книги из ГПНТБ / Москалева, С. В. Гипербазиты и их хромитоносность

К доуралидам им отнесены до-

Урала. На схеме (рис. 2), пред­ ставляющей собой облегченную

странение и занимают значи­ тельную площадь, соизмеримую с площадью собственно уралид, причем доуралидами сло­ жены области крупнейших геоантиклинальных поднятий Урала, тогда как уралидами заполнены лишь узкие геосинклииальные прогибы внутри и по периферии геоантиклинориев. Близких представлений придерживается К. П. Плюс-

нпн [190].

А. А. Пронин [193—195],

также установив, что все антиклинории Урала сложены до­ уралидами преимущественно архейского возраста, а синклииории — поздними каледонидами и варисцидами, пришел к выводу о том, что блоки древних пород, слагающих антиклипории Урала, являются выступами фундамента, на ко­ тором была заложена Уральская геосинклиналь. Присутствие же выходов докембрийских

Рис. 2. Тектоническая схема Урала (по Н. П. Хераскову и А. С. Пер­ фильеву [250]).

1 — Русская платформа; 2 — краевые про­ гибы; з — доуралиды; </ — уралиды.

32

пород не только в зоне Башкирского антиклинория и Уралтау, отгра­ ничивающих миогеосинклинальнуто область от собственно эвгеосинклинальной, но и в более восточных областях собственно эвгеоспнклинали (Восточно-Уральское поднятие и др.) является одним из доказательств того, что и в более восточных районах Урала докембрнйский фундамент находится на небольших глубинах. Это пред­ положение А. А. Пронина подтверждено Н. Г. Берлянд [21], которая,, анализируя геофизические данные, установила, что в пределах восточного склона Урала выделяются только две глубинные струк­ туры — Магнитогорский синклииорий и Урало-Тобольский интрагеоантиклинал. Синклинории, картирующиеся на поверхности последнего, представляют собой лишь локальные неглубокие струк­ туры III порядка, ложащиеся на тот же фундамент, который свой­

в результате которого произошло дробление единой Русско-Сибирско- Китайской платформы п возникновение раннепалеозойского и рифейского Урало-Саянского поясов. Однако появление современного собственно уральского геосинклинального плана Урала А. А. Про­ нин, как и другие исследователи, связывает с позднерифейской каледонской складчатостью, причем формирование палеозойских геосинклинальных прогибов, по его мнению, «.. . происходило, по-видимому, тем же путем, что и докембрийских, т. е. рифтовым обрушением эпибайкальской платформы и перемещением образовав­ шихся блоков земной коры в вертикальном направлении. В это время заложились все прогибы, развивавшиеся в каледонский и варисцийский тектонический циклы как местные геосинклинали» [195, с. 18].

Все гипербазиты Урала можно подразделить на ряд поясов. В единый пояс нами объединяются только те гипербазитовые мас­ сивы, которые образуют вытянутые цепочки тел, залегающих в единой тектонической зоне. Анализируя структурное положение таких поясов, можно видеть, что все они приурочены к границам позитивных н негативных структур Урала. В соответствии с тектони­ ческой схемой, разработанной А. А. Прониным, с запада на восток нами выделяются следующие гипербазитовые пояса Урала (см. рис. 1).

Западный, или Кракинский, расположенный па границе Зилаир- ско-Вишерского синклинория с зоной Уралтау. К нему относятся массивы Барановский, Тирлянский, Крака, а также массивы Сакмарского поднятия.

Главный, или Кемпирсайский, отграничивающий антиклинорий Уралтау от эвгеосинклинальной области Урала. Этот пояс имеет региональное протяжение и прослеживается почти сплошной цепью тел, прерывающейся лишь на Среднем Урале, от Кемпирсайского массива (Мугоджары) на юге до Ходатинского массива на Полярном Урале.

Серовско-Миасско-Кацбахский, проходящий но границе восточ­ ной окраины Тагильско-Магнитогорского синклинория с Восточно-

Уральским антиклинорпем. Если принять положение А. А. Пронина ■о том, лто Свердловско-Аятская синклиналь является восточной виргацией Главного Уральского мегасинклинория (ТагильскоМагнитогорского), то обрамляющие ее гипербазитовые пояса являются ветвями Серовско-Миасско-Кацбахского пояса.

Алапаевско-Татнщевскнй, проходящий вдоль восточной границы Восточпо-Уральского антпклшюрия и, как и предыдущий, разделяю­ щийся па ряд частных ветвей. Его северная часть (АлапаевскоМагинтогорская) проходит вдоль восточной границы ИльмеиогорскоСысертской геосинклинали, а южная (Могутовско-Стрелецкая) — вдоль границы Камышловско-Кваркенской геоантиклинали с Бредин- ско-Челябпнской геосинклиналью.

Полтавско-Киембайский, отделяющий Бредннско-Челябинскую геосинклиналь от Восточио-Мугоджарской геоантиклинали.

Джетыгаринский, отделяющий Восточно-Мугоджарскуго геоанти­ клиналь от Верхнетобольской геосинклинали.

Западный (Кракинскнй) гппербазптовый пояс

Расположен в области Зплаирско-Вишерского геосниклииория, южная часть которого заключена между Башкирским и Уралтауским антиклинориями, а северная — по границе Бассегско-Кваркушского антиклинория. Главными породами синклииория являются террнгенные образования верхнего девона (турне), выделенные Л. С. Либровпчем, в зилаирскую свиту. Кроме того, в районе Кракипского и Сакмарского поднятий обнажаются породы ордовикского или, возможно, более древнего возраста.

В состав пояса входит ряд гипербазитовых массивов, некоторые из которых содержат крупные хромитовые месторождения. Рассмот­ рим наиболее изученные массивы.

Массив Крапа

Является наиболее крупным и типичным представителем Запад­ ного (Кракинского) пояса (рис. 3). Его протяженность с севера на юг составляет около 95 км, при средней ширине около 20 км. В со­ временном эрозионном срезе массив состоит из четырех тел — Север­ ного, Среднего, Узянского и Южного, разделенных полями осадочиовулканогенных толщ кембрия — силура.

Внутреннее строение массива характеризуется полосчатым пере­ слаиванием слагающих его дунитов и гарцбургитов. Полосчатость и совпадающая с ней трахитоидность ориентированы в северо-запад­ ном, близком к широтному, направлении, т. е. резко несогласном с субмеридиональной ориентировкой границ самого массива и напра­ влением структур вмещающего массив Зилаирского синклииория.

Выяснение структурного положения Ирака и других описываемых ниже массивов проводилось в направлениях: а) детального геологопетрологического изучения толщ, непосредственно окружающ их данный массив; б) детального исследования контактовых соотнош е­

34

ний гипербазитов массива с окружающими толщами; в) сопоставления структурных особенностей гипербазитов и окружающих их толщ; г) анализа геофизических данных. Ниже приводятся лишь главные результаты этих работ для массива Крака.

Изучение окружающих толщ показало, что на севере западного контакта гипербазиты граничат с кварцевыми песчаниками уразпнской свиты ( 0 2+3), а южнее — с незначительной по мощности (0,5—10 м) толщей сильно метаморфизованных кварцевых песчани­ ков, которые по своим петрографическим особенностям (составу, типу цементации зерен, характеру метаморфизма и др.) резко отли­ чаются от уразннских и сходны с образованиями только низов ашин­ ской (Pt3—Cm ) и зильмердакской свиты (Pt3). На этом основании породы такого типа условно отнесены нами к ашинской свите, что не исключает возможности их более древнего возраста. В тех уча­ стках, где такие песчаники отсутствуют, непосредственно к гипербазитам примыкают граувакковые песчаники зилаирской свиты

(D3fin —C^t).

Вдоль северной границы гипербазиты контактируют с маломощ­ ными (не более 2—3 м) отложениями граувакков зилаирской свиты, сменяющимися затем известняками девона. В северной части восточ­ ного контакта к массиву подходят аркозовые песчаники типа «ашин­ ских», несколько юго-восточнее — сахаровидные белые кварциты, тождественные таковым акбникской свиты зоны Уралтау (Pt3). Несколько южнее между кварцитами и серпентинитами расположено обширное поле вулканогенных пород, содержащих тела серпенти­ нитов и тонкозернистых актинолито-кремнистых пород. На юговостоке массив граничит с отложениями акбиикской свиты, на которые наложена неширокая синклиналь, сложенная полимиктовыми песча­ никами ордовика, в ряде участков непосредственно контактирующими с массивом.

На юге к массиву примыкают кварцевые и полимиктовые песча­ ники и конгломераты ордовика, «ашинской» (?) свиты и граувакки зилаирской свиты. Обширные поля внутри массива сложены ордо­ викскими отложениями и породами, которые по петрографическим особенностям можно параллелизовать с «ашинскими». В ряде случаев последние граничат непосредственно с массивом.

Изучение пород, окружающих массив Крака, позволяет в его обрамлении выделить три зоны.

Западная зона (область к западу от массива Крака) сложена отложениями, типичными для Зилаирского синклинория. С запада на восток к ее центру последовательно сменяются ордовикские, силурийские и девонские образования, а в ядре выступают породы зилаирской свиты (D3fm —C^t). В восточном крыле этой зоны после­ довательность пород, характерная для западного крыла, отсутствует. Здесь отложения зилаирской свиты ложатся непосредственно на различные горизонты песчаников уразинской н ашинской свит, а в отдельных участках — непосредственно на гипербазиты массива Крака (р. Белая, ниже нос. Узян, у дер. Яумбаево).

ьь

сг.

Рис. 3. Геологиче­ ская карта гипербазитового мас­ сива Крака.

] — четвертичные от­ ложения; 2 — грау-

пакки зилаирской ^виты; 3 — известня­ ки, аргиллиты и пе­ счаники —D3; 4 — глинистые сланцы и известняки S2; 5 — кварцевые песчани­

ки, кварцито-песча- ники, конгломераты тирляно-кагинской

свшы (02+3 tk); 6 —

кварцевые песчани­ ки, кварцито-песча- ники, филлитовидные сланцы уразинской

свиты (0*+я иг); ашинская свита: 7 — кварцевые песчаники и кварцито-песчани- ки, 8 — кварцевые песчаники и алевро­ литы; 9 — конгломе­ раты, аркозовые пес­ чаники и гравелиты,

(Cm ak); 11 — поли-

миктовые песчаники,

12 — слюдистые, гра­ натовые, ставролитовые и глаукофановые сланцы и кварциты,

13 — гранатовые ам­ фиболиты и слюдя­ ные сланцы с грана­ том; 14 — известняки миньярской свиты

(Cm — Pt min); 15 —

аподиабазовые акти- нолито-крсмнистые

21 — дунит-лерцоли- ты, 2 2 — диаллаговые, гранатовые и соссюритовые пироксеииты, 23 — серпен­ тиниты, 24 •— дупи­ ты, 25 — дунит-гарц- бургиты, 2 6 — гарцбургиты; 27 — труб­ ки взрыва; ориенти­ рованные структуры:

28 — сланцеватость

осадочных пород, 29 — слоистость оса­

дочных пород, 30 — трахитоидиость ги-

пербазитов, 31 — ли­ нейность гипербази-

тов; 32 — зоны буди- наж-структур; зз — тектонические кон­ такты.

со

Центральная зона расположена между отдельными телами мас­ сива Крана. В этой зоне обнажаются наиболее древние породы запад­ ного и восточного крыльев Зилаирского сипклинория — ашинской и уразинской свит. При этом наличие аркозовых, существенно микроклиновых конгломератов, гравелитов и песчаников, характерных для низов зильмердакской свиты, позволяет предположить, что здесь обнажаются образования не только уразинской и ашинской свит, но, возможно, и еще более древние. Наличие в конгломератах, непосредственно прилегающих к гнпербазитам массива, обломков хромита п серпентинпта дает основание полагать, что эти отложения ложатся на гипербазпты трансгрессивно.

Восточная зона, расположенная непосредственно к востоку от массива Крака, сложена кварцитами, кварцево-сернцитовымп и кварцево-серицито-гранатовымп сланцами и гранатовыми амфиболи­ тами, т. е. породами, типичными для акбиикской свиты (Pt3) зоны Уралтау. Близ массива на этих породах лежат образующие неболь­ шую синклиналь алевролиты уразинской свиты (Оч + 3) и полнмиктовые песчаники ордовика.

В целом можно видеть, что от центральной части Зилаирского спнклинория по направлению к востоку последовательно обнажаются все более древние отложения: породы уразинской (0 2 + 3), низы ашинской (Pt3—Cnij) и отложения акбиикской (Pt3) свит.

По данным В. В. Эза, Д. Е. Гафта и Б. И. Кузнецова, «граница зилаирской свиты с выходящими восточнее более древними породами имеет очень нечеткий характер . . . Только тогда, когда мы попадаем в область развития метаморфизоваипых эффузивных пород, стано­ вится ясно, что это уже не зилаирская свита, а более древние обра­ зования» [269, с. 53]. Такая трудность разграничения пород и послужила, очевидно, одной из причин возникновения представле­ ний о широком распространении зилаирской свиты на данной терри­ тории и значительной ширине этой зоны. Однако анализ имеющихся данных показывает, что собственно синклинальное строение с по­ степенной сменой древних (Pt3) пород наиболее молодыми (D3—Cxt) наблюдается лишь в западной части Зилаирского сипклинория, в восточной же его части такая закономерность смены пород отсут­ ствует. Здесь, в отличие от западной части, обнажены только породы уразинской (0 2^ 3) и, по-видимому, еще более древних свит, связан­ ных постепенным переходом с породами зоны Уралтау (кембрий— протерозой). Эти особенности строения сипклинория заставляют

особенности свидетельствуют о том, что гипербазпты массива Крака

Исследования контактовых вон рассматриваемого гипербазитового массива выявили следующие особенности.

1. Во всех случаях непосредственного контакта следы воздей­ ствий гипербазитов массива на окружающие их осадочные породы

38

отсутствуют. Н. В. Павловым [172] и В. П. Логиновым [103] указы­ вается присутствие на контакте серпентинитов с граувакками (D3— СП) близ дер. Яумбаево эпидот-хлоритовой породы с гранатом, кото­ рую они по аналогии с некоторыми зарубежными авторами [297, 338, 298, 299] рассматривают как продукт контактового воздействия гппербазитовой магмы на осадочные породы. Наши детальные иссле­ дования показали, однако, что указанная порода является родинги­ том и возникла в результате метаморфизма диабазовых даек, секущих гипербазиты [154]. Граувакки же содержат материал размыва как гипербазитов, так и родингитов [355], т. е. являются образованиями более молодыми, чем гипербазиты.

2. Гипербазиты массива в приконтактовой зоне интенсивно расслаицоваиы, дислоцированы с образованием будинаж-структур, смяты в складки. По направлению от периферии к центральным частям массива серпентинизация и последующее окремнение зату­ хают. Следы аналогичного динамометаморфизма и окремнения в окружающих толщах отсутствуют. Так как окремнение наложено на серпентиниты, то оно не может считаться следствием воздействия

Изложенное приводит к заключению, что гипербазиты массива Ирака были сформированы до отложения контактирующих с ними осадков ашинской, уразинской и зилаирской свит, т. е. являются образованиями более древними, чем окружающие их толщи, и именно этим объясняется отсутствие с их стороны контактовых воздействий. Наличие на контактах конгломератов, подстилающих породы ашин­ ской свиты (Pt3—Cnij), свидетельствуете трансгрессивном налегании последних на гипербазиты.

В приконтактовых зонах гипербазиты подвергаются дроблению, рассланцеваишо, будинажу и последующим серпентинизации и окремнению.

Следы дробления в гипербазитах массива Крака проявлены повсеместно, но неодинаково. Так, например, следы интенсивных тектонических напряжений, вызывающих переориентировку отдель­ ных частиц минералов, вполне типичны для пород всех частей мас­ сива. Более грубые нарушения — дробление, милонитизацпя и другие — в центральных частях тел представлены субмеридиональ­ ными линейными зонами мощностью до 20—40 см. По направлению к краевым частям мощность и частота таких зон, а также интенсив­ ность дробления в них возрастают. При этом в краевых частях пло­ скости дробления приобретают ориентировку, параллельную пло­ скости контакта с окружающими породами, а мощность зон дробле­ ния доходит до нескольких километров.

39

В краевых частях массива развиты специфические образования, состоящие из овальных «блоков» плотных массивных серпентинизированных гипербазитов, окруженных листовато-сланцеватыми сер­ пентинитами (рис. 4). Природа таких образований, распространенных

трения», возникающими в зонах «сильных перемещений» гипербази­ тов. По мнению А. Н. Заварицкого [69], такие образования, назван­ ные им «конгломератпвными змеевиками», возникают в результате

т. е. типичным для уралид. Углы наклона пластов в них обычно не превышают 40—50°, с преобладанием 20—30°. Элементы первич­ ных структур гипербазитов («трахитопдность», полосчатость, хроми­ товые скопления) резко несогласны с этим направлением и ориенти­ рованы субширотно, преимущественно на северо-запад (290—310°) при крутых (60—80°) углах наклона плоскостей полосчатости и других элементов (см. рис. 5). Ориентировка же секущих их вторич­ ных структур (зоны дробления, милонитизацин, будинажа и др.) согласна с простиранием окружающих толщ (северо-восток 0—30°), т. е. имеет обычное «уральское» направление. Помимо грубых нару­ шений (дробления, милонитизацин и др.) гипербазиты повсеместно несут на себе следы более глубоких деформаций, вызывающих блокование кристаллов олпвина и пироксена, появление в них псев­ додвойников анпя и др. Обращает на себя внимание тот факт, что фациальные аналоги таких нарушений в минералах пород, окружа­ ющих гипербазиты, отсутствуют.

Таким образом, совокупность всех геологических данных пока­ зывает, что ко времени формирования пород Зилаирского синклинория, являющихся типичными представителями уралид, гипербазиты массива Ирака уже существовали. На движения, способствовавшие становлению структурного плана Зилаирского сииклинория, одно­ типного со структурным планом уралид, гипербазитовая масса

40

Салат ам

Ирака

Рис. 5. Розы-диаграммы первичных (трахитоидности, полосчатости) структур ( 1 ) , рассланцевания ( 2 ) , трещиноватости (3) гипербазитов и слоистости (4 ) окру­ жающих пород.

41

реагировала как твердое тело. Следовательно, гипербазитьт не только древнее окружающих их толщ, но и имеют иную геологи­ ческую историю.

Каков же возраст массива? Прямого ответа на этот вопрос в на­ стоящее время дать невозможно.

По данным палеомагнитных исследований, любезно проведенных па нашем материале А. Г. Комаровым, остаточная намагниченность ультраосиовных пород массива Крака формировалась в промежутке от кембрия до ордовика, а диабазов — не позднее нижнего кембрия. Однако геологическими наблюдениями устанавливается, что пери­ дотиты массива секутся диабазами. Как могло возникнуть такое противоречие? Разгадка заключена в самом методе. Дело в том, что величина намагниченности определяется только по присутствующим в породе магнитным минералам. В гипербазитах таким минералом является магнетит, образующийся в процессе серпеитинизации. Следовательно, получаемая величина остаточной намагниченности соответствует времени серпеитинизации породы, а не ее образования. Серпентиннзация же ультраосиовных пород произошла после внедре­ ния в них диабазов, так как н диабазы реагировали на причины, ее вызывавшие, наравне с гипербазнтами, образовав гранато-эпи- дото-хлорнтовые породы (родингиты). Таким образом, никакого противоречия в данных палеомагнитных исследований нет. Они свидетельствуют о том, что диабазы района, рвущие гипербазиты. возникли не позже нижнего кембрия, а серпентиннзация гппербазптов, сопровождающаяся одновременным изменением диабазов, произошла несколько позднее, на границе кембрия с ордовиком. Это вполне согласуется и с геологическими наблюдениями, изложенными выше.

Форма массива Крака неясна. Д. Г. Ожиганов [168] склоняется к мнению о том, что Крака является частью гигантского бездонного батолита, уходящего вдоль уральского хребта и локально про­ являющегося в виде серии мелких тел. По представлениям В. П. Ло­ гинова и Г. А. Соколова [217], массив имеет форму согласного лак­ колита, с отчетливой вертикальной зональностью, причем сверху вниз следуют лерцолиты, гарцбургиты, дуниты. По мнению Т. Т. Ка­ занцевой и М. А. Камалетдннова [75], Крака является маломощной шарьяжной пластиной, переброшенной с восточного склона Урала.

Исследования, проведенные автором, показали, что массив со­ стоит из чередующихся полос гарцбургитов и дунитов с преоблада­ нием первых. Полосы, резко несогласные контактам массива, круто наклонены (60—90°), преобладают углы наклона от 70 до 85°, что исключает согласную лакколитообразнукГформу массива. Однако для более определенного решения вопроса о форме массива необ­ ходимо проанализировать геофизические данные.

Врезультате магнитометрических исследований (В. К. Валькова,

3.Л. Ильиной, О. Ф. Путикова) было установлено, что маг­ нитное поле над массивом Крака неравномерно (рис. 6). Наи­

больших значений положительные магнитные аномалии достигают

42