книги из ГПНТБ / Геология и полезные ископаемые Киргизии [сборник]
..pdfРис. 3. Палеотектоническая схема Сандалашского района в средне-верхнеордо- викский период (по К. Е. Калмурзаеву и С. К. Керимову, 1972).
/ — геосннклипальнын прогиб; 2 — геоантиклинальные поднятия; 3 — современ ные выходы средне-верхнего ордовика; 4 — глубинные разломи; 5 — современ
ная речная сеть.
го ордовика вновь имели место незначительные и кратковре менные локальные поднятия, давшие крупнозернистые, реже среднезернистые песчаники небольшой мощности, что отчет ливо фиксируется по разрезам северо-западных участков района. Присутствие среди нижнеордовикских осадков ®т- дельных слоев и прослоев ваналиеносных углеродисто-глини- сто-кремнпстых сланцев и их тесная связь, заключающаяся в постепенном переслаивании с песчано-глинистыми и алевро лито-глинистыми отложениями дает нам возможность пред положить, что ванадиеносные сланцы нижнего ордовика так же образовались в мелководных бассейнах.
Таким образом, для кембрия — нижнего ордовика харак терны более устойчивый характер осадков, наличие маркиру ющего ванадиеносного горизонта в нижнем кембрии и частич но нижнем ордовике.
В средне-верхнеордовикское время трансгрессия моря рас ширяется (рис. 3), грубообломочные породы, представленные гравелитами, песчаниками с прослоями глинистых сланцев перекрывают углеродисто-кремнисто-сланцевую формацию. В центральной части прогиба, где было относительно спокойное осадконакопление, осадки средне- и мелкозернистые, а к бе реговым частям моря гранулометрический состав пород ста новится более грубообломочным. Гранулометрический состав и анализ мощностей пород аюторской свиты в северо-запад ных и частично юго-восточных частях региона показывает, что основная масса терригенного материала в период накоп ления свиты, по-видимому, поступала в бассейн с северо-за пада.
Вы в о д ы
1.В исследуемом регионе существовал Пскемо-Сандалаш- ский геосинклинальныи прогиб, ограниченный с юго-востока достоверно установленным дападно-Чаткальским, а на севе ро-западе — предположительно выделенным нами ПскемоСандалашским глубинными и Долгоживущими разломами.
2.Обосновывается время заложения Пскемо-Сандалаш- ского геосинклинального ппогиоа как венд —■верхи верхнегорифея.
3.В позднедокембрийско-нижнепалеозойской истории гео логического развития района, как и в Сары-Джазской струк турно-формационной ползоне (Калмурзаев, 1963), намечают ся четыре главных этапа, соответствующие четырем перио дам: позднедокембрийскому. кембрийскому, нижнеордовикскому и средне-верхнеордовикскому..
10(:
Л И Т Е Р Л Т У Р А
М: Н. А л ь т г а у з е н. Причины возникневеиия эпохи накопления редких металлов и фосфора в морских осадках нижнего палеозоя. М„ Госгеолтехиздат, 1956.
С. Г. А н к и и о в и ч. Нижний палеозой ванадиеносного бассейна Се верного Тянь-Шаня и западной окраины Центрального Казахстана, ч. I. Алма-Ата, Изд-во АН Каз. ССР, 1961.
Ю. В. Ж у к о в . Нижнепалеозойские формации Срединного Тянь-Ша- пя. В сб.: Новые данные по стратиграфии Тянь-Шаня. Фрунзе, «Илим»,
1965. |
Е. К а л м у р з а е в. |
Основные черты истории |
геологического раз |
|||
К. |
||||||
вития |
Сары-Джазского района в нижнем |
палеозое |
(Центральный |
Тянь- |
||
Шань). Мат-лы по литологии, геохимии и оруденению |
осадочных |
толщ |
||||
Тянь-Шаня. Фрунзе, 1963. |
К о р о л е в. |
Особенности |
позднедокембрий- |
|||
В. |
В. К и с е л е в , В. Г. |
|||||
екой и ранне-палеозойской тектоники Тянь-Шаня. В кн.: Вопр. тектоники докембрия континентов. М„ «Наука», 1970.
В. Г. К о р о л е в. Возраст «свиты Арчалы» н стратиграфия нижнего палеозоя Чаткало-Нарынской зоны. Тр. ин-та геол. АН Киргиз. ССР, вып. IX, 1958.
В. И. К н а у ф . Геология СССР, т. 25. М., «Недра», 1972.
Е
В. М. Лапин
О СООТНОШЕНИЯХ РТУТНОЙ И СУРЬМЯНОЙ МИНЕРАЛИЗАЦИЙ В ТЕРЕК-КАССАНСКОМ РУДНОМ РАЙОНЕ
(Северная Фергана)
Вопрос о генетических взаимоотношениях между ртутной и сурьмяной минерализациями имеет прямое отношение к поз нанию закономерностей пространственного размещения этих месторождений, которым, как известно, много внимания уде лял академик Д. И. Щербаков. От того, будет ли отвечать их размещение пульсацпонной гипотезе или температурной зональности (зональности осаждения), во многом зависит оценка перспектив поведения оруденения на глубину. Это осо бенно касается сурьмяного оруденения, а учитывая часто встречающееся с ним золото — и для золотого.
В Киргизии генетические взаимоотношения между ртут ной и сурьмяной минерализациями выяснялись на примере южно-ферганских месторождений. Для Северной Ферганы такие взаимоотношения в литературе не описаны. Терек-Кас- санский район представляет собой весьма удобный объект для такого изучения, так как в нем пространственно тесно сближены ртутные, сурьмяные и золотые проявления, а вер тикальный размах каждого из названных типов оруденения не столь значителен, как в месторождениях Южной Ферганы.
Отличительной особенностью Терек-Кассанского рудного района, по сравнению с Южно-Ферганским сурьмяно-ртутным рудным поясом, является то, что в южноферганских месторож дениях широко развит флюорит, а в сурьмяных месторожде ниях Кассанского района его практически нет. Е.сли на Хайдарканском и других месторождениях ртутное и сурьмяное оруденения формируются в течение единой кварц-флюорит- антимонит-киноварной стадии минерализации (Сургай, 1955 и др.), то в месторождениях Кассанского района главной про дуктивной стадией является антимонит-кварцевая, без сколь ко-нибудь заметного участия в ней киновари (Мустафин, 1956). В Кассане сурьмяные руды иногда пространственно совмещаются с золоторудными телами, а в то время как в юж
108
ноферганских сурьмяных месторождениях рудное золото не ус тановлено. Общим; же для этих районов является постоянное сонахождение и пространственная сближенность сурьмяных и ртутных проявлений, свидетельствующая о единстве источ ника рудных растворов (но необязательно о формировании этих месторождений из одной порции рудных растворов).
В бассейне р. Кассам проявления киновари и антимонита известны еще с 30-х годов (В.ольфсон, 1937). В последующие годы были открыты новые коренные проявления сурьмяной и ртутной минерализаций. К ним относится рудопроявление Сарыункур, где ртуть в количестве до 0,2% отмечалась в окварцованных известняках и мергелях живетского возраста сов местно с пиритом, антимонитом, блеклыми рудами, галени том, сфалеритом и другими рудными минералами. Киноварь была установлена также в гидротермально измененных вул каногенных породах нижней перми в пределах так называе мой минерализованной зоны Кашка-су. В протолочках из окварцованных, серицитизированных и каолинизированных пород киноварь отмечалась вместе с пиритом, реже арсенопи ритом, антимонитом, галенитом и гематитом, а из жильных — с кварцем, хальцедоном, кальцитом и баритом (Мустафин, 1960). Генетические взаимоотношения между перечисленны ми выше минералами не выяснялись. Ранее было лишь уста новлено, что на месторождениях Каратюбе и Ортосай кино варь выделялась после антимонита и пирита (Вольф-- ccfa, 1937).
В последние годы получены новые данные о взаимоотно шениях ртутной и сурьмяной минерализаций. Обнаружены собственно ртутные рудопроявления Актам и Ачикташ, а так же ртутная геохимическая аномалия в зоне Северо-Кассан- ского разлома.
Рудопроявление Актам располагается в двух километрах к северо-северо-востоку от одноименного поселка. Оно пред ставлено залежью халцедоновидного кварца, образованной в сводовой части антиклинальной складки, меридионального про стирания. Низкотемпературному окварцеванию подверглись здесь гематизированные элювиальные брекчии живетских из вестняков и перекрывающие их конгломераты нижней перми. В процессе окварцевания распыленный гематит был переве ден в магнетит, от чего кварц приобрел окраску от темно-се рой до черной. Кварцевая залежь содержит рассеянную ки новарь и ее рудные скопления, о чем свидетельствует сохра нившаяся пещерообразная древняя выработка со следамискалыванияпород настенках. Содержание ртути в кварцевой залежи составляет тысячные и десятитысячные доли процен
та, то есть на два-три порядка превышает ее содержание в неизмененных породах. Кроме того, киноварь широко развита в рыхлых отложениях участка н отмечена в зоне халцедоно видного окварцевания в известняках (вторая древняя выра ботка на ртуть).
Следующим пунктом проявления ртутной минерализации является зона Северо-Кассанского разлома на участке, рас положенном в 2 км к востоку от р. Терексай. Конгломераты н туфы нижней перми в зоне разлома подверглись сплошной аргиллизации, а местами и халцедоновидному окварцеванию. На протяжении более 200 м эти породы имеют повышенное содержание ртути (от 0,0005 до 0,002%) при фоновом содержа нии сурьмы. К югу и западу от этого участка в повышенных количествах появляются мышьяк, висмут и сурьма, связан ные с околорудными ореолами вокруг сурьмяного (Алмалыбулак) и золото-арсенопиритового (Тереккан) место рождений. На самих же упомянутых объектах аномальных концентраций ртути не обнаружено.
Участок Ачикташ располагается в пределах известной ртутьсодержащей минерализованной зоны, на правом бор ту одноименного ущелья, в 0,6 км от р. Кассансай. На участ ке обнаружена залежь халцедоновидного кварца, вмещаю щая прожилки и вкрапленность киновари, ассоциирующей с пиритом и агатом. Вмещающие кварцевую залежь туфы ан дезитовых порфиритов подвергнуты карбонатизации, пирити зации, аргиллизации и гидрослюдистому изменению. В квар цевой залежи повсеместно отмечается резко аномальное со
держание ртути |
(от 0,002 до 0,06%); сурьмяных аномалий |
не обнаружено. |
Киноварные прожилки встречаются редко. |
Центральную их |
часть занимает концентрически зональный |
агат, по периферии которого размещаются вкрапления пири та и киновари. Прожилки не имеют четких зальбандов, они непротяженные, местами линзовидные. Рассеянная сульфид ная минерализация в кварцевом теле представлена в основ ном пиритом. Изредка можно встретить мельчайшие выделе ния киновари и пирита, тяготеющие к агатовым жеодкам. Все эти особенности позволяют прийти к выводу, что кварце вая залежь и заключенные в ней киноварьсодержащие про жилки и гнезда являются образованиями близко одновремен ными, сингенетичными.
Ртутная минерализация установлена также на одном из новых сурьмяных рудопроявлений (Именинном), расположен ном в тектонически осложненном северо-западном контакте Нижнетерекского интрузива граносиенит-порфиров триасово го (?) возраста. На измененные породы кварц-карбонатно-
110
сврицитового состава, вмещающие антимонит-кварцевые лин зы и вкрапленный антимонит, наложена низкотемпературное оквардевание (халцедон), сопровождаемое аргиллизацией и повышенным содержанием ртути (от 0,0001 до 0,008%). За пределами указанных изменений в зоне отсутствуют ртутные аномалии, хотя концентрация сурьмы в породе остается вы сокой. Ртутная минерализация располагается гипсометрически выше собственно сурьмяных рудных тел.
В целом в пространственном размещении ртутных геохи мических аномалий в Терек-Кассанском рудном районе наме
чается определенное тяготение |
их к |
менее эродированным |
участкам этой территории. Они |
распространены в пределах |
|
Большого Кассанского грабена |
и на |
прилегающих к нему с |
севера площадях. Встречаются обычно совместно с сурьмяны ми аномалиями, но при различных площадных соотношениях между ними. В одних случаях сурьмяные аномалии имеют широкое площадное развитие, а ртутные занимают среди них ограниченные по площади участки. В других случаях и ртут ные, и сурьмяные аномалии тесно пространственно ассоции руют друг с другом и характеризуются примерно одинаковы ми размерами.
Полученные данные позволяют сформулировать некото рые выводы о соотношении ртутной и сурьмяной минерализа ций в Терек-Кассанском рудном районе.
1. Ртутная минерализация района представлена киновар но-халцедоновым типом и формировалась при весьма низких температурах.
2.На участках, где ртутная минерализация встречается совместно с сурьмяной, она является отчетливо более поздней.
3.В вертикальном разрезе зона отложения киновари рас полагается выше сурьмяной зоны, но несколько перекрыва
ет ее.
4. Ртутное и сурьмяное оруденение ' является, по всей вероятности, продуктом одной стадии минерализации. От меченные пересечения можно объяснить постепенным пониже нием температуры в зоне рудоотложения н соответствующим опусканием с течением времени нижней границы отложения киновари, вплоть до частичного перекрытия ею собственно сурьмяной зоны.
|
|
Л И Т Е Р А Т У Р А |
|
|
|
В е л и к и й |
А. С., |
В о л г и н В. Ю., И в а н о в |
В. С. |
К вопросу |
о |
стадийности процесса рудообразоЕания на Ишметауском |
рудном поле. |
В |
|||
сб.: Структурные |
типы |
и генезис ртутно-сурьмяных |
месторождений, 196/. |
||
В о л ь ф с о н Ф. |
И. и др. Оруденение Южнечаткальских гор. М.-Л..,. |
|
Изд. АН СССР, 1937. |
Т. Минералогические и некоторые генетические осо |
|
М у с т а ф и н |
К. |
|
бенности одного |
из сурьмяных месторождений Южного Тянь-Шаня. Тр. |
|
ин-та геол. АН Киргиз. ССР, вып. 8, 1956. |
||
Му с т а ф и н |
К. |
Т. Рудоносность и металлогенические особенности |
Кассанского района (Чаткальский хребет). Изв. АН Киргиз. ССР. Серия естеств. и техн, наук, т. П, вып. I, 1960.
С у р г а й В. Т. К парагенезису минералов сурьмяно-ртутных место рождений Киргизии. Тр. ин-та геол. Киргиз,. ФАН СССР, вып. 1, 1955
К. Е. Калмурзаев, Э. Ш. Шакиров, Л. Д. Медведев
ДЖЕТЫМСКИЙ ЖЕЛЕЗОРУДНЫЙ БАССЕЙН
БЦЕНТРАЛЬНОМ ТЯНЬ-ШАНЕ
ВЦентральном Тянь-Шане, где на протяжении 16 лет про водились геологические исследования, было обнаружено и детально изучено 15 месторождений железных руд, суммар ные запасы которых ставят этот район в один ряд с крупней шими железорудными месторождениями Советского Союза
(Адышев, 1970).
Площадь распространения центрально-тянь-шаньских же лезорудных месторождений охватывает хребет Джетым-Тоо и восточное окончание хребта Нура-Тоо. В геологическом строе нии месторождений принимают участие главным образом оса дочно-метаморфические и в меньшей степени изверженные породы докембрия и палеозоя. Докембрийские образования представлены свитой Большого Нарына (средний — верхний рифей) и Джетымской серией венда (свита Джетым-Тоо, го ризонт «верхних тиллитов»); палеозойские — шорторской се
рией (Cm—Ох(?), кокбельской (Oj) |
и эчкибашской (0 2+3.) |
|
свитами |
(Адышев, 1970; Калмурзаев, |
1964; Королев, 1960; |
Медведев, 1960). Силурийские отложения повсеместно отсут |
||
ствуют, а |
девонские и каменноугольные развиты спорадиче |
|
ски.
Свита Большого Нарына сложена пестроцветными кварцфельзитпорфирами, микроклиновыми порфирами и их туфа ми. Породы рассланцованы, окварцованы и серицитизированы. Мощность свиты до 2500 м.
' Свита Джетым-Тоо подразделяется на три подсвиты: ниж нюю, среднюю и верхнюю. Нижняя и верхняя подсвиты пред ставлены грубообломочными породами — тиллитоподобными конгломератами; средняя — глинистыми сланцами, карбо натно-глинистыми сланцами и песчаниками с залежами гема- тито-магнетитовых руд. Содержание железа в рудах варьиру ет от 30 до 50%, кремния — 30—40%, фосфора — 0,2—0,4%,
серы — менее 0,1%. Из общей мощности свиты (около 1800 м
8 2679
ка долю рудоносной средней подсвиты приходится 280 — 300 м. К средней подсвите свиты Джетым-Тоо и приурочены все иавестные крупные месторождения железных руд Джетымского железорудного бассейна (Адышев, 1970; Королев, 1960; Шакиров, 1964).
В тектоническом отношении территория' железорудного бассейна расположена в пределах центральной части Чаткало Нарынской структурно-формационной зоны и ограничи вается с севера важнейшей структурной линией Гянь-Шаня, а с юга—Атбаши-Иныльчекским разломом. Основным структур ным элементом: первого порядка является антиклинорий Боль шого Нарына, сложенный породами одноименной свиты с па дением их к северу (под углом 25—70°, иногда 80—90°) и к Югу (15—40°). Простирание антиклинория почти широтное, шарнир его постепенно погружается в восточном направлении. Крылья антиклинория осложнены крупными антиклинальны ми и синклинальными складками второго порядка, к которым
иприурочены залежи железных руд. В западной части север ного крыла антиклинория (в междуречье Дангы и Ийрису) установлен ряд мощных рудоносных структур, являющихся непосредственным продолжением известных антиклинальных
исинклинальных складок месторождения Дангы, что под тверждает предположение о распространении оруденения под отложениями палеозоя.
На основании детального анализа физических свойств
горных пород и руд территория развития Джетымской желе зорудной формации делится на две неравные части. К пер вой относится немагнитостабильная полоса горных пород в междуречье Туюксу и Башнура, ко второй — прекрасно про слеженная на расстоянии 30—40 км к востоку от р. Туюксу широтно вытянутая магнитостабильная полоса, в пределах ко торой породы свиты Джетым-Тоо были изучены в разрезах по рекам Дангы, Молдобаши, Телеке и Курменты, пересекаю щим одноименные железорудные месторождения.
По всем изученным разрезам вектора естественной оста точной намагниченности снизу вверх имеют три группы глав ных направлений. Первая группа (А—9 — 20°) соответству ет положению магнитного меридиана начала времени осадконакопления свиты Джетым-Тоо (нижняя подсвита), вторая группа отвечает середине свиты (средняя подсвита) — вре мени рудонакопления с постепенным увеличением величины склонения до 30—40°, а наклонения — до 60—70°. Третья группа направлений (А—82, — 19°) соответствует этапу за вершения формирования осадков свиты (верхняя подсвита).
144