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

в краевых 'зонах и местами в центре массива. В остальных же участках они не превышают значений, соответствующих полям над песчаниками. Для выяснения причин, обусловливающих такой характер магнитного поля были проведены специальные петрофизи­ ческие исследования ультраосновных пород, результаты которых изложены ниже, а также в серии статей и выступлений [139, 140, 147, 149, 150 и др.].

Известно, что свежие породообразующие (оливин, пироксен) и акцессорные (хромит) минералы гипербазитов немагнитны. Магнит­ ным является лишь магнетит, появляющийся в результате вторичных изменений гипербазитов — серпентинизации и габброизации, при которых происходит высвобождение железа из силикатов, его оки­ сление и связывание в виде магнетита. Именно этим и объясняется тот факт, что магнитные поля над свежими, т. е. не содержащими магнетита, участками близки полям над песчаниками, тогда как над серпентпнизированными породами их значения возрастают до вели­ чин, свойственных, как принято считать, гипербазитам.

Таким образом, магнитные аномалии фиксируют не все гипербазнтовые тела, а только области их серпентинизации, притом таких разновидностей гипербазитов, которые по своему исходному хими­ ческому составу благоприятны для выделения свободного магнетита. Ни свежне породы, нн измененные маложелезистые их разновид­ ности магнитометрическими исследованиями не могут быть обнару­ жены. Так как серпентиннзация наложена на зоны дробления и практически отсутствует в ненарушенных породах, то естественно, что зоны сернентннизации в ультраосновных породах отражают зоны дробления и разломов в них. Из этого следует, что ориентировка магнитных аномалий свидетельствует о простирании не гипербазитовых тел, а лишь зон разломов, их рассекающих.

Проведенный анализ позволяет по-новому подойти к геологиче­ ской интерпретации магнитных полей над массивом Ирака. Как уже отмечалось, магнитное поле над массивом переменно (см. рис. 6), что может быть следствием ряда причин: а) серпентинизации пород разного состава; б) различной степени серпентинизации; в) обоих факторов, действующих вместе. Так как массив Ирака сложен породами, сравнительно однородными по степени потенциальной железистости (гарцбургитами, с подчиненными прослоями дунитгарцбургитов и очень маломощными, мелкими телами дунитов), то очевидно, что ие дифференциация состава обусловливает появление различных магнитных полей над ними. Если же сравнить геологи­ ческую и магнитную карты массива, то можно увидеть, что поля повышенных значений АТ в этом массиве действительно приурочены к областям интенсивного дробления и серпентинизации и полностью отражают их пространственную ориентировку, т. е. на примере этого массива подтверждается высказанное выше представление о том, что магнитометрические исследования фиксируют в гипербазитах зоны их дробления и разломов, а ориентировка магнитных аномалий отражает ориентировку таких зон.

44

Так как степень серпентинизации находится в зависимости от степени дробления породы, то расчеты глубины заложения зон сер­ пентинизации могут указывать и на глубину зон дробления в массивах ультраосновиых пород. Такие расчеты, выполненные для массива Крака О. Ф. Путиковым, показали, что наиболее глубокие зоны серпентинизации, с которыми мы считаем возможным коррелировать зоны разломов, приходятся на краевые части массива, особенно на восточную и южную его границы. Здесь глубина заложения разломов колеблется от 3 до 5 км. В центральной части массива, где по геоло­ гическим данным дробление и серпентинизация проявлены слабо, глубина разломов по геофизическим данным также меньше и не превышает 3 км. Этими разломами массив разбит на отдельные блоки. Теперь встает вопрос: если зоны разломов доходят до 5 км, то ка­ кова же вертикальная мощность массива? Очевидно, что она пре­ вышает эту величину и массив уходит на глубину более 5 км. По геологическим и магнитометрическим данным в центральных частях гипербазитовых тел зоны дробления не только менее мощны, но имеют крутое прямолинейное падение, а в краевых частях они под углами 30—45° наклонены внутрь массива. Вследствие этого зоны дробления, идущие от краев массива к его центру, отграничивают участки линзовидной формы, вертикальная мощность которых доходит до 5 км. Фиксация таких линз, не давая представления об истинной форме самого гипербазитового тела, свидетельствует, однако, о том, что в широтном направлении гипербазитовая масса подверга­ лась сдавливанию, которое привело к отчленению линзовидных блоков различной мощности.

Вместе с тем магнитометрические данные несколько дополняют геологические представления и о погребенной части массива, показы­ вая, что обнажающиеся на поверхности мелкие тела серпентинитов являются частью крупной погребенной массы, причем мощность осадочного покрова над ней не превышает нескольких метров, редко достигая десятков. Если учесть установленные геологическими наблюдениями волнистую поверхность гипербазитового тела и зале­ гание именно на этом участке в контакте с гипербазитами наиболее древних образований данной территории, то предположение о нали­ чии здесь погребенных гипербазитовых масс представляется весьма вероятным. Таким образом, магнитометрические исследования сви­ детельствуют о том, что истинная площадь массива больше видимой, все разрозненные тела соединяются на глубине и до глубины не менее 5 км массив подвергался скалывающим деформациям, отчле­ нившим от него тела линзовидной формы.

Магнитная съемка приконтактовых зон, проведенная И. Ф. Тавриным, показала, что зоны контакта характеризуются резкими колебаниями АТа, достигающими максимальных значений над серпентинитами и минимальных над примыкающими к ним граувакковыми песчаниками. Такой перепад значений, четко определяя резкую границу между массивом и окружающими породами, свиде­ тельствует о том, что зона кристаллизации магнетита ограничена

45

типербазитовым телом. Если допустить, что гипербазиты оказывали ■активное воздействие на окружающие их образования, резко отлич­ ные от них по химизму, то контактовое воздействие ультраосновных пород должно было проявиться в выносе их избыточных компонентов, и прежде всего Fe u Mg, которые могли либо войти в состав силикатов н алюмосиликатов, либо выделиться в свободном состоянии, напри­ мер в виде магнетита, что, как уже отмечалось, отсутствует.

Процесс серпентинизации приводит к высвобождению из гипербазита железа, образующего скопления магнетита. Если бы этот процесс охватил гипербазиты после их внедрения в непосредственно контактирующие с ними толщи, то магнетит, кристаллизация кото­ рого и способствует повышению магнитной восприимчивости породы, появился бы в обеих контактирующих породах, как это имеет место, например, в родингитах. Это обусловило бы появление над гипербазнтами и окружающими толщами одинаковых значений АТа; в действительности этого нет и граница магнитных полей между ними резкая. Следовательно, метаморфизм, проявленный в ультраоснов­ ных породах, имел место до отложенпя окружающих толщ. Таким образом, существование резкой границы магнитных полей над гппербазитами и непосредственно примыкающими к ним породами под­ тверждает геологические выводы о том, что гипербазиты древнее окружающих толщ.

Проведенная М. П. Гурьевым, Г. Г. Галавтпным, Е. Б. Бельтеневой и другими гравиметрическая съемка па западном склоне Южного Урала и хребте Уралтау показала, что массив Ирака распо­ ложен на территории локальных положительных гравитационных аномалий, резко выделяющихся на фоне отрицательного гравита­ ционного поля Зилаирского синклинория. Максимум силы тяжести площадью не менее 70 км2 зафиксирован в районе, сложенном гипербазитами. На этом основании М. П. Гурьев и Г. Г. Галавтип предпо­ ложили распространение гипербазитов на значительную глубину. Принимая среднюю плотность пород массива Крака 3,0 г/см3, а для окружающих рифейских и зилаирской свит 2,7 г/см3, они рассчитали, что нижняя кромка возмущающих масс расположена па глубине 4—5 км. Однако средняя плотность гипербазитов Крака из слабо серпентинизированных участков пе превышает 2,6—2,7 г/см3, т. е. равна плотности окружающих толщ, а в зонах дробления понижается до 2,2—2,4 г/см3, т. е. оказывается ниже плотности осадочных пород. Это свидетельствует о том, что наблюдаемая аномалия связана с боль­ шими массами и, следовательно, истинная мощность массива значи­ тельно больше, чем предполагают указанные исследователи.

Так как средняя плотность ультраосновных пород Крака близка,

ав некоторых участках ниже плотности окружающих их осадочных

ивулканогенных толщ, то трудно предположить, чтобы такие породы могли вызвать столь очевидный гравитационный максимум. К тому же на глубине 5 км в гипербазитах, судя по данным магнитных съемок, проходит зона дробления и разуплотнения, которая также должна способствовать понижению значений Ag. Исходя из этого, мы счи­

46

таем возможным высказать предположение о том, что гравитацион­ ный максимум в районе массива Крака обусловлен не теми серпентинизированными выветрелыми породами, которые слагают наблюдае­ мые на дневной поверхности верхние горизонты массива, а погре­ бенными под ними массами ультраосновных пород, расположенными, очевидно, на глубине ниже 5 км от дневной поверхности, т. е. ниже зоны их разуплотнения. Таким образом, имеются, по-видимому, все основания говорить о том, что гипербазиты массива Крака образуют не лакколит и не плоскую маломощную пластину [75], а уходят на очень большие глубины, как это и предположил в 1941 г. Д. Г. Ожи­ гал ов.

Тектоническое положение массива Крака дискуссионно. По данным Д. Г. Ожиганова [168], массив Крака залегает в центре антиклинали, приуроченной к северной части Зилаирского синклинория. Послед­ ний отделяет зону Уралтау от Предуралья, вследствие чего на Юж­ ном Урале выделяются три самостоятельные тектонические зоны: Предуралье, Зилаирский синклинорий и Уралтау, резко различа­ ющиеся между собой по строению.

Между тем М. П. Гурьев, Г. Г. Галавтин, Е. Б. Бельтенева и дру­ гие в 1963 г. отмечали, что схема осредненного гравитационного поля Южного Урала, начиная от Предуралья и кончая хр. Уралтау, несомненно, свидетельствует о единстве тектонического и геологи­ ческого строения всей территории, осложненной тектоническими нарушениями лишь в районе массива Крака. По геофизическим данным Зилаирский синклинорий имеет незначительную вертикаль­ ную мощность, а его образования залегают непосредственно на породах фундамента [247].

Наши геологические исследования в районе массива Крака показали, что массив залегает не в антиклинальной структуре син­ клинория, а на границе двух тектонических зон: области воздымания древних толщ (Уралтау) и области погружения, представляющей собой Зилаирский синклинорий. При этом широкое развитие в гипербазитах рассланцевания и дробления, зоны которых ориентированы в субмеридиональном направлении, типичном для структур данного участка, ориентировка установленного здесь разлома, а также

представляют собой не интрузию расплава вдоль существовавшего глубинного разлома, как это полагали ранее, а твердый субстрат,

траосновные породы и отсутствие в них следов дробления, столь ярко выраженного в гипербазитах, позволяют предположить, что заложение разлома происходило, очевидно, не позднее конца проте­ розоя и, скорее всего, одновременно с региональными рифтовыми обрушениями байкальского цикла, предопределившими структурный план Урала. В то же время присутствие продуктов размыва гипер-

47

базитов во всех толщах, его окружающих, дает основание полагать, что на протяжении длительного времени формирования уральских

•образований разные участки гипербазитового субстрата в районе массива Крака являлись областью сноса. Анализ вторичных наруше­ ний, процессов серпентинизации, данные магнитных съемок свиде­ тельствуют о том, что в ходе геосинклинального развития породы массива претерпевали неоднократные механические нарушения и химические преобразования. Наиболее типичным процессом явилось двустороннее широтное сдавливание, способствовавшее разлинзованшо гипербазитовой массы, которое на поверхности проявлено в виде зон будинажа, а на глубине в существовании крупных линз, разделенных зонами дробления с повышенной магнитной восприим­ чивостью пород. Такие линзовидные обособления (гигантские блоки) с вертикальной мощностью до 5 км типичны для массива; не исклю­ чено, что в течение длительной геологической истории некоторые нз них были отчленены от массива и образовали самостоятельные тела.

Так как окружающие массив толщи во всех случаях близ непо­ средственного контакта с ним падают в сторону массива, а их пло­ скости простирания, как бы обтекая его, с удалением вновь приобре­ тают свойственное им субмеридиоиальное простирание, то можно предположить, что деформации сдавливания и скалывания про­ исходили после формирования этих толщ, т. е. в собственно геосннклинальнуто стадию.

Анализ всех изложенных выше данных приводит к заключению о том, что фиксируемые геофизическими методами разрывы сплош­ ности единого фундамента вдоль западной границы Уралтау в районе массива Крака, так же как и само заложение Зилаирского геосин­ клинального прогиба, является следствием воздымания твердой глубинной массы гипербазитов.

Массивы Сакмарского поднятия

В Западный (Кракинскнй) гипербазитовый пояс входят также массивы Сакмарского поднятия, разделяющего южную часть Зилаир­ ского синклинория на две ветви: западную, шириной до 20 км и глу­

вляющее собой выступ основания Зилаирского синклинория, насы­ щено телами ультраосновных пород. Структурное положение этих тел контролируется двумя факторами: внутри поднятия гипербазитовые тела приурочены к антиклинальным участкам, апо его краям— к границе с зоной Уралтау.

Примером пограничного тела является К а т р а л и и с к и й массив, площадью 25x15 км; по геофизическим данным величина его значительно больше. Породы массива в краевых частях интен­ сивно серпентинизированы, окремиены, рассланцованы и будинированы, что свидетельствует о тектоническом характере контактов

48

гипербазитового тела. Широкое распространение в примыкающей к массиву кидрясовской свите (Ох) зерен хромшпинелида позволяет предположить его докидрясовский, т. е. доордовикский возраст. Обращает на себя внимание сходство структурного положения Катралинского массива с массивом Крака, дополняющееся полной аналогией состава и возраста окружающих пород. Это дает основание предполагать, что условия и время образования этих двух массивов, по-видимому, близки.

На южном продолжении Сакмарского поднятия в С а р т у г а й -

•с к о м массиве были обнаружены конгломераты [200], состоящие исключительно из гальки гипербазитов, сменяющиеся выше гравели­ тами с обломками ультраосновных пород и, наконец, песчаниками нижнего ордовика. Конгломераты залегают непосредственно на брекчированной и раздробленной поверхности гипербазитового тела. Непосредственно на конгломератах лежат гравелиты, алевролиты и сланцы ордовика. Все эти породы содержат такое количество хромита и обломков серпентинита, что напоминают отмытый шлих гипербазита. Таким образом, и здесь ордовикские отложения зале­ гают непосредственно на гипербазитах, т. е. являются более моло­ дыми образованиями. Здесь же, на р. Медее окремненные серпенти­ ниты контактируют с незатронутыми окремнением норфиритами и альбитофирами ордовика, что дает право считать апосерпентииптовые кремнистые породы этого участка доордовикскими.

Комплекс всех перечисленных данных свидетельствует о том, что гипербазитовые массы, лежащие по краям Сакмарского поднятия, являющегося южным выступом фундамента Зилаирского синклинория, как и в его северном аналоге — Кракинском поднятии, древнее окружающих их толщ.

В антиклинальных структурах внутри Сакмарского поднятия среди ордовикских и кембрийских образований, выступающих среди вулканогенных толщ силура, заключены значительно более мелкие по размерам, чем Катралинский, гипербазитовые тела. В отличие от массивов Крака и Катралинского слагающие их породы полностью, притом неоднократно серпентинизированы, причем их сериеитинпзация соответствует не лизардитовой, как в массиве Крака, а антигоритовой, т. е. более водонасыщенной стадии. Хромитовые рудопроявления в них отсутствуют.

На контактах этих тел гипербазиты интенсивнейшим образом рассланцованы, будинированы, мелаижированы. По данным И. И. По­ спелова и С. В. Руженцева, здесь отчетливо развиты покровные перемещения. Такие их отличня показывают, что гипербазиты Са­ кмарского поднятия, обычно рассматриваемые как единые и однотип­ ные образования, гетерогенньт. В то время как крупные их массивы, залегающие на границе с антиклинорием Уралтау, по своей струк­ турной позиции и характеру последующих изменений сходны с гипербазитами массива Крака, мелкие тела, заключенные среди древних толщ Сакмарского поднятия, отличаются значительно большей раздробленностью и отчетливыми следами покровных смещений

п несут на себе следы метаморфизма значительно более интенси­ вного по фацни, чем гипербазиты Крана, притом неоднократного. Из этого следует, что гппербазитовые массивы Сакмарского поднятия отнюдь не однотипны и относятся к двум различным поясам, каждый из которых претерпел различную, неравноценную геологическую историю. К собственно Кракынскому поясу могут быть отнесены только «пограничные» массивы типа Крака и Катралинского. Мас­ сивы же центральных частей поднятия, лежащие внутри одной струк­ туры, к этому поясу не относятся и, по-видимому, являются релик­ тами иных масс. Поэтому выводы, получаемые для мелких тел «вну­ треннего» пояса Сакмарского поднятия не могут быть распространены на крупные массивы его внешнего обрамления.

Сарановский массив

Самым северным массивом Западного (Кракинского) пояса Урала является Сарановский, приуроченный к Сарановской антиклинали Бассегско-Кваркушгского антиклинория в зоне Централыюуральского поднятия. Окружающие массив толщи сложены кварцитами протерозоя и сланцами висимской свиты, содержащими обломки гипербазитов. По данным В. И. Кенарева, массив залегает в зоне разлома северо-западного простирания; северная его часть имеет тенденцию к погружению, а южная — к воздыманию. Как отмечали в 1960 г. М. И. Брюхова и В. А. Кабанов, тектонические нарушения каледонского возраста рассекают массив на серию линзовидных блоков, смещенных в горизонтальном и вертикальном направлениях. Наиболее крупные из них — Северный и Южный — также рассе­ чены на более мелкие блоки. По геофизическим данным в районе Сарановского массива отмечаются повышенные значения силы тя­ жести, указывающие иа значительные вертикальные размеры гипербазитового тела, что подтверждается также буровыми работами. Породы, слагающие массив, представлены рассланцованными, неод­ нократно перекристаллизоваиными, хлоритизированными серпенти­ нитами. Контакты их с вмещающими породами резкие, отчетливо тектонические. М. И. Брюхова и В. А. Кабанова предположили, что массив представляет собой воздымающееся тело, причем воздыманне его началось не позднее протерозоя и продолжается до сих пор.

* *

*

Таким образом, для массивов Западного (Кракинского) пгаербазитового пояса характерны следующие особенности.

1.Приуроченность к участкам древних толщ, выступающим среди более молодых образований.

2.Более древний возраст гипербазитов относительно окружаю­ щих их толщ.

50

3.Несомненная значительная протяженность на глубину.

4.Интенсивная раздробленность, серпентинизация и окремнение

пород в периферических зонах, убывающие по мере удаления от контакта.

Обычная ассоциация гипербазитовых масс западного пояса

•с породами фундамента, рассечение гипербазитов глубинным разло­ мом, а также распространение их, судя по геофизическим и буровым данным, на значительные глубины, позволяют считать, что гипербазитовые тела Западного (Кракинского) пояса являются обнажен­ ными участками единой погребенной гипербазитовой массы, распро­ страненной не только под собственно уралидами, но, очевидно, и под субстратом, их подстилающим.

Главный (Кемплрсайский) гипербазитовый пояс

В этот пояс объединены массивы, залегающие в зоне, известной под названием Главного глубинного разлома Урала, выделенного А. В. Пейве [176]. К наиболее крупным из них приурочены самые значительные хромитовые месторождения мира. Массивы пояса образуют почти непрерывную цепь вдоль восточного борта Уралтау, т. е. иа границе области неглубокого залегания предполагаемого субстрата уральской геосинклинали (выходящего на поверхность в виде Башкирского и Уралтауского антиклинориев) и собственно геосинклинали Урала [179, 180]. Имея траисрегиональное протяже­ ние, зона их распространения на различных отрезках вскрывает различные структурные этажи. Наиболее глубокие горизонты, ■сложенные докембрийскпми и нижнекембрийскими толщами Уралтау, обнажаются в ее южных и полярноуральских разрезах; по напра­ влению к Среднему Уралу отмечается погружение этих толщ. Наи­ более значительные проявления гипербазитов Главного пояса, как и Западного, приурочены к областям воздымания доуралид, вследствие чего самые крупные их массы обнажаются на Южном и Полярном Урале.

Большая часть массивов Кемпирсайского пояса находится на стыке двух крупнейших тектонических структур — антиклннория Уралтау и Магнитогорского синклинория; только самые южные массивы пояса (Хабарнинскнй и особенно Кемппрсайский) и поляр­ ноуральские (Войкар-Сынышский, Пай-Ер, Рай-Из, Хадатинский и др.) целиком лежат среди доуральских толщ, слагающих антиклпиорий Уралтау. Расположенный южнее Кемпирсайского Кокпектин-

•скнй погребенный гипербазитовый массив, являющийся непосред­ ственным продолжением Кемпирсайского [43, 7], залегает среди пород протерозоя вдоль осевых зон древних антиклинальных структур. Большинство исследователей считают, что становление гипербази­ товых массивов пояса связано с интрузией перидотитовой магмы вдоль глубинного разлома. Однако по вопросу о времени внедрения мнения расходятся. Среди геологов Урала широко распространено представление о том, что гипербазиты прорывают отложения, среди

которых они залегают. А так как возраст последних дискуссионен, то различны мнения и о структурном положении гипербазитов.

В основу многих построений легли материалы по Кемпирсайскому массиву. Исследования этого массива, пачатые в 1930 г., проводились многими геологами, среди которых можно назвать А. А. Петренко, А. К. Конева, 10. П. Куразову, Н. П. Хераскова, А. Н. Алешкова, И. И. Гинзбурга, М. А. Цибульчнка, В. П. Логинова, II. В. Павлова, Г. А. Соколова, А. Д. Зиновкина, X. С. Розмаи, Р. А. Сегедина, Н. И. Леонеиок, А. Г. Бакирова и многих других. Большая часть работ была направлена на изучение стратиграфии толщ, окружающих массив. Детальные же геолого-петрологические исследования самого Кемпирсайского массива проводились В. П. Логиновым, Н. В. Павло­ вым и Г. А. Соколовым [102]. Согласно представлениям этих исследо­ вателей, Кемпирсайский гипербазитовый массив имеет форму лак­ колита и лежит согласно с домезозойскими толщами, которые по мере приближения к массиву сменяются более древними. Нижней воз­ растной границей Кемпирсайского массива эти исследователи счи­ тают верхи девона (D^), а верхней — карбон—пермь (С3—Pj). А. Д. Зиновкин считает, что массив сформировался в средпем девоне — нижнем карбоне. Н. П. Херасков ультраосновные породы западной и северо-западной частей Кемпирсайского массива относит к верх­ нему девону. Н. И. Леоненок в своей работе [101] подчеркнула, что, если исключить соприкосновение серпентинитов с живетскими отло­ жениями, которые залегают на размытой поверхности серпентинитов, то оказывается, что гппербазиты нигде не граничат с более молодыми отложениями, чем верхнесилурийские.

Н. В. Павлов [172] в отличие от своих предшественников пытался обосновать время формирования гипербазитов на основе определения абсолютного возраста флогопита. Исходя из полученных цифр (404 ± 18 млн. лет), Н. В. Павлов считает массив внедрившимся на границе силура и девона. Однако следует учесть, что флогопит — вторичный минерал, развивающийся в гипербазитах после их дро­ бления, серпентинизации и более поздней амфиболизации. Поэтому возраст флогопита свидетельствует о времени одного из изменений, затронувших гипербазиты, но отнюдь не о времени их формирования.

Для более северных массивов пояса, изученных геологами ЮжноУральского геологического управления (ЮУГУ), было установлено, что гипербазиты залегают на границе образований аптиклинория Уралтау (Pt—С тД с ордовикскими и девонскими образованиями эвгеосинклинали. Так как при этом принималось, что гипербазиты моложе окружающих толщ, то соответственно их возраст оценивался как ордовикский, силурийский и т. д.

Материалы, накопившиеся за последние годы в результате деталь­ ных исследований различных массивов этого пояса, позволяют по­ дойти по-новому к решению спорных вопросов о структурном поло­ жении слагающих его гипербазитовых тел. Результаты проведенных автором исследований ряда массивов (на Южном Урале — Кемпир­ сайского, Хабариинского, Ишкишшского, Халиловского, Байгу-

52