Файл: Материков М.П. Закономерности размещения и геолого-генетические группы оловянных месторождений СССР.pdf

Китая, 1962), с достаточной определенностью показывает непосред­ ственную структурно-металлогенкческую связь южной части Пами­ ра с крупнейшим Индонезийско-Малайско-Бирманским оловянновольфрамовым поясом. Прямые указания на развитие в притибетской части Каракорума позднемезозойского оловянного и вольфра­ мового оруденения, связанного с пегматитовыми, кварцевожильны-

•ми и скарново-рудными образованиями, приведены в работе Н. А. Беляевского (1965). Оловоносные пегматиты с бериллом и тантало-ниобатами, а также скарново-рудные образования известны на Гиндукуше к северу от Кабула; месторождения олова имеются

и на западе Афганистана в провинции Герат (Ilavsky Jan, 1965). 'С. М . Айвазян (1965) указывает на древнюю добычу олова в Хорадане (Иран), примыкающем к провинции Герат с запада.

В Южном Памире, принадлежащем к системе Каракорума, вы­ деляются три крупные тектонические зоны, различающиеся по исто­ рии развития и особенностям металлогении: Центральный Памир, Юго-Восточный Памир и Юго-Западный Памир (см. рис. 5). Кроме того, выделяется в качестве особого структурно-металлогенического элемента Рушанско-Пшартская зона, отделяющая Юго-Восточный Памир от Центрального. Она возникла в нижнеюрское время как складчатая зона ранней консолидации на месте узкого прогиба максимальной подвижности, связанного с развитием шовного разлома.

Центральный Памир занимает промежуточное положение меж­ ду герцинидами Северного Памира и киммерндами Юго-Восточ­ ного. Он включает все системы палеозоя и до заложения геосин­ клинали Юго-Восточного Памира развивался как периферическая часть Северо-Памирского прогиба. С карбона был вновь вовлечен в погружение и превратился в окраину Каракорумской геосинкли­ нали.

Зона Юго-Восточного Памира, наиболее интересная в отноше­ нии оловоносности, развивалась с карбона до мела в виде геосинклинального прогиба, наложенного на докембрийское основание. Выступом последнего является Юго-Западный Памир, сложенный кристаллическими сланцами, гнейсами и мигматитами. Он рас­ сматривается как срединный массив в складчатом поясе Карако­ рума.

Морфологически зона Юго-Восточного Памира представляет ■ собой мегасинклинорий, ограниченный с обеих сторон разломами. На крыльях сииклинория выступают интенсивно дислоцированные ■ преимущественно верхнепалеозойские и триасовые песчанико-слан- ■ цевые отложения с подчиненными карбонатными породами и вул­ каногенными образованиями. Центральная часть сложена рифовы­ ми известняками верхнего триаса и известковистыми толщами юры. При близширотном генеральном простирании складчатых структур иногда резко проявляются наложенные складки и разрывные нару­ шения субмеридионалы-юго направления. Такие «антипамирскне»

93

поперечные структуры особенно характерны для наиболее интерес­ ных оловорудных полей Базардаринского хребта.

Наиболее ранние проявления оловоносности, ассоциирующейся с редкими металлами, приурочены к Рушанско-Пшартской зоне ранней консолидации киммерид, представляющей собой узкую и прерывистую антиклинорную структуру. Для этой зоны характерны пластообразные интрузии гранитов трнас-юрского возраста, часто гнейсовидных (абс. возраст, по данным Л . Н. Афиногеновой, 190—200 млн. лет). С ними предположительно связываются широко распространенные оловосодержащие редкометальные пегматиты, которые, образуя линейно вытянутые поля большой протяженности, однако не проявляют видимой пространственной связи с гранитны­ ми телами. В той же зоне имеются явно послескладчатые юрскомеловые интрузии гранитоидов (по данным В. И. Буданова, верх­ няя возрастная граница гранитоидов Рушанско-Пшартской зоны определяется в 100 млн. лет). С ними связаны относительно мало распространенные кварц-грейзеновые и еще более редкие скарновые оловорудные проявления. На месторождении Бугучи-Джилга грейзенизация с касситеритсодержащими кварц-флюоритовыми и кварц-топазовыми прожилками накладывается на оловоносные магнетитовые скарны. Вдоль той же зоны раздела Юго-Восточного и Центрального Памира внедрены наиболее поздние малые интру­ зии щелочных пород с абсолютным возрастом, по Л . Н . Афиногено­ вой, 14—20 млн. лет (неоген). Они сопровождаются проявлениями редкометального оруденения в самих породах и в гидротермальных барит-флюорит-карбонатных жилах.

В пределах собственно Юго-Восточного Памира полностью гос­ подствуют широко дифференцированные послескладчатые гранитоиды мелового—палеогенового возраста, развитые главным обра­ зом на крыльях мегасинклинория, т. е. вблизи ограничивающих его разломов. Среди них различаются два интрузивных комплекса: аличурский и башгумбезский. Кроме того, на рудоносных площадях наблюдаются пояса многочисленных даек гранит-порфиров, диори­ товых порфиритов и других жильных пород, которые явно секут более ранние аличурские гранитоиды, но их отношения с башгумбезскими гранитами не выяснены.

Общий возрастной диапазон формирования гранитоидных ком­ плексов Юго-Восточного Памира определяется, по Л . Н . Афиноге­ новой, в 120—33 млн. лет, т. е. охватывает почти весь мел и палео­ ген. Более ранний аличурский интрузивный комплекс с абсолютным Еозрастом пород 120—90 млн. лет в основном представлен гранодиоритами с подчиненными им более основными и более кислыми дифференциалами. Башгумбезский комплекс биотитовых и двуслю­ дяных гранитов, характеризующихся яркими следами автометасоматических изменений, особенно грейзенизации, начал формиро­ ваться также в нижнем мелу (ПО млн. лет), но его заключительные фазы приходятся на конец палеогена (33 млн. лет). Этот комплекс подразделяется на более ранние, собственно башгумбезские грани-

94

К авказ

Для металлогении Кавказа олово считается не характерным элементом, но тем не менее оно довольно широко распространено. Олово проходит через все металлогенические эпохи региона и про­ является в различных металлогенических ассоциациях: с редкими металлами, мышьяком, цветными металлами и сурьмой.

Ранние, преимущественно герцинские рудопроявления олова ло­ кализованы в пределах выступа древнего основания киммерид— Е ядре горст-антиклинория Главного хребта, наметившегося как об­ ласть устойчивого поднятия еще в конце докембрия. Оловоносные ■ балкарские граниты пермского возраста (270—250 млн. лет) сла­ гают все главные интрузивные массивы Центрального Кавказа от

.долины р. Теберды на западе до погружения кристаллического ядра горст-антиклинория под мезозойские отложения на востоке н, ве­ роятно, распространены в фундаменте мезозойских структур Вос­ точного Кавказа. К западу от р. Теберды они постепенно сменяются несколько более ранними гранитоидами белореченского типа и почти полностью исчезают близ меридиана р. Зеленчука. В отличие от белореченских эти граниты характеризуются более высоким со­ держанием калия и постоянным присутствием олова. В альбитизированных и грейзенизированных разностях их развит турмалин, являющийся типоморфным минералом, распространенным также в пегматитах и кварцевых жилах; среди акцессориев отмечаются касситерит, берилл, фенакит, топаз и танталит-колумбит.

В тесной генетической связи с герцинскими калиевыми гранита­ ми зоны Главного хребта находятся рудопроявления вольфрама, мышьяка, олова и редких металлов. Они представлены кварцевыми жилами, альбитизированными и грейзенизированными пегматита­ ми, аплитами и апогранитами апикальных выступов интрузивов (рудопроявления Пшишское, Белягидон, Илипсар и др.). В экзоконтактовых зонах интрузивов встречаются скарнонды с магнетитовым и медно-пирротиновым оруденением, сопровождаемым сфа­ леритом, галенитом, молибденитом и касситеритом (Гудан-Чиран, Богданкол и др.).

Мезо-кайнозойское оловянное оруденение ассоциируется с вы­ водами преимущественно небольших трещинных интрузий гранитоидов и жильных пород разного состава. Весьма отчетливо прояв-

.ляется их контроль системой продольных разломов регионального порядка при столь же важном рудоконтролирующем значении ло­ терейных — антикавказских — рудоконтролирующих структур.

Основная масса оловорудных проявлений прослеживается вдоль юсевой линии Кавказского хребта, образуя узкую цепочку протя­ женностью в несколько сот километров. Начинаясь на западе в пределах Гагринского-Джавской металлогенической зоны, эта це­ почка сопровождает Южный разлом Главного хребта, который под острым углом срезает основные структурные элементы тектониче­ ских зон Южного склона; затем она переходит во внутреннюю часть

:96

Рис. 13. Схема размещения оловорудных проявлений Кавказа

Проявления оловоносностн: / — палеозойские (1 — Пшншское. 2 — Булунгу*су, 3 — Илн-

горст-антиклинория, где контролируется другими разломами той

же системы (рис. 13).

Крайний с запада, несколько изолированный оловоносный рай­ он, приуроченный к выходу Келасурского массива верхнеюрски.х гранитоидов (абсолютный возраст 165— 120 млн. лет), выглядит экзотичесюш пятном на фоне Гагринско-Джавской металлогенической зоны, которая характеризуется развитием барит-полиметалли- ческих и полиметаллических месторождений, в общем подчиняю­