времени при ведущей роли унаследованных структурных элементов. Вследствие этого на геологических картах и схемах разрывные нарушения не расчленены в возрастном отношении, так как, с одной стороны, они
■ По данным, приведенным в работе / 4], направление сжимаюищх тектонических нагрузок было ориентировано с с-с-в на ю-ю-з.
обычно закладывались, возможно, в допалеозое и раннем палеозое, а с другой, - как правило, пересекают наиболее молодые юрские и меловые отложения. Нами лишь проделана попытка выделить дорудные субширотные зоны повышенной проницаемости, образовавшиеся на про фес-си в ном этапе, системы внутрирудных разрывных нарушений диагональных направлений регрессивного этапа и пострудные, в том числе наиболее молодые неотекгонические, разрывные нарушения.
Основными структурными элементами глубинного и древнего заложения являются разрывные нарушения субширотного и северо-восточного направлений, определившие клиновидно-блоковую структуру Норгайского блока. При этом устанавливается, что внутри крупных клиновидных блоков в связи с неоднократными перемещениями одних блоков относительно других на различные амплитуды происходит более дробная дифференциация на более мелкие блоки второго порядка, а в последних на блоки еще меньшего порядка.
Известные урановорудные месторождения и рудопроявления локализуются главным образом в субширотных зонах повышенной проницаемости на определенных расстояниях от узлов их пересечения с более поздними северо-восточными нарушениями. Эмпирически установленный латеральный шаг оруденения позволяет прогнозировать урановорудную минерализацию в субширотных зонах по латерали на расстоянии 50-200 м от узла пересечения разрывных нарушений с учетом их размеров и пространственного положения.
По падению рудной зоны вертикальный размах уранового оруденения составляет не менее 1 км. Прогноз на глубину можно сделать с учетом вертикального шага оруденения в 220-250 м. Сделано предположение, что именно через такие интервалы по падению рудоносной зоны в ней появляются волнообразные флексурные перегибы с полостями отслоения, зонами дробления и брекчирования, наиболее благоприятными для локализации урановорудной минерализации.
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК
1. Гзовский М.В. Моделирование тектонических полей и напряжений //Изв. АН СССР. Сер. геоф. - 1954. - N6.
2. Заика-Новафсий B.C., Казаков А.Н. Структурный анализ и основы структурной геологии. - Киев: Вища школа. Головное изд-во, 1989.
3. Иванкин П.Ф., Назаров Н.И. Проблема восстановительного метасоматоза //Метасоматизм и рудообраэование. - М., 1984.
4. Мао Юнъ-ян и Мин Юн-мин. Кремнисто-известковисто-глинистые породы уранового месторождения в западном Циньлине (на китайском языке), 1988.
УДК 551.26
В.А.Душин
РИФЕЙСКАЯ ОФИОЛИТОВАЯ АССОЦИАЦИЯ ПОЛЯРНОГО УРАЛА
Одной из специфических особенностей геологического строения Полярного Урала является относительно широкое развитие рифейских базит-гипербазитовых ассоциаций. При этом вопрос об их формационной и геодинамической принадлежности остается предметом острых дискуссий. Начиная с работ Н.А.Сирина (1962) с теми или иными вариациями, высказывается мнение с геосинклинальном характере рифейского магматизма [6]. Впоследствии, особенно после публикаций С.Н.Иванова (1977), появилась серия статей, отстаивающая активизационную субплат-форменно-рифтогенную их прирэду [3]. Подобная диаметральность суждений сложилась прежде всего из-за недоказанности первой группой авторов наличия здесь инициальных магматитов, т.е. проявления офиолитовой ассоциации либо ее следов в рифеидах региона.
Как показали наши исследования, рифейский магматизм отчетливо подразделяется на две
32
