Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Геологическое строение и прогнозная оценка скарново-полиметаллического оруденения Алтынтопканского рудного узла

ВАК РФ 04.00.14, Геология, поиски и разведка рудных и нерудных месторождений

Автореферат диссертации по теме "Геологическое строение и прогнозная оценка скарново-полиметаллического оруденения Алтынтопканского рудного узла"

2 1р'аССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК

ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ, ПЕТРОЛОГИИ, МИНЕРАЛОГИИ И ГЕОХИМИИ (ИГЕМ РАН)

На правах рукописи УДК 553075(575.3):51(043.3)

ЯЗАШШ АШАЯ БЕПБАЕВИЧ

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ I ПРОГНОЗНАЯ ОЦЕНКА СШНОВО-ПОШШАШШЧЕСШО ОРУДЕНЕННЯ

ШЬШТООКЙНСКОГО РУДНОГО УЗЛА

(ШАМШПЕ ГОРЫ]

О1/. 00-11

Специальность 04-00.14.- Геология, поиски и разведка рудных и нерудных месторождений

ДИССЕРТАЦИЯ

на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук в форме научного доклада

Москва ♦ 1938

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК

ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ, ПЕТРОЛОГИИ, МИНЕРАЛОГИИ И ГЕОХИМИИ (ИГЕМ РАН)

На правах рукописи УДК 553.075(575.3):51 (043.3)

ДЗАЙНУКОВ АЛИХАН БЕПБАЕВИЧ

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ И

ПРОГНОЗНАЯ ОЦЕНКА

СКАРНОВО-ПОЛЕШЕТАЛЛИЧЕСКОГО ОРУДЕНЕНИЯ АЛТЫНТ0ПКАНСК0Г0 РУДНОГО УЗЛА (КУРАМИНСКИЕ ГОРЫ)

Специальность ОД.00.14 - Геология, поиски и разведка рудных и нерудных месторождений

ДИССЕРТАЦИЯ

на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук в форме научного доклада

Москва ♦ 1998

Работа выполнена в Институте геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии (ИГЕМ РАН) и ПО "Таджикгеология"

Официальные оппоненты:

д. г.-м-н. Е.М.Некрасов (НПО "Аэрогеология") к. г.-м-н. КВ.Подлесский (ИГЕМ РАН)

Ведущее предприятие: Центральный научно-исследовательский

институт редких и благородных металлов

Защита состоится /г » _ 1998 Г. в /1 часов на

заседании специализированного совета К.002.88.02 по защите диссертаций на соискание учёной степени кандидата геолото-минералогических наук

Адрес: 109017, Москва, Старомонетный пер., 35 С работами А.Б. Дзайнукова можно ознакомиться в библиотеке

ИГЕМ РАН

Автореферат разослан

• /•

1998 г.

Ученый секретарь специализированного совета К.002.88.02

ВВЕДЕНИЕ

Полиметаллические месторождения скарновой формации занимают значительное место в общем батансе мировых запасов свинца и цинка. Алтынтопканский рудный узел (Республика Таджикистан) включает два крупных (собственно Алтынтопкан и Северный Алтын-топкан), а также ряд средних и мелких промышленных объектов скарново-полиметаллической формации.

Исследования рассматриваемого рудного узла во многом способствовали разработке фундаментальных проблем формирования месторождений этой формации (A.B. Королев, 1926-1962 гг.; Ф.И. Вольфсон, 1936-1962 гг.; Д.С. Коржинский и В.А. Жариков. 19491968 гг.; В.А. Королев, 1954-1975 гг.; М.Р. Еникеев, 1954-1970 гг.; А.И. Серебрицкий, 1959-1963 гг. и др.).

В процессе разведки и эксплуатации свинцово-цинковых месторождений рудного узла (Алтынтопкан, Чалата, Сардоб, Пайбулак и др.) выявлено их сложное геологическое строение и установлено многообразие факторов формирования.

Автор в течение длительного времени (1954-1992 гг.) решал разнообразные проблемы образования скарново-полиметаллических месторождений Алтынтопканского рудного узла, участвуя в исследовании их геологии, структуры, геохимии и промышленной значимости. На определенном этапе исследования рудного узла, связанном с оценкой его перспектив на новые скрытые залежи полиметаллических руд, автором решались научные задачи по выявлению:

1. основных особенностей и этапов развития геологической структуры;

2. главных элементов геологической структуры и закономерностей размещения в них промышленных полиметаллических залежей;

3. ведущих рудоконтролирующих факторов и оценки их влияния на размещение, морфогенезис и масштабы полиметаллического ору-денения;

4. новых перспективных геолого-структурных позиций и оценки их прогнозных ресурсов на свинец и цинк;

наиболее перспективных участков для постановки поискового бурения.

Объектами исследования служили фланги и глубокие горизонты полиметаллических месторождений и проявлений Алтынтопканского рудного узла (Ташбулак, Кичиксай, Чалата, Алтынтопкан, Ташге-зе, Сардоб, Новая зона, Перевальное, Мышиккол, Учкотлы, Пайбулак и др.).

Результаты работ частично опубликованы, а в большей мере заключены в фондовых материалах (ВГФ, фонды ТаджГУ). Основные результаты, изложенные в предлагаемом докладе, относятся к разработке научно-методических основ поисков и прогнозирования скрытого оруденения в орогенных областях.

Актуальность выполненных исследований связана с резко возрастающим в настоящее время интересом к условиям образования крупных и уникальных месторождений рудных полезных ископаемых.

Научная новизна:

1. В итоге детального геологического картирования площади Ал-тынтопканского рудного узла получены новые данные по его стратиграфии, тектонике и магматизму. Выделены и оконтурены главные элементы структуры, выявлены периоды их заложения, обновления и консолидации.

2. Установлено важное значение элементов структур блокирования и вулканотектонических построек в локализации скарново-по-лиметаллического оруденения.

4. Выделен новый морфогенетический тип скарново-рудных тел, представленный субсогласными многоярусными залежами в литоло-гически благоприятных туфогенно-осадочных отложениях серпуховского яруса (свита Уя).

5. Уточнены геологические границы Алгынтопканского рудного узла и выполнен детальный количественный прогноз ресурсов скрытого промышленного скарново-полиметаллического оруденения, высокая достоверность которого подтверждена поисковым бурением.

Методика исследований и фактический материал. Поставленные задачи решены автором путем детального объёмного изучения геологических образований рудного узла, включавшего разномасштабное геолого-структурное картирование поверхности (208 км2), подземных горных выработок (более 10 тыс. м) и керна (более 300 тыс. м). Важные детали внутреннего строения, состава, рудоносности и возраста отдельных геологических тел (толща, горизонты, интрузивы, зоны разломов, рудные залежи и др.) выявлялись специальными разрезами (более 40 км) и документациями (более 2000). Изучение геологических образований сопровождалось отбором проб на минералого-петро графические, химические, спектральные, физико-механические, ядерные, рентгено-структурные и другие виды анализов. В процессе лабораторной обработки геологической информации составлены геологические, тектоническая и специальные карты (рудоносности, структурно-геологическая подошвы верхнепалеозойской осадочно-вулканогенной толщи), а также геолого-структурные разрезы, схемы и таблицы состава, количества, форм, возраста и других параметров геологических образований. Анализ этих материалов и данных детальной разведки месторождений рудного узла позволил систематизировать выявленные закономерности размещения и выделить новые рудоконтролирующие факторы, установить связи последних между собой и с интенсивностью полиметаллического оруденения в различных геолого-структурных обстановках. С учётом количественного выражения совместного влияния факторов рудоконтроля в пределах выделенных перспективных площадей оценены относительные продуктивности 4520 однородных геолого-структурных позиций.

Количественная оценка прогнозных ресурсов (Pi.Pi) этих позиций на свинец и цинк произведена путем сопоставления с эталонными объектами (рудоносные однородные геолого-структурные позиции, разведанные по категориям В+С,).

Практическая значимость. Создана детальная геологическая основа освоения минеральных ресурсов узла (кондиционные геологические карты масштаба 1:5000 и 10000, карты рудоносности, тектоническая, структурная, прогнозная, многочисленные сквозные глубинные геолого-структурные разрезы), существенно расширены его перспективы на свинец и цинк, выделены наиболее перспективные участки для постановки первоочередных поисков и разведки. Всё это позволяет выбирать оптимальные направления продолжающихся в рудном узле геологоразведочных и эксплуатационных работ.

Апробация работы. Научные результаты исследований автора опубликованы в 40 работах, из которых И касающиеся вопросов геологии и прогнозирования полиметаллического оруденения в Ал-тынтопканском рудном узле, приведены в прилагаемом списке литературы. Результаты работ автора докладывались на симпозиумах "Математические методы в геологии"(г. Пршибрам, ЧССР, 1987), "Многофакторные модели рудных месторождений"(г. Цхалтубо, ГССР, 1988), Всесоюзной конференции "Повышение эффективности научного обоснования локального прогноза месторождений рудных полезных ископаемых" (г. Москва, 1987), методических семинарах в ПО "Таджикгеология" (1985, 1987,1990гг.). За оказанное внимание к выполнявшимся исследованиям и обсуждение их результатов автор искренне благодарен известным специалистам в области геологии рудных месторождений докторам геолого-минералогических наук П.А.Шехтману, В.А.Королеву, И.П.Кушнарёву, Р.М.Константинову, В.П.Федорчуку, Л.И.Лукину, В.Ф.Чернышеву, С.В.Григоряну, А.Р.Файзиеву, И.М.Голованову, С.Т.Бадалову, а также коллегам по совместной работе в Карамазаре В.А.Арапову, В.Н.Байкову, Ж.Н.Кузнецову, В.В.Михайлову, Ю.С.Шихину, И.П.Кошлакову, Г.А.Ковеш-никову, А.Д.Стерлину, Г.Т.Таджибаеву и многим другим. Особую признательность автор выражает своему научному руководителю чл-корр.РАН профессору Ю.Г.Сафонову.

КРАТКАЯ ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА АЛТЫНТОПКАНСКОГО РУДНОГО УЗЛА

Алтынтопканский рудный узел расположен в Кураминском блоке Бельтау-Кураминского вулканоплутонического пояса (ВПП), сформированного как резонансно-тектоническая субширотная структура в каледонский и герцинский циклы тектоногенеза на границе Сре-динно-тяньшаньского (Сырдарьинского) жесткого массива и Южно-тяньшаньской геосинклинали (рис. 1).

Обнажённую горную часть региона, представленную в районе юго-западным окончанием Кураминского хребта (горы Карамазар), слагают геологические образования каледонского, герцинского и альпийского структурных этажей. Первые два из них, занимающие большую часть площади, участвуют в строении герцинских протяжённых смежных сквозных субширотных горстов и грабен синклиналей. Последние разграничены крупными долгоживущими продольными разломами и перебиты на более мелкие тектонические блоки диагональными и поперечными разрывными нарушениями. Площади поднятий сложены многофазными гранитоидами герцинского структурного этажа, а депрессии выполнены комплексом осадочных, вулканогенных, метаморфических и интрузивных пород обоих структурных этажей. Рассматриваемый рудный узел размещается в наиболее приподнятой и интенсивно эродированной северо-западной части Кара-мазара. Большую часть его территории занимают структурные сооружения каледонского и герцинского этажей. Структурные постройки альпийского этажа развиты локально и не играют существенной роли.

В пределах узла в основном развиты палеозойские слабо метамор-физованныетерригенные (81), терригенно-карбонатные (В2-С,), оса-дочно-вулканогенные (О,?; С,-С2) и интрузивные (Б^ образования. Наиболее древние из них обнажены в северо-западной и юго-восточной частях узла. Здесь в основании стратифицированного разреза прослеживается сравнительно мелководная ритмично построенная сероцветная толща (около 870 м) аргиллитов, алевролитов и полимиктовых песчаников с прослоями гравелитов и афанитовых известняков сардобской свиты нижнего среднего ландовери. В верхах отмечены единичные согласные маломощные (до 1 м) тела спилитов. С резким угловым несогласием на них залегает нижнедевонская оса-

Рис 1. Тектоническая схема Алгынтопканского рудного узла. Составили: В.Н.Байков, В.В.Михайлов, А.БДзайнуков. Использованы материалы: А.Н.Ба-лашева, Ж.Н.Кузнецова, Ю.С.Шихина и др:

1 — терригенные отложения нижнего силура; 2 — интрузивы бургундинской группы; 3 — вулканиты нижнего девона; 4 — карборнатные отложения среднего палеозоя; 5 — вулканиты минбулакской свиты; 6 — интрузивы карамазарской группы; 7 — вулканиты акчинской свиты; 8 — вулканиты джамансайской свиты; 9 — вулканиты надакской свиты; 10 — интрузивы шайданской группы; 11 - мел — неоген; 12 — антропоген. Разломы: 1- Северо-Каратаусский; 5 — Джарбулакский; 6 — Калканатинский; 7 — III акарбу лакский; 8 — Шорбулакский; 8 — Кошкудукский; 11 — Акмечетский; 12 — Родниковый; 13 — Баштавакский; 14 — Мисканский; 15 — Алтынтопканский; 16 — Чалатинскии; 18 — Курбанкульский; )9 — Ташбулакский; 20 — Андабайский; 21 — Касканасайский; 22 — Мышиккольский; 23 — Меридиональный; 24 — Пайбулакский; 25 — Аткулакский; 26 — Приконтактовый; 27 — Каранкульский; 28 — Дайковый; 29 — Джилянский; 44 — Железный; 45 — Мирзатаусский; 63 — Карамазарский; 66 — Арабулакский; 69 — Сардобский I; 119 — Сардобский II; складчатые структуры: 3 — Кураминская антиклиналь; 4 — Алтынтопканская синклиналь; 5 — Карамазарская антиклиналь.

дочно-вулканическая толща, в составе которой выделены катран-гинская и калканатинская свиты. Первая (нижняя) сложена внизу маломощной (15-30 м) пачкой базальных осадков (конгломераты, песчаники, алевролиты), в средней части толщей (400 м) вулканитов (андезиты, андезито-дациты, дациты массивные, брекчиевидные, агло-мератовые) и в верху горизонтом (400 м) тонко и грубообломочных осадочных отложений (сланцы, алевролиты и песчаники с прослоями брекчий, конгломератов, граувакк и кремнистых доломитов). Вторая свита состоит из пачки конгломератов, туфоконгломератов, песчаников, гравелитов и туфов (50 м) и перекрывающей их толщи (155 м) слоистых туфов и игнимбритов риолитового состава. Выходы нижнедевонских отложений отмечены в северо-восточной части узла и в виде тектонических пластин и скиалитов в обрамлении карама-зарских гранитоидов на юге.

На глубоко эродированных силурийских и нижнедевонских отложениях лежит мощная (около 2600 м) среднедевон-нижнекарбоновая терригенно-карбонатная толща, расчлененная по органическим остаткам и литологичекому составу на 14 свит: моголтаускую (около 200 м базальные конгломераты, песчаники, алевролиты, единичные карбонатные прослои), карамазарскую (170 м песчаники; мергели, известняки и доломиты песчанистые; сланцы глинистые), джакгалык-скую (130 м доломиты, частично известковистые, известняки доломитовые), джарбулакскую (190 м известняки глинистые и доломити-стые, доломиты известковистые, мергели), умбеттинскую (170 м известняки вязевые глинистые, доломитовые и доломитистые, мергели, доломиты известняковые, известковистые, единичные прослои песчаников), барактынтаускую (110 м известняки глинистые, доломитовые и доломитистые, мергели, реже аркозовые песчаники), дальверзинскую (60 м доломиты массивные, единичные прослои песчаников аркозовых), ташбулакскую (200 м доломиты ленточные, реже известняки доломитовые), мирзарабатскую (160 м известняки массивные, реже тонко и средне-слоистые доломитистые или доломитовые, доломигы известняковые), коксуйскую (320 м известняки, изредка доломитистые или содержат кремнистые стяжения), салля-ташскую (65 м сланцы и известняки кремнистые, известняки битуминозные), кульчулакскую (345 м доломиты, частью известковые или известковистые; известняки брекчиевидные доломитовые, нередко кремнистые), кичиксайскую (175 м известняки, иногда глинистые, доломитистые или кремнистые, доломиты известковистые, сланцы глинистые, мергели, редкие прослои полимиктовых песчаников) и уинскую осадочно-вулканогенную (345 м).

Особый интерес представляет установленная автором (1958 г.) нижнекаменноугольная вулканогенно-кремнисто-карбонатная свита, несущая на месторождениях Мышиккол и Учкотлы стратиформную промышленную полиметаллическую минерализацию и имеющая в разрезе четырехчленное строение. Отложения нижней подсвиты

(20 м) представлены туфопесчаниками, туфами, туфолавами андези-тобазальтов, прослоями тонкослоистых известняков, мергелей и кон-глобрекчий с известняковой галькой. В разрезе следующей выше, подсвиты преобладают битуминозные известняки (170 м), содержащие вулканомиктовую примесь (до 5-10%), кремнистые стяжения, глинистые и песчанистые прослои, а в базальных слоях аутигенные, брекчии. Третья подсвита (30-40 м) сложена преимущественно битуминозными известняками, переслаивающимися в верхах с детриту-, сово-глинистыми, обломочными и кремнистыми разностями. Верхняя подсвита, завершающая разрез среднего палеозоя, .снизу сложена пачкой кремнистых, битуминозных, детритовых песчанистых, глинистых и брекчиевых известняков с прослоями и примесью вулкано-миктового материала. В средней части представлена кремнистыми сланцами и в верхах туфопесчаниками и туфами с единичными прослоями известняков и кремнистых сланцев. К верхам разреза вулка-номиктовый материал трубеет и теряет сортировку. Выходы нижних трех подсвит развиты на месторождениях Мышиккол и Учкотлы, а верхней только Hä Центральном участке месторождения Мышиккол. В известняках свиты и в туфопесчаниках верхней подсвиты автором собрана и определена Ю.М. Кузичкиной фауна брахиопод визейско-го и серпуховского возраста Это позволило автору описанные отложения сопоставить со свитой Уя, выделенной ранее Н.П. Васильков-ским в горах Каржантау. Стратифицированный разрез палеозоя завершается мощной верхнепалеозойской осадочно-вулканогенной толщей, в которой по различию в составе и наличию перерывов выделяются минбулакская (до 400 м андезитобазальтовые кластолавы и туфы; дацито-андезиты), акчинская (до 1200 м дацитовые, липарит-дацитовые, липаритовые, андезитовые, андезит-дацитовые и липари-товые лавы, лавокластиты и туфы; внизу базальная пачка туфоконг-ломератов, алевролитов и аркозовых песчаников), джамансайская (до 500 м дацитовые лавы, лавокластиты и туфы, прослои ксенотуфов, туфобрекчий, туфоконгломератов) и надакская (до 200 м дацитовые лавы, лавокластиты, туфы, игнимбриты; реже дациты субщелочные и дацито-андезиты; в основании песчаники, алевролиты) свиты. Среди вулканитов упомянутых свит установлены покровные, экструзивные, жерловые и субвулканические фации. Последние две фациальные разновидности слагают некки или дайки. Отложения минбулакской свиты в районе установлены автором впервые.

Широко развиты в Алтынтоканском рудном узле интрузивные образования, относимые к двум тектономагматическим циклам: каледонскому и герцинскому. Среди сравнительно небольшого количества (105 тел) каледонских интрузий выделены 4 типа разновозрастных даек, штоков и более сложной формы тел кварцевых диоритов, микродиоррггов (частью биотитовых) и гранодиорит-порфиров.

Разнообразны по составу, возрасту и фациям глубинности герцин-ские интрузии. Среди множества (более 2200 тел) лакколитовых,

дайковых, штоков, силлов и жилоподобных тел установлено 55 разновозрастных групп интрузивов. По составу среди плутонических интрузивов (245 тел) выделены плагиограниты, адамеллиты, граниты, кварцевые диорито-монцониты, сиенит-аплиты, аплиты. Малые интрузии представлены гранит и гранодиорит-порфирами, диоритовыми порфи-ритами, монцонит и граносиенит- порфирам и, эссекскт-диабазами, эссексит-порфиритами, спессартитами, кузелитами, одинитами, диабазовыми порфиритами (Р-Т() и щелочными базальтоидами (J).

Интенсивная верхнепалеозойская тектономагматическая деятельность сопровождалась многократным проявлением процессов эндогенного минералообразования. Региональный метаморфизм пород не превосходит зеленосланцевую ступень. Более высокому метаморфизму они подверглись лишь локально на контактах крупных интрузивов*, тде песчано-сланцевые отложения превращены в роговики, гнейсы или мигматиты, карбонатные породы мраморы, скарны; маг-матиты подверглись серицитизации, хлоритизации, эпидотизации, пропилитизации, березитизации, грейзенизации, реже альбитизации; скаполитизации, амфиболизации и аргиллизации. Тектономагматическая активизация завершилась формированием полиметаллических руд, многочисленных моно и полиминеральных жил, состоящих из кварца, кальцита, барита, флюорита, гематита, сульфидов железа, свинца, цинка, меди, висмута, сурьмы и др.

ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ РАЗВИТИЯ СТРУКТУРЫ

АЛТЫНТОПКАНСКОГО РУДНОГО УЗЛА

Докембрийский кристаллический фундамент. Докембрийские геологические образования в пределах рудного узла не обнажаются. По данным гравиметрических исследований (Шманенко, Розов, 1978) в катархейское время в океанической коре Срединного ТяньШаня наметились обширные поднятия, одно из которых по площади совпадает с современным Кураминским хребтом. В ходе последующей перестройки структурного плана эти поднятия подверглись неравномерным прогибаниям. К началу рифея в Срединном ТяньШане участки гранитогнейсовой коры все ещё чередовались с реликтами океанической (Макарычев, 1972), но к палеозою зрелая и весьма неоднородная континентальная кора заняла уже всю территорию. Ранне-палеозойская деконсолидация докембрийской платформы не коснулась Кураминской площади, пребывавшей в положении срединного массива. Развитые здесь платформенные комплексы пород, судя по ксенолитам (кристаллические сланцы, кварциты) в более поздних палеозойских интрузивах, подверглись глубокому метаморфизму. В результате был сформирован кристаллический фундамент, обладающий относительно высокой латеральной неоднородностью и определёнными элементами крупнообъёмной складчатой структуры.

КАЛЕДОНСКИЙ СТРУКТУРНЫЙ ЭТАЖ

Нижнекаледонский структурный ярус. В строении его участвуют осадочные, вулканогенные и интрузивные образования. Начало формирования яруса связано с общим нижнесилурийским погружением Срединного ТяньШаня, приведшим в рассматриваемом регионе к формированию неглубокого субмеридионального квазиплатформенного прогиба и накоплению относительно маломощных (около 870 м) молассоидов Сардобской свиты. Осадконакопление сопровождалось слабым вулканизмом, продукты которого сохранились в виде тонких пластообразных тел спилитов в верхах разреза. В позднем силуре произошло замыкание прогиба с внедрением габброплагиог-ранит-гранитной формации (Арапов, 1985). Отложения сардобской свиты обнажаются в основном в пределах поднятий. Они занимают значительную площадь (31 км2) в южной части Северного горста, слагая тут ряд северо-западных и субширотных брахискладок небольшой ширины (до 100-200 м) с крутым падением (40-80°) крыльев. Породы интенсивно дислоцированы, пересечены многочисленными трещинами и прорваны всеми выделенными в пределах узла 9 разновозрастными группами интрузивных образований (более 350 тел), среди которых преобладают (на 12 порядка) каледонские, нижне- й верхнепермские интрузии. Предживетские гранитпорфиры часто представлены протяжёнными согласными дайками. Коэффициент площадной интрудированности их (Ки) достигает (0,18). В пределах Карамазарской горст-антиклинали отложениями Сардобской свиты сложен восточный блок Сардобского разлома. Крутое (4088°) западное падение пород здесь осложнено небольшими субмеридиональными брахискладками. Породы 81 интрудированы (Ки=0,14-0,6) нек-ком минбулакских андезитов и серией средне и верхнекарбоновых порфировых интрузий гранитоидов. Породы свиты в целом подвержены региональному зеленосланцевому метаморфизму, а на контакте их с каледонскими интрузиями преобразованы в различные мигматиты и роговики. Вблизи герцинских даек и сколов они не обнаруживают инъективной приразломной гофрировки. Очевидно, ко времени их возникновения породы в процессе зеленосланцевого метаморфизма реализовали свойственную им изначальную пластичность. Среди разрывных нарушений, пересекающих отложения сардобской свиты, выделяются крупный Баштавакский и оперяющий его Родниковый разломы, контролирующие ряд штоков и даек преднижнеде-вонских кварцевых и оиотитовых микродиоритов северо-западнее месторождения Перевальное.

В пределах Алтынтопканской грабен-синклинали аргиллито-пес-чано-алевролитовые отложения сардобской свиты обнаружены в виде маломощных пачек, линз и скиалитов среднепалеозойских терриген-но-карбонатных отложений. Здесь они нередко интенсивно дислоцированы, ороговикованы и прорваны дайками гранитоидов.

Верхнекаледонский структурный ярус. Основу его структуры составляют главные элементы строения нижнедевонской осадочно-вулканогенной толщи, сохранившейся частично в смежных горах Кал-каната. Здесь в позднекаледонском орогенном субширотном прогибе на глубоко эродированной поверхности молассоидов (Б^ в континентальных и мелководных условиях отложилась мощная (до 10001300 м) толща, в которой прослои сланцев, алевропелитов, алевролитов, песчаников, граувакк, гравелитов, конгломератов и брекчий в нижней части чередуются с лавами, лавокластитами и туфами андезитов, андезит-дацитов, дацитов (катрангинская свита мощностью до 600 м), а в верхней (до 900 м) туфами, туфолавами, игнимбритами риолитов и риодацитов (калканатинская свита). Осадочно-вулкано-генная толща прорвана предживетскими субвулканическими граноди-орит-порфирами, гранит-порфирами и риолит-порфирами, а также более поздними верхнепалеозойскими гипабиссальными и субвулканическими интрузиями гранитоидов. Предживетские интрузивы подвержены интенсивной серицитизации и каолинизации. В целом, оса-дочно-вулканогенная толща смята в пологие складки и разбита многочисленными субширотными и северо-восточными разломами, заложенными на ранних этапах формирования прогиба и способствовавшими последующим субвулканическим проседаниям блоков. В Ал-тынтопканском узле выходы данного яруса уцелели в полосе контакта карамазарских гранитоидов и среднепалеозойских терригенно-карбо-натных отложений, где слагают линзы, скиалиты и тектонические пластины разных размеров. Породы сильно дислоцированы, ороговико-ваны, хлоритизированы, пропилитизированы. Контакты с терригенно-карбонатными отложениями нарушены без значимого углового несогласия. Приведённые данные свидетельствуют, что концу силурийского периода начавшееся общее поднятие региона приводит к формированию крупных пологих субмеридиональных и более молодых субширотных брахискладок, осложнённых на крыльях более мелкими складками и разрывными нарушениями. С заложением крупных разломов типа Баштавакского зародились и начали формироваться первые элементы субширотной с¡сладчато-глыбовой структуры. В ходе нижнедевонских и предживетских орогенных тектономагматических процессов структура узла была усложнена из-за развития новых инъек-тивных и вулканических построек. К концу нижнего девона площади развития отложений нижнего палеозоя окончательно консолидировались и была сформирована основная структура каледонского этажа, получившая развитие в герцинскую фазу тектогенеза.

ГЕРЦИНСКИЙ СТРУКТУРНЫЙ ЭТАЖ

Нижнегерцинский структурный ярус. В начале среднего палеозоя геологические образования каледонского структурного этажа глубоко эродированы и регион в качестве квазиплатформы вовлечён в при-

гнбание, которое ознаменовано в районе трансгрессией моря и отложением грубообломочных базальных конгломератов моголтауской свиты (D2). В верхнем девоне в режиме частых эпейрогенических колебаний в пределах узла накапливались ритмичные пачки песчаников, глинистых сланцев, мергелей, доломитов, известняков и их смешанных разностей. В раннем турне, в связи с прогрессирующим погружением морского дна пестрые глинисто-карбонатные осадки (D2-D3) сменились доломитами с редкими маломощными прослоями псаммитовых аркозов, а затем мощной (680 м) толщей доломитов и массивных хемогенных известняков. С начала визейского века, судя по следам подводного сползания, проявленного в сингенетическом брек-чировании и гофрировке отдельных слоёв глинистых разностей пород, узел начал испытывать поднятие. В разрезе увеличилось содержание терригенной примеси и появилась вулканомиктовая. Очевидно, в то время в регионе возникли первые очаги герцинского вулканизма, активизация которого со временем привела к широкому площадному развитию и прогрессирующему росту в осадках вулкано-кластическо-го и кремнистого материала. В серпуховский век район подвергается энергичному поднятию, получившему своё выражение в быстрой смене в непрерывном разрезе карбонатных отложений, карбонатно-крем-нистыми, затем кремнистыми сланцами, туфопесчаниками, пелитовы-ми, алевролитовыми, псаммито-псефитовыми, агломератовыми и глыбовыми туфами и туфолавами андезитового состава. Резкая смена обстановки запечатлена также в массовой гибели и захоронении богатой морской фауны в туфопесчаниках. В итоге в пределах узла накопилась мощная вулканогенно-терригенно-карбонатная (около 2800 м) толща Dj-CjS, обнаруживающая значительные пространственные изменения мощности и состава. Так, например, в лежачем блоке Баш-тавакского разлома (Ташбулак) на песчано-алевролитовой толще силура с межформационной гранит-порфировой дайкой в основании залегает небольшой останец карбонатных пород D^Cj. Мощность непрерывной части разреза джангалык-скойдальверзинской свит здесь составила 300 м, а в 500 м южнее в основном массиве карбонатных пород (D2) равна 570 м. Подобное скачкообразное изменение мощности по простиранию установлено также В.Н. Байковым в смежных разрезах Сардобского (500 м) и Арабулакского (150 м) тектонических блоков. Выявлено также существенное расхождение в вариации мощности (Kv) осадков D2D3 (34,4%) и Ct(7%). Более углубленное изучение данного явления, позволило установить двоякую природу изменчивости, обусловленную условиями первичного осадконакопления и более поздними деформациями. Породы интенсивно дислоцированы и прорваны множеством разновозрастных даек. На каждые 100 м нормальной мощности они пересечены 12 дайками или сколами. В глинисто-карбонатных отложениях D2fm многочисленные секущие нарушения сопровождаются послойными сколами и микробудинировани-ем слоёв, с превращением их из ленточных в вязевые разности. На

участках развития давленных текстур мощности пород уменьшаются в 1,52 и более раз. В целом, максимальные значения мощности отложений Вг-С^ установлены в районе месторождений Кичиксай и Ча-лата. В согласии с изменением мощности меняется и состав осадков. От Чалаты к западному и восточному флангам количественное отношение известняков и доломитов меняется соответственно от 4,75 до 2,1 и 1,05. По этим данным здесь выявлен поперечный конседимента-ционный прогиб, ось которого совпадает с Чалатинским блоком, ограниченным одноимённым и Алтынтопканским диагональными разломами. Вероятно, эти разломы заложены в каледонское время и обусловили более глубокое погружение осевой части прогиба. В целом, терригенно-карбонатные осадки (Б^у-С^) сложили слоёную мегалинзу со ступенчатым выклиниванием к флангам и сложным внутренним строением, обусловленным высокой степенью расслоенное™ в девонской части разреза и в значительно меньшей каменноугольной. В режиме позднесерпуховского регионального субмеридионального стресса среднепалеозойские осадочные и осадочно-вулка-ногенные отложения смяты в крупные субширотные складки (Кара-мазарская антиклиналь, Алтынтопканская синклиналь и др.) и рассечены протяжёнными продольными соскладчатыми сколами (Прикон-тактовый, Аткулакский, Касканасайский и др.). Наряду с заложением этих новых разломов, на крыльях складок обновились старые (Ба-штавакский, Родниковый и др.). При втором трансформированном плане разрядки стресса упомянутые субширотные складки были изогнуты в плане и пересечены диагональными и поперечными разрывами. Возникновение свежей сети субширотных и северо-восточных разломов спровоцировало новые импульсы вулканизма, продукты которого слагают андезитоидную толщу минбулакских лавокластитов. Выходы свиты пользуются ограниченным развитием и наиболее полно сохранились в глубоко эродированных локальных прогибах в центральной части структурной полосы, заключённой между Касканасай-ским и Аткулакским взбросами. Для расшифровки истории развития структуры узла важное значение имеют установленные автором особенности размащения и строения двух крупных минбулакских жер-ловин. Обе размещаются в узлах сопряжения названных продольных взбросов с Курбанкульским и Алтынтопканским диагональным разломами, сложены кластолавами зеленокаменных андезитобазальтов, имеют грибовидную форму и магматические контакты с породами рамы. Одна из жерловин, локализованная в узле сочленения Курбан-кульского и Касканасайского разломов, заплавляет зону Курбанкуль-ского разлома, крупный блок (15x40 м) кремнистых сланцев и туфо-песчаников свиты Уя, мощную линзу (мощностью более 50 м) известняков (С^) и послойно инъецирует прилегающий с юга массив известняков второй и третьей подсвит свиты Уя. Амплитуда предмин-булакского сброса по Курбанкульскому разлому, определенная методом совмещения общих точек его лежачего и висячего блоков, превы-

сила 1800 м. Приведённые данные свидетельствуют о том, что основные системы разрывных нарушений (продольная, диагональная, поперечная) узла были заложены в предминбулакское время(предполо-жительно поздний Серпухов) и произошла перестройка складчато-глыбовой структуры узла в мозаично-блоковую, для которой в дальнейшем свойственны значитачьные дифференциальные разновек-торные блоковые движения при блокирующем влиянии граничных продольных, поперечных и особенно диагональных разломов. Особенно велика роль последних в дальнейшем развитии структуры рудного узла. Именно с момента заложения диагональных разломов район приобрёл глыбовое строение и дальнейшее развитие его структуры происходит на фоне автономных блоковых перемещений с формированием различных элементов блокирования.

Значительную структурообразующую роль в составе герцинского этажа сыграли ранне-башкирские (предакчинские) тектономагмати-ческие процессы, отмеченные становлением крупных интрузивов многофазных гранитоидов (плагиограниты, граниты, кварцевые монцо-нит-порфиры и др.) в пределах поднятий и формированием иньек-тивных флексур в контактирующих с ними слоистых терригенно-карбонатных отложениях 02-С( рамы.

В границах Карамазарской горст-антиклинали в это время сформирован крупный лакколит, магмовыводящий канал которого по мнению В.Н. Байкова (1972) контролировался Приконтактовым и, возможно, Железным разломами. Согласно Ю.С. Шихину (1991) огромный объём пологой части лакколита магма занимала путём ассимиляции нижнепалеозойских песчано-сланцевых (0-5) и осадочно-вулканогенных (В,) отложений. Кровлю лакколита мощностью 33,5 км составляли более инертные к магматическому замещению средне-палеозойские карбонатные породы (В2-С]), слагавшие пологий (1015°) свод карамазарской антиклинали. В приведённой схеме формирования одного их важнейших элементов предакчинской структуры рудного узла явно принижена роль колоссальной энергии интруди-рующей магмы. В эндоконтакте карамазарского лакколита южнее месторождений Кичиксай и значительная часть площади занята блок-скиалитами осадочно-вулканогенных (Б,) и карбонатных (02 03) пород. Последние по отношению к положению соответствующих отложений в основном массиве Алтынтопканской карбонатной гряды, сохранившей на участках соприкосновения с лакколитом реликты горячего контакта, выдавлены интрудирующей магмой на высоту более 11,5 км. Одновременно карбонатные породы массива с приближением к контакту лакколита, изменили своё обычное пологое паде-ние(20-30°) на более крутое (55-80°), образовав на отдельных участках (Алтынтопкан и др.) протяжённые инъективные складки изгиба. В пределах Северного поднятия предакчинские многофазные гранитоиды занимают также значительные площади, но их структурообразующее значение в основном ограничивалось блоковым воз-

дыманием песчано-алевролптовой (8,) кровли и образованием горста. В уточнении возраста заложения и особенностей формирования структуры узла важное значение имеют исследования, выполненные автором (1958-1962). Как правило, эти блоки размещаются на участках заплавления зон разломов, имеют изначально тектоническое происхождение, уплощенную клиновидную форму и закальные контакты. Длинные оси их вытянуты согласно простиранию разломов, а вершинные острые углы открыты к дневной поверхности. В частности, аналогичные блоки установлены среди гранитоидов лакколита на участках заплавления Курбанкульского и Аткулакского разломов на одноимённых месторождениях. Приведённые наблюдения позволили ещё раз подтвердить предминбулакский возраст заложения продольных и диагональных систем разломов (1958), а также существенно дополнить существующие представления о механизме образования некоторых блоков, принимавшихся ранее за "тектонические пакеты". Автор пришел к выводу (1972), что в момент заплавления зон разломов магмой блоки карбонатных пород с указанными особенностями испытали синмагматическое погружение в расплав за счет их благоприятной формы, ориентировки и разницы в объёмных массах плотных карбонатных пород (более 2,7 т/м3) и внедрявшейся кислой магмы (менее 2,6 т/м3). В целом, раннебашкирские тектоно-магматические процессы привели к существенному обновлению структуры узла. Под воздействием колоссального субмеридионального сжатия была взломана консолидированная структура каледонского этажа, обновились позднекаледонские разломы баштавакской системы, смята в крупные пологие субширотные складки мощная среднепалеозойская вулканогенно-терригенно-карбонатная толща (Бг-гуС^, заложились крупные соскладчатые продольные, диагональные и поперечные разрывы. С возникновением первых продолжилось формирование сквозных субширотных складчато-блоковых элементов структуры, зачатки которой наметились ещё в каледонскую фазу орогении. Развитие систем диагональных сколов и поперечных трещин отрыва привело к дроблению созданных протяжённых складчато-блоковых элементов структуры в более дробные блоковые. Минбулакский вулканизм проявился на фоне спада регионального стресса и сопровождался формированием локальных ранне-орогенных приразломных синвулканических прогибов. Формирование структуры продолжилось дальнейшими значительными блоковыми син интрузивными поднятиями позитивных структур с превращением их в горсты и горст-антиклинали. Заключенная между ними Алтынтоп-канская синклиналь, испытавшая по отношению к поднятиям значительное относительное блоковое проседание обратилась в грабен-синклиналь. В процессе раннебашкирской интенсивной интрузивной деятельности магма проникла по зонам разломов в породы рамы и кровли, заплавала их, участками дислоцировала и создала разнообразные и разновеликие инъективные тела. Интрудирующая магма

привела также к воздыманию северного крыла грабен-синклинали в лежачих блоках продольных сбросов баштавакской системы западнее Родникового и восточнее Алтынтопканского разломов, а также южного крыла восточнее Андабайского разлома. В итоге завершилось формирование раннегерцинского структурного яруса.

Верхнегерцинский структурный ярус. Вслед за раннеорогенным этапом наступил период относительного покоя и интенсивного разрушения поднятий, с большей части которых была смыта терригенно-карбонатная толща 02-С, и обнажились подстилающие отложения

и карамазарские гранитоиды. Породы 02- С, в итоге сохранились в центральной части Алтынтопканской грабен-синклинали, в пределах её южного крыла на западном и восточном флангах структуры, а также в виде ксенолитов и блок-скиалитов в северном эндоконтакте кара-мазарского лакколита и единичных останцов в южном обрамлении Северного горста. Кроме того, эрозией уничтожены крылья Карама-зарской горстантиклинали и последняя с этого момента обратилась в горст, сложенный сплошь из жёсткого массива гранитоидов. Предак-чинские орогенные молассы, очевидно, аккумулировались в предгорных депрессиях района, а здесь сохранилась лишь маломощная пачка полимиктовых песчаников и алевролитов в небольшой северовосточной ложбине над заплавленным звеном Курбанкульского разлома. В приподнятых блоках периферии Алтынтопканской грабен-синклинали в этот период эродированы отложения свит Уя, Минбу-лак, верхи или полностью терригенно-карбонатная толща 02С1. Конец башкирского века отмечен новым тектоническим импульсом приведшим к обновлению ранее заложенных систем разломов, разрастанием диагональных сколов на юго-запад в карамазарских грани-тоидах и проявлению мощного средне-орогенного магматизма, с превалированием вулканизма. Последний начался с извержения лав, кластолав и рыхлого кластогенного материала риодацитового и дацитового состава, сложившего в районе нижне-акчинскую подсви-ту (70-80 м). Лавокластиты включают обилие обломков и глыб карбонатных пород, роговиков, андезитобазальтов, карамазарских гранитоидов, их жильных дериватов с прожилками кварца. Вулканиты нижне-акчинской подсвиты развиты почти на всей площади грабен-синклинали и наклонены к её оси под углами 18-28(. Несмотря на существенные различия в гипсометрических уровнях залегания в разных тектонических блоках, мощности и состав пород подсвиты выдержаны. Это явствует о слабой расчленённости палеорельефа того времени. Очевидно, на всей площади грабен-синклинали возвышались лишь Ташгезейский и Сардобский блоки и там нижнеакчинские осадочно-вулканогенные отложения отсутствуют.

Нижнеакчинский риодацитовый вулканизм уступил место более сильному верхнеакчинскому дацит-андезитовому, мощные толщи которого выполняют центральную часть грабен-синклинали. В них по простиранию теряется Касканасайский разлом и слабо проявля-

ются отдельные звенья Алтынтопканского сдвига. Структурным бурением установлено, что верхнеакчинские вулканиты перекрывают зону Касканасайского разлома, а вдоль изломанного контура Аткулакско-го, Меридионального и Учарчинского разломов нередко маскируют высокие (более 500 м) отвесные или зависающие ступени в карбонатном фундаменте. Анализ морфологии, возрастных и пространственных соотношений разломов и вулканитов позволил установить, что верхнеакчинский вулканизм сопровождался субвулканическим проседанием полигональных тектонических блоков, ограниченных системой обновлённых продольных (Аткулакский; западная часть Касканасайского) и поперечных (Меридиональный, Учарчинский, Андабайский) разломов. Амплитуда блоковых проседаний достигала 800 м (Восточный Мышиккол). На участке между Меридиональным и Алтынтопканским разломами кровля карбонатных отложений, не обнаруживая тектонических уступов, погружается центриклинально к перекрытому Касканасайскому разлому. В целом, верхнеакчинские вулканиты имеют слоистое строение с чередованием в их разрезе мощных (до 350 м) горизонтов лав, пачек туфов (до 60 м), агломера-товых лав (10-20 м) андезитов, небольших покровов дацитов и анде-зитодацитов. Мощность толщи постепенно или скачкообразно ("ступенчато") увеличивается к оси прогиба, где достигает 600-750 м. На большей части площади она лежит на нижнеакчинских вулканитах и вместе с ними согласно погружается к оси прогиба под углами 1634°. Наиболее пологое погружение присуще блокам с болыпеампли-тудными (более 500-600 м) проседаниями по периферическим разломам. Каналами извержений служили Касканасайский и Курбанкуль-ский разломы. Первый контролирует протяжённую трещинную жер-ловину (Ташбулак) и прижерловые гигантоглыоовые каолинизиро-ванные кластолавы андезитов, а также субширотное линзовидное тело крупнопорфировых плагиоклазовых латигов с крутопадающей (SOSO") флюидальностью (Тузкумгансай) и согласные послойные инъекции трахиандезитов в нижнеакчинских вулканитах в висячем блоке разлома (г. Каттатанге). В зоне второго (северо-западнее флюорито-вого месторождения Чашлы) верхнеакчинские андезитоиды образуют крутопадающие (50-70° и более) тела, прорывающие и заплавля-ющие нижнеакчинские осадочно-вулканогенные образования.

Акчинский магматизм завершился интрузией гипабиссальных тел гранодиорит-порфиров ташгезейского типа и биотитовых гранит -порфиров,получивших широкое развитие в пределах Ташгезейского и Сардобского поднятий и в восточной части Алтынтопканского блока. Гранодиорит-порфиры и гранитпорфиры на этих участках слагают сложные штоковидные тела с многочисленными апофизами. В пределах Ташгезейского и Сардобского поднятий они слагают сложные штоковидные тела с многочисленными апофизами, пронизывающими большую часть объёма карбонатной толщи (Ки=0,3-0,8) и нижнедевонских вулканитов (Ки=0,7), расчленяя их на отдельные разновеликие блоки и заплавляя со значительным нарушением изначально-

го генерального северо-северо-западного падения. В конечном итоге, интрузии эти консолидируют оба поднятия и восточный фланг Ал-тынтопканского блока на все последующее время. На глубоких горизонтах Северного Алтынтопкана дайки гранодиоритпорфиров ташге-зейского типа и биотитовых гранитпорфиров выполняют пологие и крутые субширотные, северо-северо-восточные, восточно-северо-восточные и субмеридиональные разрывы, контролирующие основные промышленные скарноворудные залежи месторождения. Западнее Алтынтопканского разлома ташгезейские гранодиорит-порфиры слагают крупное штоковидное тело в узле сопряжения Лайкового разлома с перекрытым Касканасайским. Очевидно, на глубине это тело прослеживается к северу и способствовало автономному выжиманию Пайбулакского блока. Таким образом, гранодиорит-порфиры ташге-зейского типа и гранитпорфиры биотитовые играют двоякую роль: дайковые тела имеют структурообразующее значение, а сложные штокообразные консолидируещее деструктивное.

В целом, к концу акчинской тектономагматической фазы структура района получила дальнейшее существенное развитие. В результате синвулканических проседаний ещё резче обособилась Алтынтоп-канская грабен-синклиналь, в пределах которой, кроме того, выделились две структурные подзоны южная, ограниченная с севера ломанной линией, образованной Касканасайским, Меридиональным и Ат-кулакским разломами, и северная остальная часть грабен-синклинали. В пределах южной подзоны карбонатный фундамент слагает 80% объема зоны! Вулканиты представлены эффузивными и эксплозивными фациями и также, как и подстилающие карбонатные породы, падают на север, но более полого. Максимальные мощности, отмечаемые вдоль северной границы подзоны не превышают 500-600 м. Послойные инъекции и некки в зонах магмовыводящих продольных разломов и в карбонатном обрамлении блоков проседания формируют элементы вулканотектонических структур, контролирующих мелкие, но богатые скарново-полиметаллические залежи. Произошли также значительные изменения во времени в характере вулканизма, в форме и пространственном расположении каналов извержений. Минбулакский субмаринный андезитовый вулканизм сменился наземным типичным орогенным акчинским риодацит-андезитовым, центральные излияния уступили место линейным, а область максимального развития трещинных каналов переместилась с южного крыла к ядру грабен-синклинали. Очевидно, предакчинские тектономагматические процессы в значительной степени консолидировали южное крыло грабен-синклинали и активные акчинские вулканотектонические процессы с южного крыла мигрировали в более ослабленную осевую зону структуры. В итоге ядро грабен-синклинали также несколько упрочилось, а структура в целом приобрела более резкие черты блокового строения и на обширной площади пополнилась разнообразными масштабными вул-канотектоническими постройками.

Джамансайская фаза тектономагматической активизации началась с кратковременного подъёма периферии района и размыва слабо выраженных горных сооружений. Обломочный материал накапливался в центральной и северо-восточной частях грабен-синклинали, перекрывая тонким слоем в локальных прогибах выходы терриген-но-карбонатных (Бг-СО и осадочно-вулканогенных (С2ак) отложений. Обновление большинства продольных, поперечных и диагональных разломов привело к обширным эксплозивно-эффузивным извержениям газонасыщенной дацитовой магмы, и образованию в северной части грабен-синклинали мощной толщи (до 600 м) туфов, игнимбритов, кластолав, лав, дацитов и в меньшей мере андезит-дацитов. Синвулканические проседания носили более дифференцированный блоковый характер. Наибольшие погружения испытали Перевальнинский и Тереклинский блоки, ограниченные системами продольных (Баштавакский, Касканасайский, Аткулакский) и поперечных (Учарчинский, Дайковый и др.) разломов. Реликты многих джамансайских вулканических аппаратов трещинного и центрального типов установлены в Алтынтопканской грабен-синклинали, а также на сопредельных поднятиях. Наиболее мощные и протяжённые трещинные жерловины размещаются (в порядке убывания размеров) в Баштавакском, Касканасайском, Курбанкульском (севернее месторождения Чашлы) и Аткулакском разломах. Баштавакский и западное окончание Касканасайского разломов, по существу, на всём протяжении служили трещинными каналами джамансайских извержений. Такую же роль играл и Аткулакский разлом в центральной (Мышиккол, уч. Восточный) и восточной частях района. На участках развития покровных фаций последние при приближении к разломам приобретают более крутые углы падения и непосредственно в зоне названных нарушений превращаются в секущие тела, заплавляя крупные блоки и массу грубообломочного материала пород рамы и фундамента. Главная жерловина нередко сопровождается двумя-тремя побочными аппаратами, размещающимися в узлах сопряжения основного магмовыводящего разлома с более мелкими оперяющими сколами. Подобные явления особенно широко развиты вдоль Бапгга-вакского и Курбанкульского разломов на месторождении Перевальное. Здесь в висячем блоке Баштавакского разлома жерловые фации джамансайских дацитов на значительной площади прорывают и изгибают карбонатную толщу Б^-С,, а вдоль сместителя разлома вздёргивают её вместе с более поздними дайками гранитоидов на высоту более 500 м. В висячем блоке Аткулакского разлома (Мышиккол) джамансайские дациты внедрились в отслоения свиты Уя (С^), выдавили туфогенную пачку и клиновидный блок известняков вдоль сместителя Чалатинского разлома, отторгли от основного массива известняков крупные линзовидные блоки и заплавили их. В последующем на пологих контактах дацитов и карбонатных пород сформировались многоярусные залежи скарново-полиметаллического ору-

денения. В целом, трещинные жерловины характерны для Северной структурной подзоны, а в Южной развиты больше каналы центрального типа. Форма последних в плане изометричная, сложная или оваловидная. Обычно такие некки контролируются узлами пересечения Аткулакского и более мелких поперечных разломов (Мышик-кол, уч. Центральный). В пределах Карамазарского горста вулканизм данного периода проявлен слабо и зафиксирован только одним крупным оваловидным некком сложного внутреннего строения, локализованным в Ташгезейском разломе на участке пересечения им эндо-контактовой зоны лакколита. Таким образом, тектономагматические процессы джамансайского времени ознаменованы дальнейшим контрастным обособлением в структуре района Алтынтопканской грабен-синклинали. Это обособление проявлено в большеамплитудных син-вулканических проседаниях Северной структурной подзоны. Интенсивный вулканизм в северной части площади способствовал нарастанию мощности вулканитов и формированию в периферии проседавших блоков массы согласных и секущих нарушений, контролирующих субвулканические дайки, некки, силлы и тела более сложной формы. В связи с предджамансайской консолидацией осевой зоны грабен-синклинали эпицентр активного джамансайского вулканизма сместился к северному крылу, ослабленному в результате многократных раннеорогенных и орогенных тектонических движений.

В итоге в пределах грабен-синклинали получили дальнейшее развитие элементы поясового, мозаично-блокового и многоярусного строения, ещё более обособились локальные вулканотектонические депрессии (Перевальное) и области акчинских поперечных поднятий (Ташгезе, Сардоб, Пайбулак). На сопредельных горстах джамансай-ские тектономагматические процессы ограничились обновлением продольных и диагональных разломов и размещением в них единичных субвулканических даек и некков.

Начало московского века отмечено разрушением поднятий и отложением в небольшом субширотном прогибе вдоль Баштавакского разлома маломощной пачки (1550 м алевролитов, аркозовых песчаников и туфоалевролитов. Последующая тектономагматическая активизация отмечена обновлением разломов и проявлением вулканизма, продукты которого слагают покровы лав, туфов и игнимбритов субщелочных дацитов и андезитов надакской свиты. Вулканиты свиты выполняют небольшой приразломный прогиб в лежачем блоке Баштавакского разлома и смяты в небольшую асимметричную складку. Южное крыло складки подвернуто у главного сместителя разлома и падает на юг под углами 7090°. Извержения контролируются трещинным каналом, совпадающим с побочным швом Баштавакского разлома. В результате очередной миграции эпицентра вулканизма к северу наиболее крупные каналы излияний вышли за пределы грабен-синклинали. Жерловые фации вулканитов, по сравнению с покровными, пользуются более широким площадным развитием. Они уста-

новлены в зонах продольных (Касканасайскпй, Агкулакский) и поперечных (Дайковый, Андабайский) разломов, где слагают некки разного размера и формы. Все, без исключения тела, содержат большое количество угловатых обломков (до 30-50%), представленных вулканитами нижележащих свит, известняками, гранитоидами, алевролитами, песчаниками, гранодиорит-порфирами ташгезейского типа. В целом, вулканиты надакской свиты развиты в южном обрамлении Северного горста, пользуются небольшим площадным развитием и существенной роли в геологическом строении района не играют.

Согласно Ю.С. Шихину (1991) поздне-среднекарбоново-нижне-триасовые (Сгт-Т^) тектономагматические процессы в Карамазаре выразились в обновлении прежних разрывов без возникновения новых. Деформации реализовывались левыми сдвигами по сколам алтынтопканской системы и правыми по туранглинской. Обновления сопровождались внедрением в сместители и узлы разломов штоков и даек малых интрузивов. Отдельные тектономагматические фазы завершились мощным вулканизмом с формированием новых синвулканических прогибов и проседаний блоков. Продукты извержений большей частью уничтожались последующим размывом и сохранились лишь в небольшом объёме в реликтах глубоких депрессий. По данным автора в Алтынтопканском рудном районе геологические образования того времени представлены многочисленными (более 1800 тел) гипабиссальными и синвулканическими интрузивами, пользующимися неравномерным площадным развитием. В целом, наибольшей интрудированностью характеризуются многофазные массивы гранитоидов в пределах Северного (Ки=23,5%) и Карама-зарского (18,4%) горстов, за которыми в регрессивном ряду следуют аргиллиго-песчано-алевролитовые отложения 5, (15,4%), терригено-карбонатная толща 02-С,з (9%) и осадочно-вулканогенные образования Сх-С2 (7,9%). Гипабиссальные гранитоидные интрузивы ки-чиксайской (С3) и чалатинской (Р]) групп в основном распространены в пределах Карамазарского горста, а субвулканические тела пайбулакской и перевалыганской групп развиты преимущественно в Алтынтопканской грабен-синклинали и в южной окраине Северного горста. Внедрение и становление малых интрузивов происходило при продолжавшемся общем поднятии района и раскрытии всех основных систем сквозных межблоковых и внутриблоковых разрывов. В этих условиях формировались сложные шток-дайки, пологие силлы, пли-товидные, лентовидные, ветвящиеся, камерные, коленчатые, ломанные, рубцовые, чётковидные, фестончатые, чечевицевидные и другие тела, выполняющие сразу две-три и более систем разрывных нарушений, В пределах Алтынтопканской трабен-синклинали и в её обрамлении позднеорогенные малые гранитоидные интрузии чаще всего выполняют зоны сквозных продольных (Баштавакский), межблоковых поперечных (Меридиональный, Дайковый, Сардобский, Андабайский) и диагональных (Курбанкульский, Чалатинский, Алтынтоп-

канский и др.) разрывов, группируясь в сложные тела, пучки и пояса даек. При этом они оказывают значительное инъективное и термальное воздействие на вмещающие (C,s-C2b) породы и нередко способствуют в них дальнейшим дифференциальным блоковым поднятиям и созданию обстановок блокирования (Пайбулак, Мышиккол). Значительные изменения в строении Алтынтопканской грабен-синклинали произошли в связи с интрузией калишпатовых и аляскитовых гранитов. На западном фланге ими сложен массив с многокупольной кровлей и эллипсовидной формой в плане. Выходы массива на поверхности вытянуты вдоль Баштавакского разлома, по длинной оси рассечены Баритовым сдвигом и смещены относительно друг друга против часовой стрелки на 600 м. На глубине интрузив прорывает терригенно-карбояатные (D2-C() и осадочно-вулканогенные (С2Ь) отложения и занимает всё пространство к северу от Касканасайского и к западу от Чашлинского разломов, значительно (более 2 км2) сокращая площадь развития продуктивных отложений в пределах гарбен-синклинали. На центральном участке субщелочные грани-тоиды того же возраста подпирают терригенно-карбонатные отложения в Алтынтопканском блоке на глубине более 1300 м и ограничивают распространение оруденелых скарнов по падению.

В итоге позднеорогенных многофазных тектономагматических процессов (С3-Р2) район был полностью консолидирован и приобрёл черты молодой платформы.

Последующая тектономагматическая активизация проявилась во внедрении серии основных, субщелочных и щелочных габброидных даек (лампрофиры, эссексит-диабазы, диабазы), а также трубок взрыва щелочных базальтоидов триасовоюрского возраста, фиксирующих смену кислого коровою магматизма подкоровым основным. Дайки касканасайской группы (392 шт) пользуются широким развитием в пределах грабен-синклинали (более 110 шт) и Северного горста (более 150 шт). Лампрофиры в основном распространены среди гранитоидов северного горста, где слагают широкие (более 1 км) сквозные пояса даек северо-восточного простирания. Диабазовые и эссексит-диабазовые дайки, имеют северо-западное, реже субширотное простирание, падение их почти вертикальное. Часто они располагаются кулисно или же образуют непрогяжённые (до 500 м) пунктирные пояса. Единичные дайки пересекают зоны Баштавакского, Баритового и других разломов. Только в одном случае две диабазовые дайки длиной 400 м и 920 м выполняют зону протяжённого субширотного разлома в джа-мансайских дацитах на северо-востоке грабен-синклинали. Приведённые данные ещё раз подтверждают, что к началу триасового периода структура района была уже полностью консолидирована.

Магматические процессы в регионе завершились триасовоюрской активизацией глубинного магматизма, заключительный импульс которого в районе зафиксирован двумя изометричными трубками взрыва щелочных базальтоидов размером 15-20 м в поперечнике.

Последние выявлены и. исследованы автором и .Г.Т. Таджибаевым. Обе трубки находятся на восточном фланге месторождения Кичик-сай, размещаются среди известняков С1 и контролируются зоной одноимённого разлома. Эруптивная брекчия, слагающая трубки, насыщена обломками пиропсодержащих мантийных ультрамафитов, хром-диопсида, ильменита и др. Такие породы в Срединном ТяньШане установлены впервые. Юрский возраст их определён калий-аргоновым методом (Л-И. Агеева, Г.Т. Таджибаев, А.Б. Дзайнуков). В одно-возрастных и однотипных трубках на южном склоне Гиссарского хребта обнаружены редкие зёрна алмазов размером в десятые доли мм. Полученные данные свидетельствуют, что заключительные фазы т скт оно магмах ической активизации в Срединном ТяньШане продолжались до юрского периода включительно и были связаны с активизацией мантийных очагов. Судя по составу пород трубок взрыва и обломкам, в регионе появились определённые предпосылки к выявлению алмазоносных объектов.

АЛЬПИЙСКИЙ СТРУКТУРНЫЙ ЭТАЖ

Начиная с позднего триаса и до верхнего мела район представлял сушу, локальное поднятие и область интенсивного размыва. В начале верхнего мела выровненная территория его подверглась слабому прогибанию и трансгрессии моря, приведшей к накоплению маломощных (до 200 м) мелководных карбонатных и терригенных осадков К2-М В конце неогена под воздействием северо-западного стресса геологического образования герцинского и каледонского структурных этажей по серии восточно-северо-восточных взбросо-надвигов были вовлечены в разно векторные поднятия. Породы мезозойско-кайнозойско-го чехла при. этом смяты в широкие отраженные симметричные складки с пологими (510°) крыльями. В ходе продолжавшихся четвертичных поднятий и размыва эти структурные постройки в основном уничтожены. Небольшие останцы их сохранились лишь в северо-западной части района и на западе, где в небольшом северо-восточном прогибе (Сардобская синклиналь) перекрывают скарново-полиметал-лические залежи Долинного участка месторождения Ташбулак.

В итоге изложенной истории геологического развития района сформировалась современная трёхэтажная складчато-глыбовая структура, основными частями которой являются северный и Карамазар-ский горсты, а также заключенная между ними Алтынтопканская грабен-синклиналь и менее масштабные структурно-тектонические блоки, на которые расчленены названные мегаструктурные элементы субширотными (продольными), северо-восточными (диагональными) и субмеридиональными (поперечными) разломами. Отдельные струк-турно-гектонические блоки при многократных верхнепалеозойских орогенных движениях подвергались дифференциальным разновектор-

ным перемещениям. В отношении перспектив скрытого оруденения наибольший интерес представляют структурно-тектонические блоки Алтынтопканской грабен-синклинали. Рудоносные блоки здесь отличаются друг от друга своей геологической позицией, полнотой разреза продуктивных терригенно-карбонатных отложений нижнегерцинско-го и осадочно-вулканогенных образований верхнегерцинского структурных ярусов. Наибольшей сохранностью разрезов и рудоносностью отличаются структурно-тектонические блоки центральной части грабен-синклинали (№№ 9, 10, 11, 13, 14, 15, 16, 17). В блоках флангов размыты почти вся или значительная часть нижне-каменноуголь-ного карбонатного разреза и продуктивные туфогенно-осадочные; горизонты низов верхнепалеозойской вулканогенной толщи, во фланговых блоках 7,4 и 6 эти же отложения размыты полностью или же прорваны позднегерцинскими субщелочными гранитоидами (узел пересечения Касканасайского и Чашлинского разломов). Анализ движений и внутреннего строения структурно-тектонических блоков позволил оконтурить ареал развития основного рудоносного нижне-герцинского яруса и тем самым определить границы Алтынтопканско-го рудного поля. На юге рудное поле ограничено контактом карама-зарского лакколита. Северная граница проходит вдоль ломаной линии Касканасайский (на западе) Чашлинский Баштавакский перекрытое звено Андабайского Аткулакский (на востоке) разломы. В этих границах площадь рудного поля составляет 47 км2 (против площади грабен-синклинали 73 км2 и всего района 208 км2). На глубине в блоках 32, 33 и 6 весьма возможны наличие крупного интрузива щелочных гранитоидов шайданского типа и прорывание ими геологических образований каледонского и низов герцинского структурных этажей. О такой вероятности в блоке 6 свидетельствуют интенсивное площадное осветление (серицитизация, каолинизация и др.) вулканитов и установление щелочных гранитоидов на глубоких горизонтах месторождения Северный Алтынтопкан (блок 17).

ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАЗМЕЩЕНИЯ ПОЛИМЕТАЛЛИЧЕСКОГО ОРУДЕНЕНИЯ В АЛТЫНТОПКАНСКОМ РУДНОМ УЗЛЕ

В районе развиты проявления свинцово-цинковых, золотосереб-ряных (Джолтопкан, Боярбек, Тузкумган и др.), медно-висмутовых (Баритовое, Нижнемышиккольское), железорудных (Аткулак, Кичик-Чалата, Новая зона, Чашлы и др.), плавиково-шпатовых (Чашлы, Каскана, Мышикколсай, Кокташкан, Узумтак, Октябрьское, Курбан-кул и др.), урановых (Пайбулак, Тузкумган, Курбанкул, Перевальное) и других эндогенных рудных формаций, среди которых в метал-логеническом и промышленном отношении профилирующую роль играют свинцово-цинковые. Все перечисленные и другие проявле-

ния, независимо от их формационной принадлежности, контролируются складчатыми и разрывными элементами структуры района.

Полиметаллическая минерализация в районе проявлена в пределах Карамазарского горста и Алтынтопканской грабен-синклинали. В рамках горста она представлена небольшими скарбовыми (Ташгезе) и штокверково-жильными (Восточный Ташгезе, Сардоб и др.) месторождениями и проявлениями в эндоконтакте карамазарского лакколита, наполненного блокскиалитами терригенных (Б^ вулканогенных (0() и карбонатных (Э3) пород. Оруденение контролируется субширотными, северо-восточными и субмеридиональными зонами дробления И трещиноватости в блокскиалитах, плагиогранитах (С2), дайках и пггоках гранитпорфиров (С2). Основные полиметаллические месторождения района сосредоточены в наиболее подвижных сегментах Алтынтопканской грабен-синклинали. В южном крыле её локализованы месторождения Ташбулак, Чалата, Учкотлы, Алтынтопкан и Северный Алтынтопкан, в северном крыле Перевальное, а в двух внутренних локальных поднятиях одноимённые месторождения Мышиккол и Пайбулак. Размещение месторождений в структуре района неравномерно. Эта особенность контрастно подчёркивается также распределением разведанных запасов свинца и цинка, более 93% которых размещается в южном крыле грабен-синклинали, 5% во внутренних поднятиях и только 2% в северном крыле. Наиболее крупные месторождения Алтынтопкан, Северный Алтынтопкан и Чалата локализированы в смежных тектонических блоках Чалатин-ском и Атынтопканском, претерпевших относительно друг друга самые большие послеакчинские сдвиговые перемещения. В целом, в районе чётко выделяются разноранговые элементы структуры, контролирующие рудные поля, месторождения, участки месторождений и рудные тела. Алтынтопканская грабен-синклиналь ограничивает одноимённое рудное поле.

В структуре рудного поля, с учётом влияния крупных складчатых и соскладчатых сколовых нарушений, массивов многофазных грани-тоидов (С2), дифференциальных масштабных разновекторных блоковых перемещений, сохранности разреза продуктивных терри-генно-карбонатных отложений Б^С^ и интенсивности проявления гипабиссальных, субвулканических и жерловых фаций магмати-тов, выделено 9 однотипных позиций, определяющих размещение скарново-полиметаллических месторождений. Здесь представлены: 1) краевые зоны, представленные северным и южным крыльями грабен-синклинали, прорванных массивами многофазных гранитои-дов С2 (Алтынтопкан, Чалата, Перевальное); 2) фланговые (на западе Ташоулакский, востоке Тереклинский), где северное крыло грабен-синклинали поднято, и в его пределах продуктивная терригенно-кар-бонатная толща (Б^С^) размыта, а сохранилось только южное крыло синклинали (Ташбулак, Ташгезе); 3) внутренние области блоков южной структурной зоны (Северный Алтынтопкан, Учкотлы и др.); 4) обрамление блоков синвулканического проседания из отложений

02-С,з (Восточный Мышиккол и др.); 5) периферические зоны блоков синвулканического проседания (залежи в отложениях карбонатных пород и на контакте их с перекрывающими вулканитами (Перевальное, Мышиккол); 6) внутренние блоковые поднятия (Мышиккол, Пайбулак); 7) внутренние области блоков синвулканического проседания (юго-восточный фланг Перевального); 8) области развития активных магмовыводящих каналов (звенья крупных разломов), контролирующих разновозрастные жерловые, субвулканические и гипабиссальные тела машатитов (Перевальное); 9) сложные, для которых характерны особенности двух и более простых позиций (Мышиккол, Перевальное, Пайбулак).

Месторождения локализованы в пределах отдельных тектонических блоков, проявляющих, в силу особенностей геологической позиции, морфологии и внутреннего строения, высокую степень автономного развития. В качестве таких блоков, в частности, выступают Алтынтопканский, Чалагинский, Ташбулакский, Мышиккольский и Пайбулакский, вмещающие одноимённые месторождения. Различные структурные позиции блоков определяют собой границы участков месторождений. Например, Главная рудная зона, представляющая собой южный участок месторождения Алтынтопкан, приурочена к тектонически мобильной зоне экзоконтакта карамазарских гранито-идов. Рудные залежи центрального участка, выделяемые как Северный Алтынтопкан и Северная группа рудных тел, связаны с серией сближенных крупных внутриблоковых трещин. Рудные тела на месторождениях района обычно размещаются во внутриблоковых разрывах и реже складках. Из внутриблоковых нарушений наиболее рудоносны системы продольных (субширотных) трещин, значительно уступает им система поперечных (субмеридиональных) трещин и ещё больше диагональная. Рудолокализующая роль межблоковых (граничных) разломов также значительна. В целом, среди различных элементов структуры грабен-синклинали определяющую роль играют блокированные трещины и складки. Наибольшим развитием в районе пользуются блокированные трещины, в положении которых пребывают многочисленные звенья региональных и внутриблоковых продольных разрывов с момента их расчленения системой активно живущих диагональных разломов. Рудоносность блокированных разрывов значительно меняется от их центра к флангам. Вначале она увеличивается до 23 раз, затем на определённом удалении (0,1-0,2 длины звена) от блокирующих диагональных сколов круто снижается, а на участке пересечения сходит чаще всего на нет. Подобное изменение обусловлено притёртостью и заполнением мелких трещин в узлах пересечения тектонической глиной (Дзайнуков, 1977) или же вызвано характером распределения интрарудных напряжений вдоль блокированного скола (Шихин,1983).

Примерами локализации оруденения в блокированных структурах служат месторождения Алтынтопкан и Северный Алтынтопкан, в

которых протяжённые рудоконтролирующие круто и пологопадаю-щие разрывные нарушения ограничены по простиранию Алтынтоп-канским диагональным и Андабайским поперечным разломами. Скар-ново-полиметаллическое оруденение локализовано на контактах гранитойдных даек, выполняющих рудоконтролирующие нарушения. Наиболее богатые руды развиты в 300-750 м от названных блокирующих разломов; По мере приближения к последним качество руд постепенно снижается и рудные тела выклиниваются.

Первая блокированная рудоконтролирующая складка в районе выявлена и описана автором на Мышикколе (рис. 2) (1962), вторая выявлена позже на Пайбулаке (Г.Е. Короткое, 1964): Мышиккольская антиклиналь сложена среднеслоистыми известняками, туфами, кремнистыми сланцами и туфопесчаниками свиты Уя (Cts), а Пайбу-лакская известняками визе и перекрывающими их несогласно тонкослоистыми известковистыми туфопесчаниками, алевролитами и ту-фобрекчиями с обильной галькой карбонатных пород (акчинская свита, С2). Простирание складок субмеридиональное при наклоне крыльев под углами 25-50°, реже 60-75°; длина 700-800 м, ширина 130-200 м (Мышиккол), 400-500 м (Пайбулак). На Мышикколе свод антиклинали осложнено более мелкими складками. Обе структуры ограничены субмеридиональными трещинами, которые выполнены позднеорогенными дайками гранитпорфиров, падающими круто (7585°) в разные стороны (Мышиккол) или навстречу друг другу (Пайбулак). Не смотря на это различие, рассматриваемые блоки, начиная с предакчинского времени, подвергались устойчивому выжиманию в условиях блокирования. Очевидно, это происходило под воздействием многоактных орогенных и позднеорогенных интрузий кислой магмы, сформировавшей в пределах блоков по 57 разновозрастных даек (С2-Р2). В сводах складок, сложенных из пород с разными физико-механическими свойствами, формировались зоны дробления и отслоений, к которым приурочены многоярусные рудные залежи. Рудные залежи в пределах блокированных складок развиваются также на их крыльях. На Пайбулаке часто апофизы даек гранитпорфиров выполняют полости отслоений в своде антиклинали, слагая конформные пластообразные силлоподобные интрузии, контролирующие в известняках или извесгковистых туфах богатые линзовидные и четковйдные и тела свинцово-цинковых и сурьмяных руд. В размещении полиметаллических руд весьма важную роль играют литоло-гические: факторы. По степени относительной рудоносности свинца й цинка вмещающие породы образуют следующий убывающий ряд: 1) перемежающиеся тонкослоистые доломиты, известняки, мергели и их промежуточные разности (D3), характеризующиеся высоким содержанием терригенной примеси; 2) средне, грубослоистые и массивные известняки (Ct); 3) кремнисто-карбонатно-туфогенные отложения (Cls); 4) базальные осадочно-туфогенные отложения (Qalij) с Йысоким содержанием обломков карбонатных пород (D2-

Рис 2. Субсогласные и контактовые скарново-по-лнметаллнческие тела на центральном участке месторождения Мы-шнккол в Алтын-топканском рудном узде:

1 — известняки песчанистые, глинистые, частью доломи-тистые, битуми-нознве и кремнистые, иногда органо-- генные и брекчие-видные уянской свиты (С^и); 2 — те же известняки с прослоями туфогенного материала (С^ц); 3 — туфолавы андези-то-базальтового состава и 4 — кварцевые латиты мин-булакской свиты (С^гпЬ); 5 — риода-циты акчиской свиты (С,ак); 6, 7 и 8 — соответственно андезиты, андезито-

дациты и туфолавы андезитового состава; 9 — гранит-порфиры биотитовые (С2); 10 — гранодиорит-порфиры роговообманковые (С2); 11 — гранит-порфиры меланократовые (Р,); 12 — гранодиорит-порфиры гигантопОрфировые (Р,); 13 — фанит-порфиры мелкопорфировые (Р^; 14 — кварц-полевошпатовые порфиры (Р(); 15 — скарново-полиметаллические тела; 16 - зоны про-пилитизации; 17 — зоны брекчирования и окварцевания; 18 — суглинки с обломками карбонатных, вулканогенных и жильных гранитоидных пород (Оз<11); 19 — устье, ствол и номер скважины.

С^; 5) сланцы, песчаники и алевролиты (Б^; 6) плагиограниты, мон-цонитоиды, адамеллиты, граниты лейкократовые, аплиты и др. кара-мазарското интрузива многофазных гранитоидов (С2); 7) вулканиты В2; Мощная толща лав, кластолав, игнимбритов, туфолав, риолитов, риодацитов, дацитов, андезитдацитов и андезитов (Рг3) свинцово-цинковых руд не содержит. Полиметаллическое оруденение, как правило, наложено на дислоцированные и изменённые метасоматиты, в основном гранат-пироксеновые скарны, содержащие повышенные количества закисных минералов железа и марганца.

Процессы предрудного флюидноговодного изменения скарнов, благоприятные для для отложения сульфидов свинца и цинка, выражены амфиболизацией, эпидотизацией, хлоритизацией, карбо-натизацией и окварцеванием. Мономинеральные гранатовые, родо-нитовые и волластонитовые скарны чаще всего содержат скудную вкрапленность галенита и сфалерита.

Скарноворудная минерализация в Алтынтопканском рудном поле имеет значительный вертикальный размах. На месторождении Таш-булак (уч.Долинный) она прослежена до глубины 500-600 м от поверхности (абс. отметка 0 м), а на Алтынтопкане (Главная зона) зафиксирована на высоте 1800 м. Вертикальный размах орудёнения на отдельных месторождениях колеблется от 500-750 м (Мышиккол, Перевальное, Ташбулак, Учкотлы) до 900-1200 м (Чалата, Алтын-топкан). В приведённых интервалах глубин рудная минерализация проявляет зональность. В приповерхностной части (до 300 м) галенит превалирует над сфалеритом (1:1,2-1:1,3), на более глубоких горизонтах повышается содержание сфалерита (1:4-1:5), затем и он замещается халькопиритом, пиритом, магнетитом. В.А. Тарасов (1979) такую зональность рудной минерализации связывает с замещением мангангеденбергита и мангансалита на глубине магнезиальными пи-роксенами, содержащими менее 4% МпО. Смена на глубине свинцо-во-цинковых руд на халькопирит-пирит-магнетитовые установлена на месторождениях Алтынтопкан, Северный Алтынтопкан, Чалата, Ташбулак, Мышиккол и Перевальное. Упомянутые глубины названных месторождений разведаны единичными скважинами и, следовательно, прогнозный потенциал их на свинец и цинк ещё значителен. Месторождения и проявления (КичикЧалата, Аткулак, Чашлы, Новая зона) с выходами на поверхность магнезиальных скарнов с пирит-магнетитовыми рудами, содержащими бедную вкрапленность галенита, сфалерита, реже кобальтина, не имеют перспектив. Приповерхностные участки некоторых месторождений (Северный Алтынтопкан, Мышиккол, Перевальное) содержат небольшие самостоятельные скопления сурьмяной минерализации (антимонит, плагионит, бертьерит, цинкенит, самородная сурьма). На месторождении Пай-булак она наложена на полиметаллические руды. Очевидно, эта минерализация представляет собой верхнее звено вертикальной пуль-сационной зональности и одну из заключительных стадий позднео-

рогенного рудного процесса. Рудное поле в целом обладает также определённой латеральной зональностью, выраженной в повышении содержаний серебра и висмута в месторождениях западного фланга (Перевальное, Ташбулак, Мышиккол, Пайбулак) в связи с развитием здесь сфалеритгаленитвисмутсеребряной ассоциации.

Скарново-полиметаллическая минерализация обычно приурочена к на нарушенным секущим и субсогласным контактам орогенных и позднеорогенных (С«-Р«) гипабиссальных и субвулканических кислых (гранодиорит, гранит, плагиогранит и монцонитпорфиры) и основных (диорит-порфиры, спессартиты, диабазовые порфириты) даек, а также покровных и жерловых фаций вулканитов (С^-С,) с карбонатными породами (Ог-С^). Нередко скарноворудные тела на месторождениях Алтынтопкан, Мышиккол, Перевальное и др. контролируются секущими и согласными разрывами в карбонатных (02-С^), карбонатно-кремнистых (С^-С^) и известковистых осадочно-туфогенных (С^-Сг) породах. Иногда наблюдается послойное замещение кремнистых известняков волластонитовыми скарнами (Уч-котлы), в которых оруденение отсутствует или очень бедное.

В целом, полиметаллическое оруденение представлено рудными телами трёх морфогенетических типов межформационным, внутри-формационным и комбинированным. В свою очередь, в первых двух типах выделяются секущий и согласный подтипы рудных тел.

По практической значимости названные морфогенетические разновидности рудных тел образуют следующий регрессивный ряд:

1) секущие межформационные пластообразные и линзообразные рудные тела в скарнах на контактах карбонатных пород и гранито-идных даек (88,5% от всех запасов свинца и цинка по рудному полю);

2) субсогласные и секущие межформационные пластообразные и линзообразные рудные тела на скарнах в контактах карбонатных и эффузивных пород (3,5%);

3) рудные тела комбинированного типа (2,7%);

4) согласные межформационные пластообразные и линзообразные рудные тела в скарнах на контактах карбонатных и интрузивных пород (2,2%);

5) внутриформационные стратиформные седловидные и пластообразные рудные тела в скарнах, локализованных в межпластовых отслоениях и зонах массового дробления в сводах блокированных складок (1,1%);

6) рудные залежи в скарнах на участках развития жерловых фаций вулканитов (0,5%);

7) секущие внутриформационные линзовидные и штокверковые рудные тела в деформированных березитизированных верхнепалеозойских гранитоидах, хлоритизированных алевролитах и сланцах (около 1%);

8) согласные и секущие внутриформационные линзовидные и трубообразные рудные тела в скарнах, развитых в зонах разрывных .

нарушений и на участках их сочленения среди карбонатных пород; чаще всего они не имеют самостоятельного промышленного значения (до 0,5%).

Рудные тела первого, третьего и восьмого подтипов развиты почти на всех месторождениях, кроме Сардоба, однако масштабы проявления их-разные. Рудные тела второго и шестого подтипов характерны для месторождений с элементами вулканотектоничес-ких структур-(Перевальное, Мышиккол, Пайбулак, Учкотлы). Рудные тела четвёртого подтипа в промышленных масштабах проявлены на месторождении Ташбулак. Рудные тела пятого подтипа пока обнаружены на месторождениях Мышиккол и Пайбулак, но они могут быть выявлены также в районе месторождения Перевальное. Шестой подтип рудных тел получил распространение на месторождениях Ташгезе и Сардоб.

Важное значение среди описанных морфогенетических подтипов рудных тел играют выявленные автором на месторождении Мышиккол стратиформные залежи, приуроченные к переслаивающимся пачкам карбонатных и осадочно-вулканогенных пород свиты Уя. В частности, в своде блокированной складки на Центральном участке месторождения Мышиккол с этим подтипом связано около 37% разведанных запасов месторождения.

Сделанный автором прогноз (1962) о более широком развитии рудных тел данного морфогенетического типа подтвердился при последующих поисково-оценочных работах на месторождении Пайбулак. Из приведённой автором характеристики закономерностей размещения скарново-полиметаллического оруденения следует, что ведущими рудоконгролирующими факторами в рудном поле являются структурные, стратиграфо-литологические, тектонические, магматические и глубины отложения руд. Определяющая роль перечисленных факторов подтверждена также статистическим анализом закономерностей локализации 1300 детально разведанных рудных тел и безрудных позиций, охватывающих основные структурно-тектонические блоки и тиломорфные месторождения района. Среди структурных факторов наиболее важную роль в локализации промышленных свинцово-цинковых рудных тел играют пространственная ориентировка (элементы залегания) и форма рудоконтролирующей поверхности, элементы залегания пород в лежачем и висячем блоках этой поверхности, расположение позиции рудного тела в общей структуре рудного поля (структурно-тектонический блок) и по отношению к ближайшим межблоковым продольным, диагональным или поперечным разломам, а также относительно ближайшего узла их сопряжения. Кроме того, в этот перечень входит фактор, учитывающий приуроченность позиции рудного тела к висячему, лежачему блоку или непосредственно к сместителю ближайшего межблокового разлома. Из стратиграфо-лигологических факторов существенную роль играют состав и возраст отдельных типов терригенно-кароо- ;

натных, осадочно-вулканогенных и интрузивных пород, а также их парные сочетания, определяющие вероятность локализации в конкретной позиции внутриформационных или межформационных (контактовых) рудных тел. Среди тектонических факторов в качестве важных рудоконтролирующих выступают величины (амплитуды) и направления перемещений по ближайшим (к рассматриваемым позициям рудных тел) продольным, диагональным или поперечным разломам. В размещении отдельных рудных тел рудоконтролирую-щее значение имеют факторы глубины их формирования гипсометрические отметки центров позиций рудных тел.

В ряду информативных рудоконтролирующих факторов на отдельных месторождениях значатся и разные морфогенетические типы рудных тел, но в большом объёме статистической выборки по рудному полю их значение теряется. На отдельных месторождениях рудо-контролирующее значение факторов меняется. На Ташбулаке, например, наиболее значимы структурные, стратиграфо-литологические, тектонические и магматические факторы. Субширотный контакт лакколита с терригенно-карбонатными отложениями на этом месторождении падает относительно полого на север (50-60°), обычно сорван, но существенным деформациям подвержен лишь в границах отдельных тектонических блоков, ограниченных диагональными сколами. В пределах таких блоков сорванный контакт лакколита и субпараллельные ему разрывы в карбонатных отложениях развивались в положении блокированных сколов. Соответственно, как и на Ал-тынтопкане, рудоносность их возрастает от центра позиции к периферии, а затем снижается почти до нуля у блокирующих диагональных разломов. В целом, интенсивность оруденения в блокированых сколах возрастает с увеличением амплитуд перемещений по блокирующим диагональным разломам, причём к висячим блокам последних тяготеют наиболее богатые руды. Интенсивность оруденения в блокированных продольных сколах возрастает с уменьшением расстояний между блокирующими диагональными разломами. Изложенные закономерности контрастно выразились при анализе рудоконтролирующих факторов статистическими методами. На месторождении Таш-булак в ряду наиболее информативных фигурируют структурные, тектонические и литологические факторы. Среди структурных факторов значатся оптимальные значения азимутов простираний контакта лакколита (60-120°) и расстояния оруденелых звеньев до диагональных сколов. В качестве информативных тектонических факторов обозначились амплитуды перемещений по диагональным разрывам, а среди стратиграфо-литологических в качестве высокоинформативных факторов выделились парные сочетания контактов различных гранитоидных даек с карбонатными отложениями джар-булакской свиты. На месторождении Мышиккол значительной информативностью обладают различные категории расстояний до Меридионального разлома, вариации углов падения туфогенно-карбо-

натных отложений в своде блокированной складки, степень прямолинейности рудоконтролирующих контактов.гранитоидных даек,и др. На месторождении Перевальное информативны тектонические факторы, характеризующие величины перемещений по отдельным звеньям Баштавакского разлома (с увеличением амплитуды возрастает рудоносность), структурные факторы, учитывающие положение рудоносной позиции по отношению к сместителю того же разлома (оптимально расстояние 250м). На Пайбулаке в качестве высокоинформативных рудоконтролирующих факторов выделились углы падения и морфология рудоконтролирующих контактов магматитов. В частности, кривизна свода блокированной складки и осложняющих её более мелких складок находится почти в прямой связи с масштабами развитых здесь рудных тел. На мелких месторождениях Учкоглы и Ташгезе практически отсутствуют рудоконтролирующие факторы с положительной информативностью. В целом, на месторождениях Алтынтопкан, Чалата и Ташбулак диагональные разрывы разных порядков определяют размеры и форму однородных геологических позиций, контролируют характер изменчивости и параметры значительной части рудоконтролирующих структурных, тектонических и магматических факторов. Фактор глубины рудоотложения на большинстве месторождений малоинформативен из-за сложной предруд-ной блоковой тектоники рудного поля, однако на некоторых месторождениях (Алтынтопкан, Чалата и др.) он позволяет устанавливать предельные глубины распространения свинцово-цинковых руд по падению. Формы и элементы залегания рудоконтролирующих поверхностей и пород в её лежачем и висячем блоках информативны на отдельных месторождениях. Для локализации межформационных рудных залежей более благоприятны относительно простые прямолинейные поверхности контактов.

ПЕРСПЕКТИВЫ ПРОМЫШЛЕННОГО ПОЛИМЕТАЛЛИЧЕСКОГО ОРУДЕНЕНИЯ В АЛТЫНТОПКАНСКОМ РУДНОМ ПОЛЕ

Основы локального прогнозирования эндогенного оруденения в Средней Азии заложены А.В.Королёвым и П.А.Шехтманом. Первые прогнозные карты в Алгынтопканском рудном районе составлены В.А. Вороничем (1959, 1961) и автором (1961). Исследования В.А. Воро-нича охватывали месторождения Мышиккол, Ташбулак, Перевальное и Чалата. Автором оценены перспективы района месторождения Мышиккол. Оба автора основную роль в размещении полиметаллического оруденения отводили структурным и литологическим факторам. Благоприятность рудоконтролирующих факторов оценивалась ими в пятибалльной системе на основе выявленных закономерностей размещения рудных залежей на упомянутых месторождениях. Позже

аналогичную работу по всему рудному полю выполнил В.А. Королёв (1963). Для повышения эффективности поисков скрытого полиметаллического оруденения в рудном поле в 1970 г. было принято решение о выполнении научно обоснованной оценки прогнозных ресурсов скрытых промышленных свинцово-цинковых руд в Алтынтопканском рудном поле на основе современных детальных геологических и прогнозных материалов. Поставленная целевая задача решалась при методическом руководстве и непосредственном участии автора.

Промышленное полиметаллическое оруденение в рудном поле размещается в благоприятных геологических позициях разного ранга. Рудоносность позиции любого ранга зависит от оптимального сочетания и степени совместного влияния в её пределах различных рудо-контролирующих факторов. Оценка значения этих факторов производилась на основе геологической карты района и глубинных геолого-структурных разрезов масштаба 1:5000. Специализированных карт (тектоническая, рудоносности, структурная) масштаба 1:10 000, геологических разрезов, планов опробования и проекций рудных тел с данными подсчёта запасов свинца и цинка по месторождениям Ал-тынтопкан, Чалата, Ташбулак, Мышиккол, Перевальное, Пайбулак, Учкотлы и Ташгезе. Перечисленные скарново-полиметаллические месторождения охватывают все основные структурные блоки рудного поля и являются для них типоморфными объектами. Вероятность открытия в этих блоках полиметаллических месторождений других формаций исключена. Таким образом, известные месторождения и рудные тела являются аналогами прогнозируемых месторождений и рудных тел. Детальность выполненных исследований и наличие богатых геологических материалов по разведанным типоморфным месторождениям позволяют осуществить прогноз на уровне отдельных рудных тел. Учитывая это, анализ степени влияния упомянутых рудоконтролирующих факторов на рудоносность геологических позиций выполнен на уровне основных типов детально разведанных (категории В+С,) рудных тел (эталонов) названных месторождений. Выбор в качестве объектов прогноза рудных тел позволил набрать необходимый объём информации по эталонным и прогнозным позициям для применения статистических методов анализа с применением ЭВМ. Информативность факторов и классификация прогнозных позиций на рудные и безрудные производилась по программе "Праск1"(программа распознавания образов), разработанной Ю.И. Журавлёвым и др. Обработке по этой программе подвергалась матрица данных, в которой строками обозначались позиции (разведанные рудные тела и безрудные позиции по эталонам; прогнозируемые рудные позиции), а столбцами закодированные рудоконтроли-рующие факторы (табл. 1). Роль (значимость) факторов в процессе рудоотложеиия отражается мерой их информативности, представляющей разность степеней изменчивости матриц рудных и безрудных эталонов при исключении оцениваемого фактора. Сущность значи-

мости фактора с разным знаком, различна. Высокая положительная величина информативности указывает на зависимость масштаба ору-денения от конкретного фактора в определённом широком интервале его проявления, за пределами которого благоприятность фактора резко падает. Высокая отрицательная информативность характерна для факторов, значения которых в рудоносных позициях изменяется в узком оптимальном интервале, за пределами которого всё множество значений соответствует безрудным (неблагоприятным) позициям. Низкие информационные веса в рудном и безрудном эталонах указывают на рудоносность и безрудность позиций в узких интервалах значений рудоконтролирующих факторов. Не исключено, что эти интервалы далеки друг от друга и значимость фактора очень велика.

Достоверность прогнозных оценок на конкретных объектах в значительной степени зависит от правильного выбора рудоконтролирующих факторов. Наибольшую ценность представляют высокоинформативные факторы, характеризующиеся высокой изменчивостью в пространстве рудоотложения. Рудоконтролирующие факторы имеют как качественное, так и количественное выражение. Качественные оценки использованы для факторов высоких рангов (например, положение позиции в определённом тектоническом блоке, в висячем или лежачем блоке разлома и т.д.). Количественной оценке поддаётся большинство рудоконтролирующих факторов (расстояния до ближайшего разлома, контакта батолита; элементы залегания пород, глубина рудоотложения, амплитуда перемещения по разлому и др.). Прогнозная оценка перспективности однородных позиций рудных тел произведена по совокупности рудоконтролирующих факторов, информативных для соответствующих типов позиций (табл. 2). Качественные и количественные оценки рудоконтролирующих факторов однородных позиций приводились к единому показателю с помощью программы "ПраскГ', которая позволила учесть всё многообразие взаимосвязей этих факторов. С помощью полученных интегральных оценок показателей произведена классификация прогнозных однородных позиций на перспективные и бесперспективные Эталонами сравнения при этом служили позиции известных рудных тел на детально разведанных месторождениях. Большинство рудоконтролирующих факторов выражалось в линейных и угловых единицах измерения. Количественные оценки факторов группировались по интервалам, величина которых зависела от размаха колебаний значений. Интервалы значений кодировались порядковыми номерами по мере возрастания или убывания величины. Аналогично кодировались также факторы с качественной формой выражения. На перспективных площадях в интервале высот от современного эрозионного среза до горизонта 500 м было выделено 4520 однородных прогнозных позиций. Параметры рудоконтролирующих факторов снимались с детальных геологических карт, планов, разрезов и уточнялись контрольными расчётами и промежуточными графическими построениями. Оценки геологической

TatCrutfaS

ИНФОРМАТИВНОСТЬ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ФАКТОРОВ для оценки скрытого полиметаллическою оруденения на отдельных месторождениях Алтынтопканского рудного узла

№ № Геологические факторы Информативность геологических факторов на месторождениях рудного узла

Характеризующие геологически однородную позицию в том числе

Структурные | I и I g 1 Магм ато генные i I II Атын-топкая Мышик- КОЛ Учкотлы Ташбу-лак Перевальное Ташгезе Пайбулак Итого количество информативных рудококтролируюшмх факторов

Высоко-Информа--швные Малоин- форма- тавные. Неинфор-ызтвные.

1 2 3 ' 4 5 б 1 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17

1 Местоположение позиции в общей структуре района + +0.4915 +0.3925 +0.0250 +0.1050 -0.4000 +0.0900 -0.0250 3 1 1

2 Гипсометрическая отметка центра позиции + +0.2215 +0.0525 +0.0225 +0.0400 +0.0625 -0.0250 -0.0200 1 3 2

3 Расстояние центра позиции до ближайшего продольного или поперечного нежблокового разлома по нормали + +0.1216 +0.090 +0.0325 +0.0075 -0.1050 -0.0375 +0.02254 1 1 3

4 Аяшуг нормали от центра позиции к поверхности ближайше го продольного или поперечного межблокового разлома + +0.1921 ■0.2575 _0.0050 +0.1975 +0.0575 -0.1150 0.0 2 1 1

5 Угол наклона той же нормали к горизонту + 0.0971 -0.1000 +0.0050 +0.0475 +0.0075 +0.0925 •0.1125 - 2 3

б Расстояние по горизонтали от Центра позиции до сопряжения ближайших межблоковых разломов + +0.1003 -0.0175 +0.0325 +0.1050 -0.0175 -0.03 +0.0625 2 1 1

7 Результирующая ашшпуда по ближайшему межблоковому поперечному, диагональному или продольному разлому + +0.3437 +0.0500 +0.0300 +0.11 +0.2675 +0.09 +0.0175 3 2 2

8 Характер результирующего перемещения по тому же разлому + +0.1105 -0.0750 +0.0300 0.000 -0.0025 +0.425 +0.01 3 - 1

9 Местоположение позиции (висячий или лежачий блоки, сама зона разлома) по отношению к тому же разлому + +0.2189 -0.4125 +0.0325 -0.0925 +0,1375 +0.04 -0.02 2 - 2

10 Азимут падения поверхности позиции + +0.0934 +0.0500 +0.0250 -0.2225 +0.05 +0.02 +0.01 - 3 3

11 Угол падения той а» поверхности + -0.0312 -0.0250 +0.0325 +0.0325 +0.0675 -0.255 +0.095 - 2 3

12 Азимут падения пород в лежачем боку позиции + +0.0013 +0.2425 - -0.17 0.00 -0.1 +0.0375 1 - 2

13 Угол падения пород в лежачем боку позиции + +0.0061 +0.0075 - +0.055 +0.0375 -0.0475 +0.01 - 1 4

14 Азимут падения пород в висячем боку позиции + -0.1013 +0.0775 - -0.2075 +0.05 +0.04 -0.075 - 2 2

15 Угол падения пород в висячем боку позиции + -0.0859 -0.0175 - +0.0575 +0.01 -0.2675 -0.01 - 1 2

16 Литолого-струетурный тип позиции + + +0.1434 +0.1150 о.оооо +0.0775 +0.0275 -0.07 -0.1375 2 1 1

17 Состм интрузии, в контакте которой выделена позиция + + -0.1509 -0.3400 -0.1600 +0.26 -0.1175 +0.025 +0.0575 1 1 2

18 Возрастная принадлежность той же интрузии + -0.1120 4)3450 -0.0775 +0.185 -0.1675 -0.0475 -0.24 1 - 1

19 Форма поверхности позиции + +0.0827 +0.4800 +0.0200 +0.007 +0.0525 -0.07 +0.017 2 - 4

20 Морфологический тип рудного тела в позиции + +0.01942 +0.0075 -0.0400 +0.012 -0.0425 +0.03 -0.02 - - 4

ИТОГО количество информативных рудоконтролирукяцих геологических факторов:

а) высоконнформатнвных (0.1 и выше) 4 - 6 2 1 2

б) малошформативкых (0.05 - 0.1) 5 - 3 5 3 3

в) некнформатнвные ( < 0.05) 2 12 6 5 4 5

Номер структурно-тектонического блока района, в пределах которого размещается позиция

Номер позиции

Длина рудного тела (средам) в пределах позиции, м

Ширина рудного тела (средни) в пределах позиции, м

Длина скарнов ого тела (средняя) в пределах позиции, м

Ширина скарнового тела (средняя) в пределах позиции, и

Средняя истинная мощность рудного тела в пределах позиции, и

Средняя истинная мощность скарнового тела в пределах позиции, м

Среднее содержание свинца в рудном теле в пределах позиции, усл. Ед.

Среднее содержание цинка в рудном теле в пределах позиции, усл. Ед.

Запасы свинца в пределах позиции, усл.ед.

Запасы цинка в пределах позиции, усл-ед.

Рудоносность позиций (промышленные рудные тела, забалансовые рудные тела, непромышленная минерализация, минерализации нет)_' • .__

Коэффициент разведанности - количество пересечений разведочными выработками площадь однородной позиции, га

Площадь однородной позиции (установленная илиожидаемая), га

Азимут падения рудоко1про пирующей поверхности

Угол падения рудокоетролнрующей поверхности

Азимут падения пород лежачего блока

Угол падения пород лежачего блока

Азимут падения пород висячего блока

Угол падения пород висячего блока

Структурно-лпологическкй тип позиции

Состав малой интрузии, в контакте которой выделена позиция

Возрастая принадлежность той же малой интрузии

Форма рудоконгролирующей поверхности в пределах позиции

Морфологический тип рудного тела в позиции

Гипсометрическая отметаа центра позиции, м

Местоположение позиции по отношению к ближайшему продольному или поперечному межблоковому разлому (висячий, лежачий блоки, осевая часть зоны разлома)

Расстояние по горизонтали от центра позиции до сопряжения ближайших межблоковых разломов, м

Расстояние центра позиции до ближайшего продольного или поперечного межблокового разлома по нормали, м

Азимут нормали от центра позиции к ближайшему продольному или поперечному межблоковому разлому, градус

Угол наклона нормали от центра позиции к ближайшему продольному или поперечному межблоковому разлому, градус_,___ • •_

Местоположение позиции в обшей структуре района

Результирующая амплитуда по ближайдгему межблоковому разлому

Характер результирующего перемещения по тому же разлому

§ ?

й » в а

х .д я Я 3 о а "о

•в

Я За

£

г 8 @

, "О

1 3

^ 3

р о в а р к

§31

8 я

¡21

" р 2 ц & 3

§ Э Н

I В §

3 я 8

•й

й И

о о 0 й о Я

&= г

г М

Я ? й

§ I

1 я

ь М

й "в

6 и

« Л

§ 3

2 Я

I ""

3 >1

В М

^ о

>3

А

и

О

»

к

■а Я

* е с

5?

з Я

О ' J

я

о

N3

а>

о> о

о л н 8 8 8

¡5 о з

к,-

Я

обстановки на глубине сопровождались ограниченной экстраполяцией различных структурных элементов однородных позиций (пространственное положение и ориентировка, формы геологических тел и др.).

При характеристике многочисленного класса секущих однородных позиций на контактах интрузивных и карбонатных пород использовались зависимости, выявленные на разведанных месторождениях. Они показывают, что в интервалах промышленных руд количество малых интрузий и площадная интрудированность с глубиной увеличиваются почти в одинаковой степени на известных месторождениях.

Однородные перспективные геологические позиции показывались в проекциях на горизонтальную плоскость. С учётом фронта развития эксплуатационных работ, перспективные оценки прогнозных ресурсов выполнены по четырём интервалам глубин: поверхность 1300 м; 1300-1000 м; 1000-700 м и глубже 700 м. Однородные позиции этих интервалов выносились на отдельные графические приложения и нумеровались в соответствии с порядковым номером формуляра с закодированной геологической информацией. Количественная оценка рудоносности перспективных однородных позиций осуществлялась путём сравнения их с эталонными позициями разведанных типоморфных рудных тел. Процедура сравнения перспективных и эталонных позиций заключалась в выявлении сравниваемых отдельных эталонных (Е^^^,..^,,)) и прогнозных (Е1=(у„у2,...уп)) позициях числа совпадений (\т) величин рудоконт-ролирующих факторов в эталоне (ц,) и прогнозной позиции (у,). Затем из всех сравниваемых выбиралось ш пар позиций, по которым числа совпадений были максимальными. Контрольному (прогнозному) объекту приписывались средние значения удельной рудоносности (тыс. т/га), мощности (М), содержание свинца и цинка (%%), определённые по т выбранным эталонным объектам (рудные тела). Величина щ, с учётом дисперсии величин перечисленных параметров эталонных рудных тел, принята равной 5. По удельной рудоносности прогнозные позиции подразделялись на классы. Прогнозные ресурсы (Р„ тыс. т) перспективных позиций (Бк) определялись по формуле:

р^-дак,

где Б — площадь перспективной прогнозной позиции (га); А О. — удельная рудоносность позиции (тыс. т/га); кп— поправаочный коэффициент, зависящий от соотношения площадей эталонных и перспективных объектов. Прогнозные позиции показаны на планах схемах-накладках, крапом (рис. 3), а также без раскраски (бесперспективные позиции). В итоге из общего количества црогнозируемых однородных позиций (4290 позиций) к перспективным отнесено 1200 шт (26%), размещающихся в 17 структурно-тектонических блоках рудного поля в виде одиночных позиций или их ассоциаций позиций. С последними связано 73% всех суммарных прогнозных ресурсов свинца и цинка, представленных контактовыми залежами. Остальная часть связана с

1997г.

Рис 3. Схема размещения прогнозных ресурсов скрытого промышленного скарново-полиметаллического оруденения в Алтынтопканском рудном узле. Составил: А.Б.Дзайнуков\

1 — контуры выходов среднепалеозойских карбонатных отложений (02П'-С,з); 2 — северная граница распространения среднепалеозойский карбонатных отложений (Б^у-С^) под верхнепалеозойскими вулканитами; 3 — геологические границы пород; 4 — разрывные нарушения разного порядка установленные и предполагаемые; 5 — контуры прогнозных ресурсов скрытого промышленного скарново-полиметаллического оруденения в интервале глубин 500-700 м; 6 — то же 700-1000 м; 7 — то же 10001300 м; 8 - то же 1000-1750 м; 9 — номера разрывных нарушений; 10 — номера тектонических блоков.

межформациониыми и внутриформациоиными рудными телами. Пространственно перспективные запасы преимущественно размещаются в структурно-тектонических блоках 9, 16, 17, 14, 15. Часть перспективных позиций тяготеет к периферическим частям Алтынтоп-канского рудного поля. Прогнозные ресурсы первой очереди освоения (54%) размещаются в пределах Алтынтопканского (№9), Чала-тйнского (№.№11-15) и Пайбулакского (№5) блоков и связаны с перспективными позициями, выделенными выше гипсометрической отметки 1000 м. Объекты второй очереди (№№13, 14) располагают значительными перспективными запасами выше той же высотной отметки, но удалены от осваиваемых месторождений. Объекты тре-

тьей очереди размещаются в интервале глубин 700-1000 м. Наиболее крупные прогнозные ресурсы третьей очереди размещаются в Ки-чиксайском и Мышиккольском блоках (№№10, 14). Прогнозные ресурсы четвёртой очереди освоения локализуются ниже гипсометрической отметки 700 м (Ташбулак).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В результате выполненных исследований:

— составлены детальные геологические и специализированные карты района;

— разработаны новые схемы расчленения стратифицированных и магматических образований;

— впервые выявлены нижнекаменноугольные осадочно-вулкано-генные образования свиты Уя (С^), литологически весьма благоприятные для локализации субсогласных многоярусных залежей свин-цово-цинковых руд;

— существенно уточнены представления о структуре и тектоническом развитии района;

— показана ведущая роль крупных складчато-глыбовых, блоковых и вулканотектонических элементов в геологическом строении района, а также определяющее значение продольных (субширотных), диагональных (северо-восточных) и поперечных (меридиональных) разрывов в формировании разноранговых блокированных элементов структур (структурные полосы, структурно-тектонические блоки, блокированные складки, звенья разломов и т.д.;

— впервые в Срединном ТяньШане установлены трубки взрыва юрского возраста, включающие обломки пород и минералов мантийного происхождения, свидетельствующие о перспективах региона на алмазы; установлено значительное влияние морфологии контактов малых интрузивов на их рудоносность более продуктивны контакты даек и жил с простой ровной поверхностью;

— установлена локализация основных месторождений (Алтынтоп-кан, Северный Алгынтопкан, Чалата) в структурно-тектонических блоках, примыкающих к самому крупноамплитудному (2600 м) Ал-тынтопканскому сдвигу; при этом самые крупные месторождения (Алтынтопкан, Северный Алтынтопкан) локализованы в висячем блоке этого сдвига; в целом, повышенная рудоносность висячих блоков разломов отмечена также на месторождениях Ташбулак, Пайбулак и др.;

— на основе выявленных закономерностей локализации скарно-во-полиметаллических руд, а также учёта совместного влияния важнейших рудоконтролирующих факторов в пределах Алтынтоп-канского рудного узла выделено более 4500 однородных позиций и оценена их промышленная рудоносность; из названного количества прогнозных позиций промышленное оруденение вероятно в 1200;

прогнозные ресурсы их по категориям Р1 и Р2 соответственно составили (тыс.т): руды 139335 и 72825, свинца 3360 и 1525, цинка 3920 и 1440, серебра 7,4 и 3,1; около половины прогнозных ресурсов (54,5%) относится к первой очереди изучения и размещается на флангах и глубоких горизонтах (абс. отм.±1000 м) эксплуатируемых месторождений Алтынтопкан, Чалата и готовящегося к освоению месторождения Северный Алтынтопкан;

— поисковым бурением в Чалатинском блоке подтверждена высокая достоверность авторского прогноза ресурсов свинца и цинка.

Установление автором границ рудного поля и наиболее перспективных площадей способствует дальнейшей концентрации и резкому повышению эффективности поискового бурения.

ОСНОВНЫЕ ОПУБЛИКОВАННЫЕ РАБОТЫ

1. Королёв ВА.,Марипов Т.М.¡Дзайнуков А.Б., Стперлин АД., Тшиабаев MX. Геоло-гопрогнозная карта Алтынтопканского рудного района II В сб.: Крупномасштабное количественное прогнозирование эндогенного оруденения (Тезисы докл. Всесоюзного семинара). Ташкент. САИГИМС. 1976. с 50-52.

2. Дзайнуков А.Б., Букин АЛ. О влиянии поперечных дизъюнктивных нарушений на размещение оруденения (на примере Алтынтопканского района) II В сб.: Геологические условия формирования эндогенных месторождений Средней Азии и вопросы их оценки, Ташкент, САИГИМС, 1977. с 40-50.

. 3. Дзайнуков А.Б. Флюоритовое месторождение Чашлы II В сб.: Геология и закономерности размещения нерудных полезных ископаемых Средней Азии. Ташкент. 1981. вып.З. с.23-29.

4. Дзайнуков А.Б. Минералого-геохимические и структурные особенности кварце-во-флюоритового месторождения Чашлы (Карамазар) II В сб.: Минералогия Таджикистана. Душанбе. Дониш. 1982, вып.5.

5. Таджибаев Г.Т., Дзайнуков А.Б. Первая находка щелочных базальтоидов с ксенолитами глубинных пород в Срединном ТяньШане II Докл.АН Тадж.ССР, том XXVI. №4. Душанбе. Дониш. 1984. с 240-243.

6. Куддусов ХК., Николаев C.B., Марков А.Б., Дзайнуков А£„ Байков ВН., Балашов А.Н. Роль физико-механических свойств горных пород в рудолокализации (на примере Карамазара). Душанбе. Дониш. 1984. 222 с.

7. Дзайнуков А.Б. Структурная зональность эндогенного оруденения в Бельтау-Кураминском вулканоплутоническом поясе (Средняя Азия) II В сб.:Структуры рудных полей и месторождений золота и серебра. Владивосток. 1985. с.16-18.

8. Дзайнуков А.Б., Байков Б.Н., Федчишин Э.Б. Вулканогенные породы. II В кн.: Петрография Таджикистана. Том I. Душанбе.Дониш.1986.

9. Дзайнуков А.Б. Математические методы в крупномасштабном прогнозировании полиметаллических руд на одном из рудных полей Средней Азии.П В сб.: Математические методы в геологии (Симпозиум). Горнорудный Пшибрам. ЧССР. 1987.С.27-29.

10. Дзайнуков А.Б. опыт локального прогноза и оценки ресурсов скрытого скарно-во-полиметаллического оруденения в одном из рудных районов Средней Азии. II В сб.: Повышение эффективности научного обоснования локального прогноза месторождений рудных полезных ископаемых (Тезисы докл. на Всесоюзной конференции). Москва. ЦНИГРИ. 1987. с.62-63.

11. Таджибаев Г.Т.Дзайнуков А.Б., Агеева Л.И., Клименко Г.В., Кошлаков И.П., Байков В.Н. О юрском возрасте щелочных базальтоидов Срединного Тяиьшаня по данным калий-аргонового метода датирования. II Докл. АН Тадж.ССР, том XXXII, №3,1989, с.192-195.