Главная
Новости
Строительство
Ремонт
Дизайн и интерьер
Строительная теплофизика
Прочность сплавов
Основания и фундаменты
Осадочные породы
Прочность дорог
Минералогия глин
Краны башенные
Справочник токаря
Цементный бетон




13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017





Яндекс.Метрика
         » » Бокситообразование в орогенных поясах

Бокситообразование в орогенных поясах

25.09.2017

В геосинклинальных поясах краевых областей континентов зависимость между орогенезом и распределением бокситов проявляется наиболее отчетливо. В качестве примера рассмотрим горные системы Динарид, Эллинид и Апеннин. Эти системы являются членами южной дуги альпийско-средиземноморской геосинклинали. Динариды и Эллиниды непосредственно связаны друг с другом; их границей считается крупный поперечный разлом Скутар-Печ. Юго-западное крыло обеих горных систем носит миогеосинклинальный характер, а северо-восточное — эвгеосинклинальный характер. Формирование бокситов происходило только в возвышенных областях. Начиная с раннего мезозоя здесь происходит накопление карбонатных осадков.
В Динаридах после пфальцской орогенной фазы нижнего триаса, считающейся завершением герцинского орогенеза, проявилась так называемая новолабинская фаза небольших подвижек на границе среднего и верхнего триаса. В Словении, Черногории и на плато Лика формировались крупные месторождения бокситов. Новокиммерийская орогенная фаза складчатости была слабо выражена и привела только к местным воздыманиям. С этой фазой связаны бокситовые месторождения, образовавшиеся в течение мальма и на границе юры и мела. Слабыми местными воздыманиями характеризовались австрийская, субгерцинская и ларамийская орогенные фазы. К каждой из них приурочено накопление бокситов. Эти фазы истолковывались Хераком как подготовительные процессы тектонического «катаклизма», происшедшего в конце палеогена. В начале миоцена в ходе савской орогенной фазы происходило надвигание тектонических поясов в юго-западном направлении и формирование крупных тектонических покровов. Интенсивные тектонические подвижки привели к расчленению рельефа и резкому усилению эрозии. Карбонатное осадконакопление сменилось формированием обломочных толщ, распространившихся постепенно на большие территории, одновременно прекратилось накопление бокситов. Даже если местами и происходило образование бокситов, то они вскоре размывались и перемешивались с обломочным материалом. Более поздние орогенные фазы только усилили эту тенденцию, например в Динаридах не найдены бокситовые залежи моложе верхнего олигоцена. Основной тектонической особенностью Динарид является то, что после герцинского орогенеза здесь никогда не было полного тектонического покоя. Относительно слабое проявление орогенных фаз вызывало местные воздымания. Все это привело к появлению здесь нескольких бокситоносных горизонтов. Ниже приведены данные о количестве бокситов и бокситовых глин на территории Динарид в зависимости от времени их образования:

Уменьшение количества боксита среди молодых осадков весьма характерно, однако следует отметить, что бокситы триаса являются наиболее глинистыми.
Тектоническое развитие геосинклинальных областей начинается с внутренних частей эвгеосинклинальных поясов, затем через миогеосинклинальный пояс оно продвигается к периферии орогенной области. Такая же в общих чертах последовательность имеет место и в карстовых бокситах. В эвгеосинклинальном поясе Динарид неизвестны бокситовые залежи моложе верхнего мела, а на внутренней стороне миогеосинклинального пояса бокситоносные горизонты распространены от среднего триаса до среднего эоцена. Наконец, в наружной (юго-западной), адриатической зоне, за исключением небольшого месторождения Bpap титонского возраста, в Истрии найдены только бокситы палеоцена и эоцена. He случайно, что именно бокситовая формация месторождения Власеница в Югославии, находящегося в самом внутреннем поясе, отличается от типичных карбонатных формаций и очень похожа на «загрязненные» карбонатные бокситовые формации Задунайского Среднегорья.
В Эллинидах тектоническое развитие было примерно таким же. Здесь во внутренней части эвгеосинклинальной зоны, в Пелагонийском и Вардарском поясах, находятся самые древние залежи бокситов, относящиеся к перми — триасу, триасу и юре. Западнее, в Субпелагонийском поясе, обнаружены мальмские залежи бокситов. В Парнасском поясе бокситы известны в трех горизонтах: в нижнем и верхнем мальме и в туроне. Все бокситоносные горизонты совпадают по времени со слабыми тектоническими движениями и местными поднятиями. Флишевая толща большой мощности образовалась в палеоцене и эоцене в результате интенсивного тектонического поднятия и связанного с ним размыва. С образованием флиша прекратилось накопление бокситов в этом поясе. В самом внешнем миогеосинклинальном поясе, так назывемом поясе Гаврово, с триаса до среднего эоцена происходило карбонатное рифообразование. В этой зоне после слабых тектонических движений среднего эоцена произошло местное воздымание и накопление бокситов. Ho с образованием флиша накопление бокситов прекратилось.
Омоложение бокситоносных горизонтов от центра к периферии, таким образом, можно наблюдать и в Эллинидах. Эта закономерность нарушается только небольшими сенонскими залежами на острове Эвбея. Для объяснения бокситообразования здесь с палеогеографической и тектонической точек зрения необходимы дальнейшие исследования. Наибольшая интенсивность тектонических движений в Эллинидах падает на олигоцен — начало миоцена, когда отдельные тектонические блоки надвигались один на другой в юго-западном направлении.
В Апеннинах в отличие от Динарид и Эллинид от конца палеозоя до альбского века наблюдался относительный тектонический покой и непрерывное осадконакопление. За это время бокситы нигде не могли образоваться. В сеноманском и туронском веках происходили слабые подвижки и воздымание, при этом сформировались залежи бокситов в одном или двух горизонтах в среднем и внешнем пороговых поясах. Вследствие более интенсивного тектонического подъема и денудации в олигоцене началось накопление флиша, а бокситообразование прекратилось. Наиболее интенсивные тектонические движения проявились в миоцене (савская орогенная фаза).
Выводы. Во всех трех горных системах бокситовые залежи формировались в эпохи слабых тектонических движений, перед появлением сильной тектонической активности. Самое большое число бокситоносных горизонтов и большое количество боксита формировались там, где покой был наиболее продолжительным: в Динаридах общее количество бокситов оценивается в 600 млн. т. В Эллинидах, где подготовительный этап был менее продолжительным, число бокситоносных горизонтов и количество бокситов меньше (всего 490 млн. т). В Апеннинах, где подготовительный этап был самым кратковременным, образовался только один бокситоносный горизонт, лишь местами два, причем количество боксита составляет всего 50 млн. т.
В эвгеосинклинальной зоне герцинской геосинклинали Урала бокситовые залежи формировались в среднем девоне, а в миогеосинклинальной зоне бокситов — в верхнем девоне. Следовательно, омоложение бокситов от центра к периферии имело место и здесь.
Среди внутриконтинептальных орогенных поясов наиболее детально изучено тектоническое развитие Пиренейско-Прованского орогенического пояса. Так как в этом районе имеются крупные месторождения бокситов, его можно рассмотреть в качестве примера. В этом районе известно несколько фаз герцинского орогенеза, конечным проявлением которого является перерыв в осаднонакоплении на границе перми и триаса. После этого до самого аптского века на большей части территории продолжалось непрерывное морское осадконакопление. Больше всего боксита обнаружено в аптском, альбском, туронском и сенонском ярусах, а также на границе мела и палеоцена.
В триасе и юре для района было характерно медленно протекающее непрерывное погружение и тектонический покой. В начале мела тектоническая подвижность возросла, погружение прервалось местным воздыма-нием, начали формироваться зачатки будущих структурных поясов, антиклиналей и синклиналей. В это время началось образование бокситов, совпавшее с небольшим подъемом. Новые погружения и воздымания в верхнем мелу свидетельствуют о возрастающей подвижности района. На границе мела и палеоцена в ларамийскую фазу складчатости произошло расчленение рельефа, и карбонатное осадконакопление сменилось накоплением обломочного материала во всем горном массиве, что привело к прекращению бокситообразования.
Наиболее интенсивная, пиренейская фаза складчатости на границе эоцена и олигоцена вызвала сильную складчатость и надвиги. После этого большая часть территории была поднята, и осаднонакопление сменилось общим размывом. Постепенно затухающее складкообразование продолжалось еще в миоцене, и образование бокситов уже нигде не происходило.
После герцинского орогенеза здесь наступил тектонический покой длительностью около 90 млн. лет, и в течение этого времени бокситы не образовывались. После этого 70 млн. лет район характеризовался слабой тектонической активностью, локальным воздыманием и куполообразованием. Все бокситовые залежи образовались в это время. Затем снова наступил период интенсивного орогенеза, сильного размыва и накопления обломочных осадков. Образование бокситов в это время не происходило.
В качестве примера развития бокситов на срединных массивах и в бассейнах рассмотрим развитие Паннонского массива в Венгрии. В этом районе с герцинским орогенезом связано формирование складчатого фундамента. Самой интенсивной была бретонская фаза на границе девона и карбона, довольно сильно проявилась и судетская фаза. Завершился орогенез относительно слабой астурийской фазой. По Вейну, за счет стабилизации герцинских структур в это время происходило формирование Паннонского срединного массива, или масссива Тисия. Размыв герцинских горных сооружений начался в верхнем карбоне, наиболее интенсивным был в перми, а в триасе постепенно завершился.
В отношении бокситообразования наиболее важным районом здесь можно назвать Задунайское Среднегорье в Венгрии. Триас, лейас и доггер характеризуются погружениями, повторяющимися колебательными движениями и морским осадконакоплением. В мальме новокиммерийская орогенная фаза сопровождалась разломами и небольшим воздыманием, но в общем она не была интенсивной. После завершения этой фазы продолжалось накопление карбонатных осадков. Австрийская орогенная фаза проявилась с несколько-большей интенсивностью, в это время образовались разломы и местные поднятия. Нижнеаптский бокситоносный горизонт Альшопере приурочен именно к этой фазе. Затем продолжалось карбонатное осадконакопление.
После субгерцинской орогенной фазы вся территория Задунайского Среднегорья была поднята, что привело к образованию крупных месторождений бокситов в юго-западной части гор Баконь. После новой трансгрессии моря в ларамийскую фазу произошло новое воздымание, к которому приурочено самое большое накопление бокситов от Шюмега до Нежи. Во время местных поднятий иллирийской фазы в среднем эоцене образовались небольшие скопления бокситовых глин. К концу эоцена сильные движения, связанные с пиренейской орогенной фазой, привели к формированию нового рельефа, наиболее поднятые части которого начали интенсивно размываться. Вследствие этого карбонатное осадконакопление сменилось песчано-глинистым, и образование бокситов прекратилось. В Восточных Альпах и Карпатах савская и штирийская орогенные фазы были весьма интенсивными, сопровождались огромными надвигами, тектоническими покровами и общим воздыманием. В пределах Паннонского массива после поднятия по разломам началось погружение больших территорий Штегена и др. считают Паннонский регион межгорной впадиной.
Бокситообразование в пределах региона шло в период подвижек после периода относительно покоя. Ядром района является микроплита, отчасти стабилизированная в ходе герцинского орогенеза; отдельные орогенные фазы были здесь менее интенсивными, чем в соседних геосинклинальных областях. На медленные колебательные движения указывают относительно продолжительные перерывы в осадконакоплении.
Тектоническая полоса Виллань — Тоткомлош — Бихор на юге страны расположена в области перехода к геосинклинальному поясу. В австрийскую и субгерцинскую орогенные фазы эта полоса характеризовалась большой подвижностью и интенсивным сжатием. Накопление бокситовых залежей близ Надьхаршань в Венгрии и Падуреа-Краюуи в Румынии приурочено к менее интенсивной и предшествующей им новокиммерийской фазе. Стратиграфический разрез этих двух месторождений почти одинаков, и минеральный и химический составы бокситов сходны. В то же время в соседних, совершенно отличных по развитию полосах Мечек — Кишкёрёш и Игаль — Бюк залежи бокситов не формировались.
Выводы. Во внутриконтинентальных орогенных поясах накопление бокситов происходит в эпохи относительно малой тектонической активности, предшествующие резкому усилению орогенеза.
Тектоническое развитие орогенных поясов островных дуг имеет свои характерные особенности. В качестве примера рассмотрим район Карибского моря. Острова Ямайка и Гаити можно считать в тектоническом отношении восточным окончанием так называемого поднятия Никарагуа. До середины юры на этой территории господствовал относительный тектонический покой. В середине юры с северо-востока началось поддвигание Атлантической океанической литосферной плиты под Карибскую литосферную плиту. Вдоль зоны субдукции началась вулканическая деятельность, в результате которой возникла островная дуга. К концу мела первая фаза ларамийского орогенеза привела к интенсивному подъему островной дуги. При этом образовались синорогенные интрузии гранодиоритов, а по оси островной дуги проявился метаморфизм высокого давления. В начале эоцена возникла интенсивная складчатость. От среднего эоцена до середины миоцена в течение примерно 30 млн. лет на этой территории был относительный тектонический покой. Медленное непрерывное погружение и происходящее при этом карбонатное осадконакопление привели к формированию мощной толщи известняков. В середине миоцена в результате слабого орогенеза произошло полное поднятие Ямайки, и вдоль разломов она распалась на тектонические глыбы. Большинство глыб наклонено к югу. В конце плиоцена на севере и востоке Ямайки произошли новые интенсивные движения и интенсивная складчатость. Имеющиеся геологические данные показывают, что на этой территории не существовало раннемезозойской или палеозойской геосинклинали.
Образование бокситов на севере Ямайки, по всей вероятности, началось в олигоцене, а на юге — в верхнем миоцене и продолжалось до конца плиоцена. На острове Гаити возраст бокситообразования также, вероятнее всего, верхний миоцен — плиоцен.
Дуга Антильских островов и ее северное крыло с Гаити и Ямайкой и в настоящее время является активной тектонической зоной.
Образование бокситов началось на поднятой территории после ларамийского орогенеза, в конце относительно спокойного периода и, возможно, завершилось с началом орогенеза в плиоцене. По мнению автора, образование бокситов в этом районе еще не закончилось, новые орогенные движения и изменения климата могут привести к новому бокситообразованию.
Островные дуги в юго-западной части Тихого океана представляют еще более молодые орогенические зоны, поддвигание океанической плиты еще в полном разгаре, поэтому здесь преобладают вулканическая деятельность и накопление пирокластического материала. Карстовые бокситы формируются только в относительно спокойных районах, где рифовые известняки поднимаются над уровнем моря (например, Соломоновы острова, остров Луайо-те и т. д.). Там, где подходящий климат и слабая эрозия позволяли это, образовались даже небольшие залежи латеритных бокситов (острова Гуам, Фиджи, Палау и т. д.). В этих районах бокситообразование продолжается и в наши дни и, по всей вероятности, будут продолжаться в геологическом будущем. Здесь можно ожидать формирования нескольких бокситоносных горизонтов.
В орогенных поясах, после завершения орогенеза и тектонической стабилизации района, в посторогенные периоды снова могло начаться бокситообразование, если район оставался в пределах благоприятной для формирования бокситов климатической зоны, например накопление латеритных бокситов, на алюмосиликатных породах.
Итак, тектоническое развитие регионов ограничивало формирование карстовых бокситов не только в пространстве, но и во времени. Это является причиной того, что количество образовавшихся за всю историю Земли карстовых бокситов менялось не линейно, а циклично.