Переработка пыли в процессах ПЖВ. Существует несколько вариантов организации процесса жидко-фазного восстановления железа из жел. 3(39) Конф Интернаук январь 2019. Сборник статей по материалам XXXIX международной научнопрактической конференции 3 (39) Февраль 2019 г
 Скачать 4.21 Mb.
|
|
Таблица 1. Этапы проявления позднепалеозойско-раннемезозойского внутриплитного магматизма в пределах ЦАРС и Чаткало-Кураминского региона (цифры в скобках датировки млн.лет). по В.В. Ярмолюк и др. [18] с дополнениями авторов по Чаткало-Кураминскому региону (авторы датировок указаны в тексте). Этапы внутриплитной активности Позднекарбоново- раннепермский этап ЦАРС Чаткало-Кураминская зона (Срединный Тянь-Шань) Тарим-Южно-Монгольский Трапповая область Тарима – высотитанистые базальты щелочно- базальтовой и толеитовой серий. Обрамление области – бимодальные ассоциации и интрузии пикродолеритов и пикритов (290-275) 14 Продолжение таблицы 1. Рифтовые зоны: Гоби- ТяньШаньская: - грабены, впадины- бимодальные базальт- комендитовые ассоциации, дайковые пояса, субщелочные и щелочные граниты, (318-280), Li-F лейкограниты (285); Главного Монгольского линеамента – субщелочные и щелочные граниты (315-290) Рифтовые зоны: - грабены- трахиандезит-дацитовые ассоциации пород надакского комплекса (301-307 U-Pb). Монцонит-диорит-гранодиоритовая формация куюндинский комплекс (302 U-Pb) Пермь – раннетриасовый этап Пермский этап Хангайский зональный ареал Рифтовые зоны: Гоби - Алтайская – грабены, впадины- базальты, комендиты, пантеллериты, дайковые пояса, массивы щелочных гранитов и сиенитов, интрузии пикродолеритов и пикритов (290,270); Северо-Монгольская - грабены, впадины, базальты,базальт-трахит – пантеллеритовые ассоциации, щелочные граниты, габбро, габбро-монцониты (270-250); Хангайский батолит - габбро, габбро-диориты, гранодиориты, субщелочные лейкократовые граниты и граносиениты (270-240). Рифтовые зоны: - грабены - субщелочные базальты, андезибазальты, андезиты шурабсайского комплекса трахибазальт- трахиандезитовой формации. Штоки бабайобского комплекса габбро-монцонит-сиенитовая формации (276 Rb-Sr), дайки гушсайского комплекса - граниты, гранодиориты, кварцевые сиениты, щелочно- полевошпатовые риолиты. Вулкано-тектонические депрессии – кальдеры, экструзивные купола, дайки; трахириолит- комендитовые, бимодальные трахириолит - базальтовые, гранитовые вулканические и субвулканические ассоциации трахириолитовой формации кызылнуринского комплекса (268-281 Rb-Sr). Дайки субщелочных основных и кислых пород, граносиениты, сиениты (гузаксайский, урюклинский комплексы) 265±6 Rb-Sr). Онгориолиты (263 Rb-Sr) ашибузук-каракушханинского комплекса]. Штоки субщелочных гранитов, лейко- гранитов гранит- аляскитовой формации арашанского и шайданского комплексов (289-271 Rb-Sr). 15 Окончание таблицы 1. Триас - юрский этап Триас-раннемеловой этап Монголо-Забайкальский ареал Рифтовые зоны: Западно-Забайкальская - грабены, впадины, базальты, трахибазальты, пантеллериты, щелочные трахидациты, щелочные граниты, граносиениты, щелочные Li-F лейкограниты (230-195); Северо-Гобийская зона – грабены, впадины, базальт-трахит-трахидаци- товые, базальт-комендитовые ассоциации, моношпатовые сиениты, граносиениты и аляскиты, Li-F лейкограниты (225-205); Хорхоринская зона – вулканические впадины выполненные базальт-трахи- товыми и базальт- трахидацитовыми ассоциациями, Li-F граниты, лейко- граниты и граносиениты (215-205); Хентей-Даурский батолит: габбро, габбро-диориты, гранодиориты, биотитовые граниты, Li-F граниты (230-195) Трещины растяжения - дайки мончикитов, камптомончикитов (202,4±6 8 7 Sr| 86 Sr – 0.7051). Дайки, трубки взрыва, диатремы щелочно базальтоидной формации Вост. Карамазара, Кошмансай, Тереклисай (169 млн. л.) Долериты чадакского комплекса (175,8±3 млн. лет, 87 Sr| 86 Sr – 0.7065). Щелочные базальты ангрен- джигиристанского комплекса (97±12 87 Sr| 86 Sr – 0.71089) базальт-долеритовой формации Этапы внутриплитной активности ЦАРС Позднекарбоновый – раннепермский этап. Этот период охватил интервал времени между 320 и 275 млн. лет. Рассмотрим этот этап на примере Тарим-Южно-Монгольской – части ЦАРС, которая включает на западе траппы Тарима и на востоке рифтовые зоны Гоби-Тяньшаньского и Главного Монгольского линеамента [10]. Траппы Тарима сложены лавами щелочно-базальтовой и толеитовой серий, на площади в пределах Таримского микроконтинента 2.5 х 10 5 км. По данным Цзян Чаня (2006) возраст траппов Тарима имеет диапазон 275-290 млн.лет. В северо-восточной части Тарима широко распростра- нены раннепермские бимодальные вулканические ассоциации (трахи- базальты и кислые туфы). С востока область траппов обрамляется интрузиями пикродолеритов и пикритов с Cu-Ni оруденением. В них отмечается высокая магнезиальность и повышенная щелочность с калиевым уклоном. 16 Гоби-Тяньшаньская рифтовая зона представлена широтной сетью грабенов вдоль Гоббийского Тянь-Шаня через всю южную Монголию. Грабены выполнены породами бимодального вулканического комплекса (базальты, андезибазальты, комендиты, пантеллериты), с которыми ассоциируют дайки того же состава. Продолжительность развития рифтового магматизма этой зоны по данным В.В. Ярмолюка (2008) составляет 317-280 млн. лет. Характерной особенностью магматизма этой зоны является наличие нормальных известково-щелочных интрузивных пород (гранитов, биотитовых гранитов). Геохимические данные показы- вают, что эти породы образовались в результате взаимодействия коры с мантийными магмами (Ярмолюк, 2008). Рифтовая зона Главного Монгольского линеамента, в основном контролируется телами массивов щелочных гранитов, протягивающихся на расстоянии более 800 км. Пермь – раннетриасовый этап. В этот этап сформировалась Хангайская изверженная область, Гоби-Алтайская и Северо-Монгольская рифтовые зоны. Хангайская магматическая область по [10] характеризуется зональ- ным строением. Центральная часть сложена Хангайским батолитом, а на краевых частях располагаются протяженные грабены Гоби-Алтайской и Северо-Монгольской рифтовых зон. Гоби-Алтайская рифтовая зона представлена протяженными грабе- нами, заполненными породами бимодального вулканического комплекса (базальты, комендиты, пантеллериты) и интрузивными массивами щелочных гранитов и сиенитов. Осевые части грабенов трассируются поясами даек, ширина которых нередко превышает 1000 м (Ярмолюк, Коваленко, 1991). Это, косвенно, может свидетельствовать о большой амплитуде растяжения в ходе образования рифтовой зоны. Северо-Монгольская рифтовая зона определяется по северному окончанию Хангайского батолита, контролируется широтной зоной раз- ломов и представляет собой серию грабенов заполненных базальтовыми и базальт-трахит-пантеллеритовыми вулканическими ассоциациями пород. Время ее формирования пришлось на верхнюю пермь. В ходе возникновения грабенов образовались многочисленные дайки, силлы, штоки габбро и габбро-монцонитов (Номгонский рас- слоенный интрузив). Их возраст составляет 256 млн.л. (Изох и др., 2011). Хангайский батолит, расположен в центральной части между Гоби-Алтайской и Северо-Монгольской рифтовыми зонами Батолит имеет площадь более 120 000 км 2 , он сложен габбро, габбро-диоритами гранодиоритами, тоналитами, плагиогранитами, и лейкократовыми гранитами. Время формирования пород составляет 269-242 млн. лет и соответствует верхней перми – началу триаса. 17 Триас-Раннеюрский этап. Западно-Забайкальская рифтовая зона имеет ширину до 200 км и протяженность свыше 1000км. В ее пределах развиты вулканические поля платобазальтовой и бимодальной вулканических ассоциаций, а также многочисленные гипабисальные массивы щелочных гранитов, граносиенитов и Li-F лейкогранитов. Возраст формирования рифтовой зоны составляет 230-195 млн.лет. Северо-Гобийская зона. В строении зоны принимают участие субщелочные породы вулканических (базальт – трахит – трахидаци- товые и базальт – комендитовые) и плутонических гранитоидных ассоциаций. Они слагают сравнительно небольшие по площади поля вулканитов, субвулканические и гипабиссальные интрузивные массивы сиенитов, граносиенитов, аляскитов. Хархоринская зона связывает между собой Северо-Гобийскую и Западно-Забайкальскую зоны. Внутреннюю структуру определяют узкие небольшие грабены и разломы северо-восточного простирания, ориентированные поперек зоны. Этапы внутриплитной активизации Срединного Тянь-Шаня Срединный Тянь-Шань относится к ряду хорошо изученных областей герцинского магматизма. Полное перечисление всех исследователей внесших вклад в изучение магматических формаций Срединного Тянь-Шаня заняло бы не одну страницу, назовём только главные работы, ставшие определяющими на долгие годы. Это работы Н.П. Васильковского (1952), Х.М. Абдуллаева (1957), И.Х. Хамрабаева (1974, 1986), В.А. Арапова (1983, 1985), В.П. Коржаева (1985), Далимова Т.Н. (1975,1981, 2010). В конце 70-х годов прошлого столетия в геологию активно входят идеи новой глобальной тектоники. В резуль- тате постепенного пересмотра гипотезы фиксизма в сторону мобилизма работами В.С. Буртмана, М.Д. Геся, В.С. Луткова, Т.Н. Далимова, И.Н. Ганиева, Х.Д. Ишбаева, Р. Ахунджанова и других верхнепалеозой- ский магматизм Срединного Тянь-Шаня уже определялся как окраинно- континентальный вулканоплутонический Бельтау-Кураминский пояс. Пермский магматизм ими диагностировался как внутриплитный магматизм горячих точек. Т.Н. Далимов, И.Н. Ганиев, Х.Д. Ишбаев (2005, 2006, 2010), Р. Ахунджанов, У.Д. Мамарозиков (2014, 2018) определили развитие верхнепалеозойского магматизм воздействием мантийного диапира. Т.Н. Далимов, И.Н. Ганиев, (2010) в верхнем палеозое выделили два типа диапира коровый и мантийно-коровый. Анализ работ В.А. Арапова, К.П. Коржаева, Т.Н. Далимова, И.Н. Ганиева по распространенности и составу верхнепалеозойских магматических формаций позволил нам пермский этап разделить на два интервала. 18 Первый и более ранний (В.А. Арапов,1983, Т.Н. Далимов, Я.М. Рафиков, 1986) характеризуется заложением узких линейных грабенов, контролируемые зонами глубинных разломов (Северо- Ферганский, Кумбельский и Касанский). В их зоне образовались Бадамский, Чадакский, Коксарек-Кумлайский, Касанский и Такелийский грабены (рис. 1). Грабены возникли в результате деструкции коры в пермское время. В плане они имеют удлиненную (до 15-20 км) форму, шириной рифтовой долины в разных участках от 1,5 до 6,0 км. Примечание: 1 - приразломные депрессии; 2 - моногенные грабены; 3 - кальдеры типа Вэлис; 4-резургентные кальдеры; 5-регматическая сеть разломов; 6-границы палеозойких образований. Структуры (цифры на рис.): грабены: 1 - Такелийкий, 2 - Кассанский, 3 - Бадамский; приразломные депрессии: 4 - Чадакская, 5 - Кумлай-Коксарекская; кальдеры; типа Вэлис: 6 - Карабашская, 7 - Чилтенская, 8 - Акшуранская; резургентные: 9 - Кызылнуринская, 10 - Бабайтаудорская, 11 - Самгарская. Рисунок 1. Схема размещения сводово-вулканических рифтов, вулканотектонических депрессий, кальдер обрушения (по В.А. Арапову, 1983; В.П. Коржаеву, 1984 г.) 19 Заполнены они вулканитами шурабсайского комплекса трахибазальт-трахиандезитовой формации. Для вулканитов отмечается два ритма осадконакопления (Далимов, Рафиков, 1986). Первый – преимущественно осадочный (песчаники, алевролиты, гравелиты). Это связано с растяжением рифтов и обрушением бортов грабенов. Второй ритм - вулканический, связанный с дальнейшим их развитием и заполнением рифтовой долины продуктами вулканизма. Вулканизм этой формации носил преимущественно эксплозивный характер, характеризующийся большими объемами туфов трахиандезитов, трахиандезибазальтов различной размерности от мелкообломочных до бомбовых, среди которых встречаются потоки лав трахиандезитов и трахибазальтов. Трахибазальт-трахиандезитовая формация шурабсай- ского комплекса по особенностям химического состава принадлежит к субщелочным производным базальтовых серий характеризуется высокой кремнекислотностью (50- 66 %), щелочностью (5-6,5 %) и глино- земистостью, а также обеднены CaO и MgO. Породы шурабсайского комплекса по особенностям вещественного состава близки к базальтоидам континентальных зон Северной Монголии, Рейнского грабена и рифта Рио-Гранде [4]. Завершается формирование вулканитов этой формации внедре- нием субвулканических тел и выжимкой экструзий трахибазальтов и трахиандезибазальтов. В Бадамском грабене в верхней части разреза отмечаются единичные слои лав трахитов. Трахибазальт- трахиандезитовая формация по данным Т.Н. Далимова, Я.М. Рафикова (1986) относится к непрерывно дифференцированным сериям пород от базальтов (трахибазальтов) к дацитам, трахитам, через трахиандезиты. Степень дифференцированности различная. Наиболее дифференци- рованы образования пород формации в Бадамском и Чадакском грабене, что видимо, обусловлено степенью раскрытия рифтов, длительностью существования периферических магматических очагов и степенью переработки корового материала вовлеченного в магмообразование. Плутонические аналоги этой формации внедряются в виде трещинных штоков бабайобского комплекса габбро-монцонит- сиенитовой формации по краям грабенов (Бабайобский, Актепинский, Айгырбайтальский, Алычалыкский и Хандайлыкский интрузивы). В строении массивов принимают участие габбро, диориты (главная фаза), монцониты, кварцевые сиениты. Интрузивы специализированы на серебро-полиметаллическое оруденение, в пределах которых располагаются два месторождения серебра. Возраст пород бабайобского комплекса определен Р. Ахуджановым, С.С. Сайдыганиевым [15] в рамках ранней перми (276±3, 87 Sr/ 86 Sr – 0.70540). 20 Смена тектонического плана приводит к появлению ослабленных зон, по которым происходит внедрение даек гушсайского комплекса, продукты которого имеют черты сходства вещественного состава с образованиями трахириолитовой формации кызылнуринского комплекса. Дальнейшая эволюция рифтовой структуры Срединного Тянь-Шаня приводит к образованию вулкано-тектонических депрессий и кальдер, в которых накапливаются бимодальные вулканические образования кызылнуринского комплекса трахириолитовой формации. Образования формации локализуются в кольцевых структурах (Акшуранская, Бабайтоудорская, Карабашская, Кузылнуринская, Чилтенская и Самгарская, Касанский грабен), где представлены туфами риолитов, трахириолитов с прослоями лав трахириолитов, трахидацитов (рис. 1). В Карабашской и Бабаутоудорской кальдерах среди кислых туфов отмечены прослои лав базальтов. Центральные части кальдер в боль- шинстве сложены субвулканическими или эсктрузивными телами гранит порфиров. Образования трахириолитовой формации по химическому составу имеют комендитовый уклон, иногда среди лав трахириолитов появляются ультракалиевые риолиты. Базальтоиды образуют редкие прослои лав, но более распространены отдельные штокообразные тела субвулканических трахибазальтов. Особенно их много отмечено в Чилтенской и Карабашской кальдерах. Они образуют изометричные тела шириной до 250-300м нередко в краевых зонах субвулканических тел отмечаются автомагматические брекчии трахибазальтов. Продолжительность формирования образований трахириолитовой формации, согласно определениям абсолютного возраста разных фаций вулканитов проведенных В.Н. Волковым (ИГЕМ РАН) составляет приблизительно 20 млн. лет. Позднее всех по его данным образовалась кольцевая Майликотанская кольцевая дайка (268±5, 87 Sr/ 86 Sr – 0.71115), обязанная своим происхождением обрушению вулканического аппарата Бабайтоудорской кальдеры. Экструзивные купола и покровные фации комплекса имеют примерно одно время образования 281-284 млн. лет ( 87 Sr/ 86 Sr – 0.70581–0,70627). После завершения активной фазы вулканизма, растяжение грабенов, видимо продолжалось, но уже с меньшей интенсивностью. Растя- жения вдоль зоны Северо-Ферганского разлома, а затем вдоль зоны Кумбель-Арашанской системы нарушений привело к заполнению трещин растяжения дайками гузаксайского и урюклинского комплексов (265±6 Rb-Sr 87 Sr| 86 Sr – 0.7104, Голубев ИГЕМ РАН), а также внед- рению отдельных даек онгориолитов ашибузук-каракушханинского комплекса (263±2 87 Sr/ 86 Sr – 0.70901, Ахунджанов и др., 2014). 21 Завершает пермский этап внутриплитного магматизма внедрение малоглубинных интрузивов арашанского комплекса гранит-аляскитовой формации. В составе Шайданского, Чаркасарского, Арашанского, Беданалисайского, Майдантальского интрузивов гранит-аляскитовой формации развиты аляскиты, порфировидные субщелочные лейко- граниты. Главными породообразующими минералами гранитоидов являются: калишпат-пертит, кварц, плагиоклаз - альбит и биотит, а ведущими акцессориями - апатит, циркон, флюорит, магнетит и другие, содержащиеся в породах в переменных количествах. С гранитоидами связаны дайки и жилы аплитов, пегматитов и зоны грейзенов несущие редкометальную минерализацию. Общими для аляскитов-субщелочных лейкогранитов являются их повышенная кислотность, щелочность - особенно калиевая, железистость, умеренная глиноземистость и низкая титанистость, сухой парагенезис вкрапленников и др. Особенностью пород гранит-аляскитовой формации Кураминской зоны Срединного Тянь-Шаня являются высокие концентрации, относительно кларка - К, Rb, Nb, Be, W, Sn, F, U, Thи пониженные содержания - Li, Ba, Sr, Zr, Те, В и элементов группы железа. По уровню концентрации летучих элементов (F и В) гранитоиды формации четко делятся на фтористые (Шайданский, Арашанский, Чаркасарский и Беданалисайский интрузивы) и бороносные типы ультракалиевые аляскиты Октябрьского интрузива (Восточный Карамазар). Фтористые типы аляскитов сопровождаются редкометальными (W, Sn, Be), бороносные - безрудные. Возраст гранитоидов гранит-аляскитовой формации на 11 млн. лет различающийся в зависимости от методов определения. Определения возраста гранитоидов Арашанского массива U-Pb методом (Селтман, Д. Конопелько) равны 289,3±2,5, а определения Rb-Sr методам (Сайдыганиев, 2009) составляют 278±4 87 Sr/ 86 Sr – 0.70901. В связи с этим можно сказать, что становление интрузивов происходило почти одновременно с образованием вулканитов в кольцевых структурах. Триас-раннемеловой этап характеризуется заключительными стадиями растяжения и поднятия Кураминской зоны. В раннем триасе в центральной осевой части Чаткальского хребта (междуречье рек Шавазсай – Дукент) происходит внедрение по трещинам растяжения даек щелочно-ультраосновных пород (мончикиты, камтомончикиты), имеющих возраст 202,4 млн. лет. Дайки этого комплекса относятся к камафугитовой серии ультраосновных лампрофиров и возникли из мантийного источника в результате контаминации с коровым материалом. Признаками этого является присутствие в составе 22 высокобарических минералов – муассанита и киновари, косвенно свидетельствующих о глубинном происхождении данных пород. (Далимов Р.Т., и др. [6]). Это подтверждает также отношение 87 Sr| 86 Sr равное 0.7051. Возможно с этим комплексом связаны трубки взрыва и диатремы в бассейне р. Алатаньга описанные И.В. Мушкиным [12] и трубка взрыва Кошмансай выявленная Р.Г. Юсуповым. Диатрема Алтын в Восточном Карамазаре по данным Таджибаева (1996) сложенная кампто-мончикитами имеет возраст 169 млн.л.[16.] Дальнейшее и заключительные стадии растяжения коры происходят параллельно зоне Кумбельского разлома и заполнение возникших в результате этого трещин субмеридионального простирания дайками низкощелочных оливиновых долеритов чадакского комплекса (175,8±3 млн.лет) и щелочных базальтов ангрен-джигиристанского комплекса (97±12 млн.лет). Этот этап можно интерпретировать как этап отраженной активизации. Отношение изотопов 87 Sr| 86 Sr (0,7065-0,71089) показывает, что источник формирования этих даек был также мантийным, обогащенный литофильными элементами в результате взаимодействия с корой континентального типа. Исследования Добрецова(2005), Ярмолюка (2000, 2013) Коваленко (2003) и других показали, что магматизм рассматриваемой эпохи Сибирского кратона и его Юго-Азиатского обрамления был связан с воздействием на него суперплюма над, которым Сибирский континент дрейфовал на протяжении всего фанерозоя. Взаимодействие суперплюма с континентом привело к образованию целого ряда магматических областей (Сибирские траппы, траппы Тарима, траппы Урала, магма- титы ЦАРС, и Срединного Тянь-Шаня) различия в строении, составе и истории формировании определялся геотектоническими условиями проявления магматизма (рис. 3). Если образование Сибирских траппов и траппов Тарима можно объяснить автономной мантийной активностью, то в пределах южного края палеоконтинента представленного, струк- турами Урало-Монгольского складчатого пояса процессы были начаты в обстановке активной континентальной окраины, что отразилось на характере образованных магматических формаций в позднекарбоновый- раннепермский этап. На эти структуры наложена Центрально-Азиатская рифтовая система, отдельные зоны которой сформировались на протя- жении перми, триаса до раннего мела включительно. |