Учебное пособие по курсу «Региональная геология»



жүктеу 1.22 Mb.
бет4/7
Дата31.03.2016
өлшемі1.22 Mb.
түріУчебное пособие
1   2   3   4   5   6   7
: docs
docs -> Стандартные требования на бесшовные трубы из среднеуглеродистой стали для котлов и пароперегревателей 1
docs -> Техническая характеристика ао «нак «Казатомпром»
docs -> Қазақстан Республикасы Денсаулық сақтау министрінің 2009 жылғы 24 қарашадағы №764 бұйрығы «Халық денсаулығы және денсаулық сақтау жүйесі туралы»
docs -> Бұрын белгісіз болған оқиға жөніндегі кез келген мәлімет аталады

Основные геодинамические комплексы Тянь-Шаньского региона. В строении складчатой системы Северного Тянь-Шаня участвуют пять структурно-вещественных (геодинамических) систем:

- Архейско-нижнепротерозойская система, сложенная интенсивно деформированными метаморфизованными в условиях амфиболитовой фации образованиями, которые обнажаются на дневной поверхности в структурах типа палеомикроконтинентов (массивов, выступов блоков) и в ядрах некоторых антиклинориев.

- Нижне-среднерифейская система, представленная слабометаморфизованными вулканогенно-осадочными протоплатформенными (?) отложениями, заполняющими грабенообразные прогибы, рассекающие раннедокембрийский фундамент; перед поздним рифеем (1,1 млрд. лет назад) система была слабо (с образованием брахиформной складчатости) деформирована.

- Верхнерифейско-ордовикская система, состоящая из двух геодинамических комплексов: а) верхнерифейско-вендского (байкальского) и кембро-ордовикского (каледонского); в пределах Киргизко-Терснейской зоны оба комплекса выражены мощными сериями океанических основных вулканитов и карбонатно-терригенных образований, разделенными угловым несогласием, и прорваны интрузиями гранитоидов на рубежах рифей-венд и ордовик-силур; в Каратауско-Таласской зоне байкальский подкомплекс сложен пассивноокраинными терригенными флишевыми и сланцево-карбонатными отложениями верхнего рифея, прорванными предвендскими гранитоидами и перекрытыми молассовыми и вулканогенно-молассовыми толщами венда; слабо деформированная кембро-ордовикская маломощная карбонатная толща залегает на вендской согласно.

- Девонско-каменноугольная (местами и пермская) система континентальных и морских вулканогенно-осадочных образований, слабо (простые складчато-глыбовые деформации) деформированных (слагает сингерцинский чехол южной части эпикаледонского Казахстан-Северо-Тяньшаньского срединного массива).

- Мезокайнозойские отложения объединяются в две геодинамические системы: континентальную платформенную (олигоцен-квартер) и континентальную эпиплатформенную орогенную молассовую предгорных и межгорных впадин (олигоцен-квартер).

В строении складчатой системы Срединного Тянь-Шаня участвуют шесть геодинамических систем:

- Дорифейская метаморфическая, выступающая на поверхность в ряде приразломных блоков (Каратегинском и др.).

- Рифейская осадочно-вулканогенная (порфировая), образующая пояс, простирающийся от Бол. Каратау до верховий р. Нарына.

- Вендская молассовая и вулканогенно-молассовая, кембрийско-нижнеордовикская кремнисто-сланцево-карбонатная и средне-верхнеордовикская флишоидная, испытавшие слабую складчатость в конце ордовика и силуре.

- Нижнедевонско-франская наземно-вулканогенная терригенная и верхнедевонско-нижнекаменноугольная карбонатная, смятые в складки в середине (?) карбона.

- Верхнепалеозойская флишоидная и молассоидная, замещаемая в ЮЗ части Срединного Тянь-Шаня – Бельтау – Кураминском поясе – одновозрастной вулканогенно-плутонической (кислые вулканиты и граниты).

- Мезокайнозойские отложения объединяются в две геодинамические системы: олигоцен-четвертичную молассовую предгорных и межгорных впадин, мел-эоценовую и олигоцен-четвертичную платформенные.

В строении складчатой системы Южного Тянь-Шаня (ССЮТ) принимают участие следующие геодинамические системы:

- раннедокембрийская, метаморфические отложения которой обнажены на дневной поверхности в Каратегинском блоке;

- рифейско-вендская метаморфическая;

- раннепалеозойская (досилурийская) офиолитовая и островодужная, объединяющие вулканогенно-терригенную и кремнисто-сланцевую формации силурийского возраста, девонскую андезито-базальтовую и нижнекаменноугольную кремнисто-карбонатную туфогенную, наблюдаемые в пределах Южно-Ферганской зоны и Султануиздатского поднятия;

- палеозойская пассивно-окраинная, в составе которой выделены терригенно-карбонатная формация ордовика, силурийская аспидная, нижнедевонская карбонатная, среднедевонско-нижнекаменноугольняа терригенная флишевая; названные формации слагают Туркестано-Алайскую, Зеравшанскую, Зеравшано-Северогиссарскую зоны, Кокшаултауский сегмент ССЮТ, а также развиты в Кызылкумском (западном) ее сегменте;

- среднепалеозойская (девонская?) офиолитовая, нижне-верхнекаменноугольная островодужная (спилит-диабазовая и андезито-бзальтовая и флишевая формации), пермо-триасовая коллизионная (континентальная риолитовая нижней перми, молассовая красноцветная верхнепермская-нижнетриасовая, гранитовая позднего карбона – ранней перми); эти формации развиты в пределах Южно-Гиссарской зоны, расположенной на северной окраине Таджикского массива (архейский фундамент его обнажен в Каратегинском блоке);

- платформенная (?) раннемезозойская, сложенная континентальными терригенными угленосными отложениями верхнего триаса – юры, выполняющими приразломные впадины;

- платформенная позднемезозойско-кайнозойская, слагающая плитный чехол Южно-Туранской плиты;

- эпиплатформенная орогенная олигоцен-четвертичная, развитая в пределах многочисленных предгорных и межгорных впадин.



История геологического развития. В геологической истории Тяньшаньской складчатой области выделяются три главных мегаэтапа:

- архейско-среднерифейский;

- позднерифейско-раннетриасовый;

- среднетриасовый-четвертичный.

В архейско-среднерифейском мегаэтапе, в свою очередь, выделяются два этапа: раннедокембрийский и ранне-среднерифейский.

Развитие Тянь-Шаня в раннем докембрии изучено недостаточно. Раннедокембрийские метаморфиты (кристаллические сланцы, кварциты, гнейсы, мраморы, амфиболиты, метагабброиды, эклогиты и др.) возникли в результате преобразования первично осадочных, интрузивных и эффузивных пород в условиях гранулитовой и амфиболитовой фаций около 2,7-2,5 млн. лет назад и на более обширных площадях – метаморфизму и гранитизации около 1,8 млн.лет назад.

В раннем протерозое функционировали так называемые протогеосинклинальные прогибы, вероятно, рассекающие блоки архейского фундамента. В некоторых из них (Бессазская и др. зоны) в это время формировались офиолитоподобные мафит-ультрамафитовые комплексы. К концу раннего протерозоя в регионе возникла кора континентального типа и начался протоплатформенный (ранне-среднерифейский) этап его геологического развития.

В ранне-среднерифейский этап континентальный блок, объединявший Северный и, возможно, Срединный Тянь-Шань, подвергся деструкции. В его контурах возникли грабенообразные прогибы, подобные авлакогенам древних платформ. Эти прогибы выполнены вулканогенно-осадочными образованиями мощностью 2-5 км. Их функционирование прекратилось в конце среднего рифея проявлением складчатости умеренной интенсивности (формирование коробчатых складок) и внедрением отдельных интрузий гранитоидов.

К середине позднего рифея в ТШСО относится заложение и функционирование тектонических структур, обязанных своим происхождением последовательному проявлению разнотипных геодинамических режимов.

При этом временные ограничения проявления разных геодинамических режимов в каждой из складчатых систем (Северного, Срединного и Южного Тянь-Шаня) индивидуальны для каждой из них.

В позднем рифее в Северном Тянь-Шане в результате интенсивного растяжения и раздробления континентальной коры возникли глубокие прогибы, разделенные относительно приподнятыми блоками и массивами.

Так в Киргизско-Терскейской зоне в означенных прогибах накапливались мощные толщи основных и средних вулканитов и терригенно-карбонатных отложений, а в более южной Каратауско-Таласской – только терригенно-карбонатные отложения.

В конце рифея или начале венда отложения, выполняющие прогибы, подверглись сжатию и были прорваны интрузиями гранитоидов.

В Срединном Тянь-Шане, представлявшем в позднем рифее обширный блок континентальной коры, возник протяженный Чаткало-Нарынский вулканический пояс, в пределах которого в это время происходили мощные, в основном наземные извержения кислых и основных эффузивов и формировались терригенно-вулканогенные толщи, подвергшиеся предвендской (байкальской) складчатости.

Следует отметить также, что достоверные данные о развитии в рифее большей части Южного Тянь-Шаня отсутствует.

В Киргизско-Терскейской зоне Северного Тянь-Шаня с начала кембрия и до силура (?) последовательно проявились следующие геодинамические режимы (в скобках – геодинамические обстановки):

- рифтогенно-спрединговый (спрединговых хребтов), сопровождающийся формированием мощных толщ основных вулканитов и офиолитов (?) – ранний кембрий;

- субдукционный (энсиматических островных дуг), сопровождавшийся формированием мощных толщ основных, средних и кислых вулканитов – ранний кембрий;

- субдукционный (преддуговых прогибов, глубоководных желобов) с формированием кремнисто-терригенных осадков в среднем кембрии – раннем ордовике;

- коллизионный (межгорных и предгорных впадин) с формированием терригенных флишоидных и молассоидных толщ, сложно сочетающихся с вулканитами основного, среднего и щелочного состава в среднем-позднем ордовике.

В конце ордовика – начале силура названные отложения, слагающие линейно вытянутые структуры (пояса), подверглись проявлению интенсивной раннекаледонской складчатости, сопровождавшейся становлением батолитов гранитоидов и общим воздыманием территории.

В Каратауско-Таласской и Чаткало-Нарынской зонах Срединного Тянь-Шаня, развивавшихся как структуры типа пассивных континентальных окраин, после слабо проявленных байкальских движений уже в венде возобновилось погружение, сопровождавшееся накоплением толщ грубо- и тонкообломочных карбонатных отложений, а в позднем венде – также тиллитоподобных конгломератов. В кембрии – среднем ордовике в Каратауско-Таласской зоне формировались маломощные карбонатные толщи (с фосфоритоносной пачкой в низах разреза), а в Чаткало-Нарынской – кремнисто-глинистые толщи, смешавшиеся с терригенными отложениями позднего ордовика и раннего силура.

В обеих зонах проявилась относительно слабая предсилурийская (раннекаледонская), а в южной части Срединного Тянь-Шаня – позднесилурийская (позднекаледонская) складчатость.

В Южно-Тяньшаньской складчатой системе в начале палеозоя проявился рифтогенно-спрединговый геодинамический режим, в области господства которого проявлены породы, принадлежащие офиолитовой ассоциации (Южно-Ферганская зона), перекрытые кремнисто-вулканогенно-терригенными отложениями силура.

Более южные зоны (Туркестано-Алайская, Зеравшанская) в кембрии-силуре развивались как структуры типа пассивных континентальных окраин. Здесь накапливались в основном терригенно-карбонатные и глинисто-сланцевые толщи.

Каледонские движения на Южном Тянь-Шане не проявились.

В девоне – начале триаса в Северо-Тяньшаньской системе в пределах сформированного в результате каледонского тектогенеза огромного эпикаледонского массива, охватывавшего Центральный Казахстан и Северный Тянь-Шань, начал формироваться сингерцинский чехол.

В раннем – начале среднего девона на некоторых участках Северного и Среднего Тянь-Шаня произошли наземные извержения кислых и основных эффузивов, в живетском и франском веках – в отдельных впадинах накапливались красноцветные молассовые (или вулканогенно-обломочные) континентальные образования.

В Чаткало-Нарынской зоне Срединного Тянь-Шаня в фаменское время началось и в раннем карбоне продолжалось глубокое прогружение, которое привело к формированию мощных (до 3-6 км) мелководных карбонатных толщ, а в отдельных рифтогенных прогибах – и глубоководных отложений. С последними в Большекаратауской зоне связаны гидротермально-осадочные полиметаллические и баритовые месторождения.

В Северном Тянь-Шане в раннем карбоне возникли широкие прогибы, заполнявшиеся прибрежно- и мелководно-морскими терригенно-карбонатными, а в среднем карбоне – карбонатно-красноцветными континентальными терригенными осадками.

В южной части Гиссаро-Алайского сегмента Южно-Тяньшаньской системы в начале карбона возникает Южно-Гиссарский океанический бассейн и начинают формироваться офиолиты.

В среднем карбоне возникшие в Северном Тянь-Шане в раннем карбоне прогибы заполнялись карбонатно-красноцветными континентальными терригенными осадками.

В позднем карбоне – перми северо-восточная часть Северного Тянь-Шаня была захвачена наземными извержениями Балхаш-Илийского вулканического пояса и прорвана гранитоидными интрузиями. В конце палеозоя северная мегазона подверглась пологоскладчатым и глыбовым деформациям.

В позднем карбоне Чаткало-Нарынская зона Срединного Тянь-Шаня испытала интенсивные складчато-покровные, а в конце палеозоя – правосдвиговые деформации.

Более южная – Кураминская – зона и ее южное продолжение в Кызылкумах со среднего карбона до начала триаса являлась ареной исключительно интенсивных наземных извержений вулканитов кислого, в меньшей степени среднего и основного, в триасе субщелочного и щелочного состава, сопровождавшихся формированием батолитов гранитоидов (Бельтау-Кураминский вулкано-плутонический пояс).

В конце палеозоя этот комплекс подвергся простым складчато-глыбовым деформациям.

В среднем карбоне в Южно-Тяньшаньской системе возникают внутренние поднятия, и карбонатные толщи постепенно сменяются олистостромовыми, терригенными флишоидными, а в позднем карбоне и ранней перми – молассовыми отложениями, накапливавшимися в остаточных прогибах. В это время формируются линейно-складчатые и покровные структуры.

В конце перми – начале триаса происходят крупноамплитудные смещения по диагональным сдвигам (в т.ч. правосдвиговые в зоне Талассо-Ферганского разлома).

В конце палеозоя в Южно-Гиссарской зоне происходит становление одноименного батолита.

Во второй половине раннего триаса интенсивность тектонических движений резко снижается. Возникший ранее горный рельеф нивелируется, начинается формирование кор выветривания.

В конце триаса – начале юры господствовавший в регионе со второй половины раннего триаса геодинамический режим платформенной стабилизации сменяется эпиплатформенным орогенным. Возникает ряд приразломных впадин, в которых происходит аккумуляция терригенных угленосных отложений.

С конца юры до начала олигоцена в регионе вновь господствует платформенный режим. Территория испытывает слабые поднятия, стимулирующие формирование денудационных равнин.

В то же время Ферганская и Таджикская впадины, восточная часть Алайского хребта и западная периферия Тянь-Шаня испытывали слабое или умеренное погружение и покрывались мелководно-морскими осадками. В эоцене на некоторых участках происходили незначительные излияния базальтовых лав.

В олигоцене-квартере Тянь-Шань – это область проявления геодинамического режима эпиплатформенного орогенеза, значительно более мощного, чем в юрское время.

Поздекайнозойский орогенез в Тянь-Шане, по-видимому, находится в связи с происходящим в кайнозое сближением и столкновением Индостанского и Евроазиатского литосферных блоков. Ориентировка напряжения горизонтального сжатия в регионе меридиональная. На месте денудационных равнин и мелководных морских водоемов возникли сводово-глыбовые поднятия с амплитудой воздымания до 5-7 км. Эти поднятия выражены в рельефе высокогорными и среднегорными хребтами и разделены внутри-, меж- и предгорными впадинами, которые испытывали либо относительное, либо абсолютное опускание. В некоторых впадинах (Ферганской, Иссык-Кульской, Нарынской, Чуйской, Илийской и др.) амплитуды опусканий достигают 3-7 км.

Полезные ископаемые. Полиметаллические и баритовые месторождения Большого Каратау (Ачисай, Миргалимской и др.) имеют стратиформный характер и локализованы среди относительно глубоководных отложений фаменского яруса верхнего девона. Многочисленные месторождения полиметаллов, меди, висмута, вольфрама, а также флюорита и алунита в Кураминской и смежной части Чаткало-Нарынской зоны генетически связаны с интрузиями и эффузиями поздней перми - триаса.

В Кызылкумах (Южный Тянь-Шань) в поднятии Тамдытау в отложениях верхнего рифея (или нижнего протерозоя?) размещено позднепалеозойское крупное гидротермальное штокверковое месторождение Мурунтау.

В Гиссаро-Алайском сегменте с позднегерцинскими гранитами связаны скарновые и гидротермальные месторождения вольфрама и молибдена (Лянгар, Койташ и др.), олова и золота. К вулканическим толщам карбона Южного Гиссара приурочено свинцово-цинковое, медное и серебряное оруденение. На севере Южного Гиссара известны сурьмяно-ртутные месторождения, приуроченные к сланцево-карбонатным отложениям палеозойского возраста. В среднекаменноугольных известняках северных зон этого же сегмента размещены месторождения бокситов.

Неметаллы. В пределах Тянь-Шаня известны месторождения барита (в Большом Каратау), флюорита (в Кураминской зоне). Осадочные месторождения пластовых фосфоритов в хр. Малый Каратау и Малокаратауско-Таласской зоне приурочены к нижнекембрийским отложениям пассивно-окраинного типа.

Горючие полезные ископаемые. Месторождения бурых и частично каменных углей лимнического происхождения приурочены к отложениям нижней-средней юры. Объекты этого типа известны в Южном Тянь-Шане (Ферганский, Зеравшанский хребты), Срединном Тянь-Шане и Северном Тянь-Шане (Хаджисайское месторождение в Иссыккульской впадине и др.). В меловых и палеогеновых отложениях периферийных зон Ферганской впадины имеются месторождения нефти.
Казахское нагорье
В строении региона принимают участие отложения раннего докембрия и неогея до квартера включительно (приложение 2).

Архейские отложения обнажаются в Кокчетавском массиве. Здесь они представлены слюдяными и силлиманит-гранат-слюдяными сланцами, плагиогнейсами, эклогитами, гранулитами (мощность более 9 км) – метаморфитами гранулитовой и верхов амфиболитовой фаций регионального метаморфизма.

В основании Улутауского массива залегают плагиогнейсы, амфиболиты, слюдяные, слюдяно-альбитовые сланцы и кварциты (4-5 км), метаморфизованные в условиях амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций и впоследствии испытавшие плагиогранитизацию.



Нижнепротерозойские отложения представлены мощными сериями метаморфизованных в зеленосланцевой фации осадочно-вулканогенных отложений. Разрез нижнего протерозоя наиболее полно представлен в Улутауском массиве. Здесь обнажаются (снизу вверх):

- отложения нижней части аралбайской серии (кварциты, серицит-кварцевые сланцы, филлиты) мощностью до 1 км;

- отложения верхней части аралбайской серии (порфироиды дацитового и риолито-дацитового состава, альбитовые сланцы, подчиненные им базальтовые порфиритоиды, зеленые сланцы, кварциты, реже мраморы и железистые кварциты) мощностью 4-6 км;

- отложения карпаксайской серии (зеленосланцевая базальт-спилитовая джеспилитоносная толща, сложенная порфиритоидами, апобазальтовыми и апоандезитобазальтовыми зелеными сланцами, хлорит-кварц-серицитовыми филлитами, железистыми и безрудными кварцитами, реже – мраморами) мощностью 3-4 км;

- отложения майтюбинской серии (риолитовые порфироиды и метатерригенные породы – полимиктовые конгломераты, полевошпатовые и кварцевые сланцы, кварциты, железистые кварциты и мраморы) мощностью 5-10 км.

Раннепротерозойский возраст описанных метаморфических толщ подтверждается временем проявления процессов гранитизации отложений майтюбинской серии (1,8 млрд. лет) и возрастом прорывающего ее отложения Карпаксайского массива граносиенитов (1,7 млрд. лет).

В Кокчетавском массиве разрез отложений нижнего протерозоя общей мощностью более 5 км начинается толщей кварцитов и серицит-кварцевых сланцев, которые вверх по разрезу сменяются толщей порфироидов, порфиритоидов, полевошпатовых сланцев, филлитов и зеленых сланцев.

В западной части Казахского нагорья вырисовывается относительно широкий прогиб, который простирается в виде выпуклой к запад-юго-западу дуги.



Нижний-средний рифей и низы верхнего рифея в Улутау и Сарысу-Тенгизской зоне представлены несогласно залегающими на разных горизонтах нижнего протерозоя бозданской серией (мощность до 3 км), сложенной в нижней своей части сланцами, порфироидами и порфиритоидами, а в верхней – доломитовыми мраморами со строматолитами, кварцитами, серицит-кварцевыми сланцами и филлитами. Близкие по составу толщи известны в Кокчетавском массиве и Актау-Моинтинском антиклинории. Проявление складчатых деформаций и слабого метаморфизма в этих отложениях датируется 1-1,2 млрд. лет.

После кратковременного периода тектонической стабилизации на разных горизонтах архея, нижнего протерозоя и нижнего-среднего рифея формируются отложения кокчетавской серии мощностью 0,5-1,5 км, представленные кварцевыми песчаниками и кварцитами. Эти песчаники формировались в плоских мелководных прогибах в условиях квазиплатформенного геодинамического режима.



Верхняя часть верхнего рифея – венд – период проявления в регионе геодинамического режима эпиплатформенного рифтогенеза. В это время в западной части региона возникает система из нескольких дуговидно изогнутых зон грабенообразных прогибов, разделявшихся остаточными выступами доверхнерифейского основания.

Наиболее полный разрез верхней части верхнего рифея – венда известен в пределах Байконурского синклинория. Он имеет следующий вид (снизу вверх):

- коксуйская серия (риолиты, игнимбриты, туфы с пачками конгломератов и туфопесчаников) мощностью до 3 км; в других прогибах развиты вулканиты контрастной риолит-базальтовой и щелочно-базальтовой формаций;

- нижневендская серия сероцветных конгломератов, песчаников, туфопесчаников, кремнистых туффитов и диабазов мощностью до 1-1,5 см, которая в Каратау по латерали фациально замещается красноцветными песчано-конгломератовыми толщами;

- верхневендская терригенно-кремнистая фосфатоносная толща кварцевых гравелитов, углисто-кремнистых сланцев, углистых филлитов, алюмофосфоритов (до 0,5 км), сменяющаяся вверх по разрезу мощной (до 1,5 км) серией пестроцветных песчано-глинистых пород с прослоями известняков и доломитов с двумя горизонтами тиллитоподобных конгломератов.

Кембрий-силур - период проявления в регионе рифтогенно-спредингового геодинамического режима в виде двух геодинамических обстановок (пассивных континентальных окраин и рифтогенно-спрединговых хребтов) и субдукционного (энсиматических островных дуг) геодинамического режима.

Офиолиты Тектурмасской и Северо-Балхашской антиклинальных зон сформировались в раннем – начале среднего ордовика. Выше залегают верхнеордовикские кремнисто-терригенные и вулканогенно-яшмо-фтанито-граувакковые, а также олистостромовые (с олистолитами и олистоплаками среднеордовикских яшм) толщи, согласно перекрываемые кремнисто-терригенными и терригенными морскими отложениями силура и нижнего девона общей мощностью до 10-12 км.

В ряде районов кембрий, ордовик и силур выражены карбонатными и терригенно-карбонатными отложениями небольшой или умеренной (до 1-1,5 км) мощности. Вероятно, эти комплексы формировались в пределах более стабильных (пассивно-окраинных) блоков земной коры.

Пассивно-окраинная геодинамическая обстановка проявилась в Кокчетав-Каратауской зоне (Байконурский, Калмыккульский, Марьевский, Петропавловский и др. прогибы, заложение которых произошло еще в позднем рифее – венде).

В этой зоне кембрий, согласно залегающий на венде, представлен кремнистыми, углисто-кремнистыми сланцами, перекрытыми пачкой известняков и фосфатно-баритовых пород общей мощностью 0,2-0,4 км, которые накапливались в относительно глубоководных прогибах в условиях некомпенсированного опускания. Нижний и низы среднего ордовика в Байконурском прогибе сложены маломощными (0,1-0,2 км) кремнистыми и кремнисто-глинистыми породами, в Карманкульском прогибе они замещаются мощной (до 2-3 км) толщей основных вулканитов, яшм (с марганцевыми рудами) и терригенных пород. Верхи среднего и верхний ордовик в обоих прогибах представлены мощными (до 2-3,5 км) флишоидными и выше молассоидными песчано-алеврито-глинистыми толщами с прослоями конгломератов и андезитобазальтовых лав. В конце ордовика описываемый комплекс отложений испытал складчатые деформации и был прорван штоками и батолитами гранодиоритового и гранитового состава.

В геодинамической обстановке спрединговых хребтов формировались офиолиты Степнякско-Кирейской, Ерментау-Чу-Илийской и Чингиз-Тарбагатайской зон.

Время функционирования этих структур – кембрий - ранний ордовик. Развитие их продолжалось до середины силура.

В Майкаинской и Бощекульской подзонах Ерментау-Чу-Илийской зоны в основании нижнего ордовика наблюдаются выходы ультрамафитов, габброидов и диабазов офиолитовой ассоциации. Нижний и низы среднего ордовика в этой зоне выражены мощными (до 1,5-3 км) терригенно-кремнистыми толщами (полимиктовые и кварцевые песчаники, алевролиты, глинистые сланцы, фтаниты, яшмы), местами с подчиненными вулканитами толеит-базальтового состава.

В Ерментау-Чу-Илийской зоне офиолиты перекрываются отложениями верхов среднего-верхнего ордовика, сложенными терригенными флишоидными и олистостромовыми толщами, а местами – вулканогенными и вулканогенно-кремнистыми толщами базальтового и андезито-базальтового состава, принадлежащими, вероятно, субдукционной геодинамической системе.

Островодужная геодинамическая обстановка проявлялась в Ерментау-Чу-Илийской и Чингиз-Тарбагатайской зонах в позднем силуре формированием красноцветных моласс.

В Степнякском прогибе в конце среднего – позднем ордовике накапливались мощные (5-6 км) толщи базальтовых и андезитобазальтовых лав и их пирокластолитов, чередующиеся и латерально замещающиеся терригенными толщами с олистолитами кембрийских известняков.

Девонские отложения, различающиеся по составу, формационной принадлежности и геодинамическим условиям формирования, образуют три основных стратиграфических комплекса: нижнедевонский, среднедевонско-франский и фаменский. И лишь во внутренних частях Джунгаро-Балхашской системы они образуют единую серию отложений.

По характеру строения девонских образований в Казахском нагорье выделяются следующие зоны: 1) каледонская система; 2) девонский краевой вулканический пояс; 3) внешняя (северо-западная) часть Джунгаро-Балхашской складчатой системы, испытавшая в девоне тельбесскую складчатость (граница раннего и среднего девона); 4) внутренняя часть Джунгаро-Балхашской складчатой системы, где тельбесская складчатость не проявлялась.

В пределах девонского вулканического пояса и прилегающего к нему с севера и запада эпикаледонского массива (континентального блока) развиты континентальные вулканогенно-осадочные отложения раннего девона и среднего девона - франа, прорванные интрузиями гранитоидов. Мощный комплекс нижнедевонских наземных эффузивов и пирокластолитов несогласно залегает на нижнепалеозойских и силурийских образованиях. В нем выделяются 2 толщи:

- нижняя, сложенная базальтами, андезитобазальтами, андезитами, реже дацитовыми порфирами и их туфами, а также туфогенно-обломочными породами общей мощностью до 2-2,5 км;

- верхняя толща, представленная игнимбритами, туфами и лавами риолитового и липаритодацитового состава, реже андезитобазальтовыми порфиритами с подчиненными туфопесчаниками и конгломератами, общей мощностью до 1,5-3 км.

Нижнедевонский вулканический комплекс прорван комагматичными интрузиями гранитоидов предэйфельского или раннеэйфельского возраста.

Выше с размывом и слабым несогласием залегает комплекс наземных вулканитов среднего девона – франа. Нижняя его часть сложена лавами и пирокластолитами базальт-андезит-риолитового состава (1-3 км), верхняя сложена в основном туфами, игнимбритами и лавами, риолито-дацитами, а также туфогенно-осадочными и терригенными породами молассового типа. Этот комплекс распространен в основном в его восточном, Причингизском сегменте. Этот вулканический комплекс также прорван интрузиями гранитоидов предфаменского возраста.

В пределах каледонской складчатой системы (эпикаледонского континентального блока), расположенной к западу, северу и северо-востоку от девонского вулканического пояса, в раннем девоне формировался мощный (0,5-3 км) шлейф красноцветных молассовых отложений (конгломератов, песчаников, алевритов), включающий отдельные покровы и силы андезитобазальтов и пачки пирокластолитов. Широко распространены в каледонидах континентальные красноцветные толщи среднего девона и франа. Они слагают разрушенный, некогда сплошной плащ пролювиальных, аллювиальных и озерных отложений, сохранившийся в многочисленных впадинах.

Фаменские отложения залегают на более ранних трансгрессивно. Сложены они морскими терригенно-карбонатными отложениями мощностью 0,1-0,3 км.

В Сарысу-Тенгизском районе мощность карбонатных отложений фамена возрастает до 1-1,5 км, местами появляются пачки глубоководных глинисто-кремнисто-карбонатных отложений, которые можно рассматривать как пассивно-окраинные.

Вдоль границы эпикаледонского массива с герцинской Джунгаро-Балхашской системой прибрежно-морские и мелководные карбонатные отложения сменяются глубоководными глинисто-кремнисто-карбонатными и вулканогенно-осадочными отложениями застойных впадин.

В Джунгаро-Балхашской системе девонские отложения согласно залегают на силурийских и представлены существенно терригенными отложениями. В ее СЗ части, где проявились деформации тельбесской складчатости в разрезе девона выделено три комплекса:

- нижнедевонский (морская песчано-глинистая толща мощностью до 3-5 км, которая в сторону вулканического пояса фациально замещается терригенно-вулканогенной);

- залегающий на нижнедевонском с угловым несогласием среднедевонско-франский (красноцветные терригенные и терригенно-вулканогенные отложения молассового типа);

- фаменский (карбонатная толща, в некоторых узких линейных зонах – глубоководная глинисто-кремнисто-карбонатная с резко подчиненными основными эффузивами).

Во внутренней части Джунгаро-Балхашской системы девон слагает единую мощную серию морских терригенных, местами туфогенно- и вулканогенно-терригенных отложений. В крайней ЮВ части значительную роль в разрезе среднего и верхнего девона играют также кремнистые породы.

Тектурмасская и Северо-Балхашская зоны, в которых локализованы ордовикские офиолитовые комплексы, испытывали в среднем-позднем девоне воздымание и служили источниками терригенного материала.

Нижний карбон на территории каледонид представлен мелководными органогенными и пелитоморфными известняками, окремненными известняками, мергелями турне и нижней части визе мощностью до 0,5 км, в Сарысу-Тенгизском прогибе – до 2 км. Выше согласно залегают терригенно-карбонатные и песчано-алеврито-глинистые отложения верхнего визе и серпухова мощностью до 0,5-1 км.

В Тенгизской впадине нижний карбон сложен маломощной терригенной красно- и пестроцветной толщей, залегающей непосредственно на каледонском фундаменте. В Джесказгано-Чуйской впадине нижний карбон сложен карбонатно-сульфатной с линзами соли толщей турнейского яруса (до 0,5 км) и карбонатно-терригенными в верхней части – пестроцветными отложениями визе и серпухова (1-1,5 км).

На СВ между Карагандой и Экибастузом морские терригенно-карбонатные отложения верхнего визе и серпухова фациально замещаются терригенными угленосными толщами: паралическими – в Карагандинском прогибе (до 2 км) и лимническими – в более северных районах.

В Карагандинском угольном бассейне имеется до 60 угольных пластов относительно небольшой мощности, приуроченных к верхней части визейского и серпуховскому ярусу.

В СЗ части Джунгаро-Балхашской системы турне и низы визе сложены карбонатными, кремнисто-карбонатными и карбонатно-терригенными отложениями. Верхневизейско-серпуховские континентальные терригенно-вулканогенные образования залегают на них с перерывом и несогласием.

Во внутренней части Джунгаро-Балхашской системы нижний карбон представлен терригенными, кремнистыми отложениями и кислыми вулканитами.

В пределах каледонской системы верхний палеозой представлен молассоидными красно-, пестро- и сероцветными существенно терригенными отложениями аллювиально-пролювиального и озерного генезиса. Сложены они песчаниками, гравелитами, алевролитами и аргиллитами с прослоями конгломератов, а также озерных мергелей, известняков, местами сульфатов и хлоридов. Основные районы развития описываемых отложений – это Тенгинская и Джезказканско-Чуйская впадины. Источником обломочного материала в этот период являлась Сарысу-Тенгизская зона. В среднем-позднем карбоне в Карагандинском прогибе продолжалось погружение и формировались лимнические отложения мощностью до 2 км.

Средне-верхнекаменноугольные песчаники Джезказганской впадины вмещают крупное стратиформное месторождение медных руд, приуроченных к ряду пластов серо-зеленых песчаников, а к пермским – соленосная толща с пластами галита, глауберита и тепардита.

В Джунгаро-Балхашской системе верхнепалеозойские отложения выполняют впадины Балхаш-Илийского наземного вулканического пояса. В целом в разрезе вулканитов снизу вверх выдерживается общая тенденция к повышению щелочности и содержания калия.

Так в Тектурмасской впадине разрез верхнего палеозоя имеет следующий вид:

- верхнее визе – серпухов (лавы и туфы андезитов и андезитобазальтов, выше – дацитов и риолитов, туфопесчаники и конгломераты) мощностью до 1-1,5 км;

- средний-верхний карбон (лавы и пирокластолиты андезитового, андезитобазальтового и базальтового состава, перекрытые игнимбритами, туфами и лавами трахириолитов, риолитов и дацитов мощностью до 1,8-2,8 км);

- верхний карбон – нижняя пермь (риолитовые и трахидацитовые игнимбриты, туфы с подчиненными андезитобазальтами, сменившиеся вверх по разрезу толщей трахириолитовых, трахиандезитовых и трахибазальтовых лав и пирокластолитов с прослоями конгломератов и туфопесчаников) общей мощностью до 2,2-3,2 км.

В пределах вулканического пояса происходило формирование комагматичных кислым вулканитам крупных гранитоидных массивов, с которыми связаны месторождения меднопорфировых руд.

Наземные вулканиты позднего палеозоя известны также и в некоторых районах эпикаледонской области: в Сарысу-Тенгизской зоне, к востоку и северо-востоку от Караганды. Это небольшие покровы и субвулканические тела трахириолитового и трахиандезитового состава.

Во внутренней части Джунгаро-Балхашской системы (в Северо-Балхашской, Северо-Джунгарской зонах) присутствуют морские терригенные, а в Центральноджунгарской – вулканогенно-терригенные толщи среднего-верхнего карбона и нижней перми.

Триас. В течение триаса происходило денудационное выравнивание расчлененного рельефа Казахского нагорья, созданного позднегерцинскими деформациями и наземными извержениями.

В позднем триасе в связи с гумидизацией климата началось широкое развитие кор химического выветривания.

Тектонические движения конца триаса – начала юры создали ряд впадин (Байконурская, Карагандинская, Койтасская, Майкюбенская, Курайминская, Алакольская и др.), в которых происходило формирование угленосных отложений, принадлежащих ретскому ярусу позднего девона, лейасу и доггеру. Они представлены конгломератами, песчаниками, алевролитами, аргиллитами пролювиального, аллювиального, озерного и болотного генезиса, заключающими многочисленные пласты бурых углей. Наиболее мощные (до 1,5-2 км) разрезы наблюдаются в Карагандинской и Майкюбенской впадинах.

Меловые и палеогеновые отложения наиболее широко распространены по периферии Казахского нагорья. На отдельных участках нагорья известны маломощные верхнемеловые терригенные отложения как континентального, так и морского (севернее Целинограда) происхождения, а также коры выветривания того же возраста.

С переотложением продуктов латеритной коры выветривания мела-палеогена в карстовых пустотах фаменских известняков связано Тургайское месторождение позднемеловых бокситов.

В Тенгизской и других эрозионно-тектонических депрессиях присутствуют маломощные (до 50 м) континентальные отложения палеогена – белые каолиновые глины, иногда с прослоями и гнездами бурых железняков, кварцевые пески и кварцитовидные песчаники, а также олигоценовые коры выветривания.

Неогеновые отложения небольшой мощности (монтмориллонитовые гипсоносные глины и красно-бурые и пестроцветные глины) развиты в эрозионных и эрозионно-тектонических понижениях.

Кроме того, наблюдаются песчаные аллювиальные отложения плиоцена.

Четвертичный покров представлен аллювиальными, пролювиальными и озерными осадками.

В предгорных впадинах, развитых по периферии горного сооружения Джунгарского Алатау – области господства в новейшее время геодинамического режима эпиплатформенного орогенеза – наиболее представлены неоген-четвертичные грубообломочные (с большой ролью конгломератов и галечников) отложения большой (до 1 км и более) мощности.пассивно-окраинного и предположительноосинклинальный протоского нагорья вырисовывается отноитов и зеленых сланцев.анцев, которые вверх по разрезу сменяются толщей п




1   2   3   4   5   6   7


©netref.ru 2017
әкімшілігінің қараңыз

    Басты бет