Файл: Геология и полезные ископаемые Киргизии [сборник]..pdf

ВУЗ: Не указан

Категория: Не указан

Дисциплина: Не указана

Добавлен: 21.10.2024

Просмотров: 93

Скачиваний: 0

ВНИМАНИЕ! Если данный файл нарушает Ваши авторские права, то обязательно сообщите нам.

Роговая обманка в шлифе принадлежит к обыкновенней роговой, чаще зеленая, единичные зерна бурые, слабо плеохраируют. Образует удлиненные, призматической формы крис­ таллы. Оптические константы следующие: угол С: Nq—9—11°, Nq—Np = 0,016—0,018. Роговая обманка замещается пеннином, актинолитом, нередко собранным в сноповидные агрега­ ты, и реже биотитом, который замещает центральные части зерен.

Пироксен представлен авгитом, образующим крупные, до 1 мм, почти изометричные зерна. Оптические константы: С: Nq—40°; Nq—Np = 0,017—0,025. Авгит иногда обрастает тре­ молитом. В породах присутствуют акцессорные минералы — апатит, редко циркон, рудные минералы (пирит, гематит?), единичные зерна ортита.

Химический анализ трех штуфных проб из диоритов и сне- нито-диоритов обнаружил следующее содержание (Колесни­ ков и др., 1968) свинца — 0,03—0,05%, цинка — 0,01—0,3%,

меди — 0,001—0,003%; не установлено содержание кадмия, германия и серебра.

Сиенит роговообманковый (Р) образует шток, вытяну­ тый в СВ—ЮВ направлении (размером 50X70 м), который рвет известняки фамена. Вокруг штока имеется довольно мощная зона измененных пород шириной 2—3 м, представ­ ленная ороговикованием, мраморизацией, хлоризацией извест­ няка. С сиенитом пространственно ассоциирует свинцовое ору­ денение (рудопроявление Каинды). Сиенит макроскопически: имеет зелено-розовый цвет, крупно- и среднезернистое сложе­ ние. Редкие порфировые выделения, размером 1,5—2 см в по­ перечнике представлены таблитчатыми зернами калиевого полевого шпата. Основная масса сиенита сложена идиоморфными зернами роговой обманки (35%), калиевым полевым шпатом (35—40%), плагиоклазом (20—25%). В зернах поле­ вых шпатов и амфиболах обнаружена мельчайшая вкраплен­ ность галенита (Бурыхин, 1948).

В породе преобладает обыкновенная роговая обманка, цвет кристаллов под микроскопом светло-зеленый и бурова­ то-зеленый: С: Nq= 18°—10°; Nq—Np = 0,021. Кристаллы ро­ говой обманки по краям замещаются актинолитом. Иногда в зернах роговой обманки встречаются редкие и мелкие зерна неправильной формы моноклинного пироксена с косым углом, угасания, листочки биотита и зерна апатита. Калиевый поле­ вой шпат образует зерна таблитчатой формы, часто заме­ щенные пелитом.

Плагиоклаз образует призматические кристаллы длиной,

90

до 2,0—2,5 мм, интенсивно замещенные вторичными минера­ лами (серицитом, скаполитом). Акцессорные минералы пред­ ставлены апатитом, единичными зернами сфена и пирита, как бы обрастающего хлоритом и эпидотом. Полевой шпат нередко образует самостоятельные прожилки длиной 8—\0см, мощностью до 2 см. Строгой ориентировки такие полевошпа­ товые прожилки не имеют.

В отдельных шлифах обнаружен кварц, содержание ко­ торого не превышает 5%. Он выполняет промежутки между зернами полевых шпатов и роговой обманки.

Для штока роговообманкового сиенита четко выражена одна система трещин отдельности с падением СЗ—345°—350" под углом 70°. Это направление в основном совпадает с эле­ ментами залегания вмещающих известняков. К этой системе трещин приурочены прожилки эпидота. Кристаллы роговой обманки ориентированы длинной стороной перпендикулярно к отмеченной трещине. Наблюдаются трещины отдельности се­ веро-западного падения, но с пологими углами — до 20°, ко­ торые иногда выполняются кальцитом со следами скольже­ ния.

Химический анализ шести проб сиенита роговообманково­ го (Бурыхин, 1948) показал содержание свинца до 0,01%, цин­ ка — от 0,12 до 0,24%.

Спектральным анализом в сиенитах обнаружено меди до 0,001%, кобальта — до 0,01%, а также барий, марганец, ни­ кель н ванадий в пределах 0,01—0,02%.

Гранит (Р) образует вблизи ртутного рудопроявления Учурусай небольшой шток (размером 100X100 м), который сечет массивные, плитчатые известняки с кремнями нижнего, карбона. Контактовый метаморфизм боковых пород проявил­ ся очень слабо мраморизацией и осветлением известняка. По­ следний по данным спектрального анализа штуфных проб (из зоны дробления) показал содержание ртути 4-10~5.

Дацитовые порфиры и андезитовые порфириты (Pz3) об­ разуют дайкообразные и штокообразные тела небольших раз­ меров, развитые на площади рудопроявления Джергетал,, Имеют секущие контакты с вмещающими их отложениями нижнего карбона. По простиранию и падению элементы зале­

гания дайкообразных

тел меняются и часто не ясны. Дайки

и штокообразные тела

тяготеют к тектоническим разрывным

нарушениям субширотных простираний, а в зальбандах соп­ ровождаются (данные Халтурина, 1965) зонами кварцевофлюоритовых брекчий и барит-полиметаллической минерали­ зации. На площади рудопроявления Джергетал выявлено-


^Халтурин, 1965) несколько разновидностей дацитовых порфиров, различающихся по цвету и текстурно-структурным особенностям:

а) зеленовато-серые интенсивно каолинизированные, рых­ лые дацнтовые порфиры с редкими вкраплениями хлоритизированного плагиоклаза, биотита и кварца. Миндалины выпол­ нены флюоритом, опалом и железосодержащими охрами. Флюорит, кроме того, образует прожилки совместно с квар­ цем, серицитом;

б) буровато-серые плотные с землистым изломом дацитовые порфиры с единичными вкрапленниками альбита, биоти­ та, кварца диопсид-авгита и реже роговой обманки. Эта раз­ новидность интенсивно гематитизирована и эппдотизирована. Миндалины выполнены железистыми карбонатами и халце­ доном. В основной массе нередко встречается фиолетовый флюорит в виде отдельных включений или прожилков сов­ местно с кальцитом, а иногда оторочек вокруг фенокристаллов биотита;

в) буровато-серые до вишнево-серых, плотные, пузырча­ тые с роговиковым изломом; вишнево-бурые, плотные, окремнениые. Перечень разновидностей дацитовых порфиров по цве­ ту и внешнему виду на этом не ограничивается. Однако ми­ кроскопическое изучение показало, что структура породы порфировая, структура основной массы призматически зерни­ стая до интерсертальной. Текстура миндалевидная. Порфиро­ вые выделения — плагиоклаз, образующий зерна размером 0,2 до 2,0 мм, по составу отвечает андезину, угол С: Nq = 25°, зерна полисинтетически сдзойникованы. Биотит образует таблицы размером 0,2 мм, цвет светло-бурый в центре зерен., темно-коричневый по краям, замещается хлоритом, иногда развивается апатит и карбонаты; амфибол—единичные зерна; пироксен составляет 1—2% в породе, представлен диопсидавгитом, угол С: Nq = 42°; большое количество вторичных ми­ нералов: серицита, эпидота, карбоната.

Основная масса представлена интерсертально сросшимися зернами плагиоклазов с биотитом, амфиболом. Кроме того, встречены пироксен, кварц, акцессорные — апатит, рутил, магнетит. Миндалины редки, выполнены опалом, кальцитом и мелкозернистым халцедоном.

Андезитовые порфириты — это породы однородного, плот­ ного сложения, темной окраски, нередко порфировой тексту­ ры. Макроскопическое изучение показало, что структура по­ роды порфировая с пилотакситовой и гиалопилитовой основной массой, состоящей из стекла мельчайших зерен биотита, ро­

92


говой обманки. Фенокристы плагиоклаза (от № 26' до № 32 — андезин) и биотита образуют чешуйки и пластинки. Акцессор­ ные—апатит, порода интенсивно хлоритизирована. Для порфи­ рита абсолютный возраст определен как 232 млн. лет (Голо­ вин, Юрьева, 1967), что соответствует верхнепермь-триасово- му возрасту.

Химический анализ дацитового порфира с рудопроявления Джергетал (левого берега) показал следующее содержание окислов (в %:) Si02 — 47,06; Ti02 — 0,9; А120 —13,28; Fe20 3— 4,4; FeO — 2,98; MnCh — 0,1; CaO — 7,85; MgO — 5,85; K2O — 4,44; Na20 — 2,12; п.п.п. — 10,66; P2Os — 0,52 (Голо­ вин, Юрьева, 1965). По данным химического анализа и пере­ счету (по А. Н. Заварицкому), порода отвечает слюдяному лампрофир-керсантиту. В дацитовых порфирах и андезитовых порфиритах с рудопроявления Джергетал химически обнару­ жены фтор, натрий, барий, титан, марганец и стронций. В дацитовых порфирах содержится (среднее из 19 анализов в %): фтора 0,134, натрия — 1,89 Дария — 0,1, титана — 0,54, марганца — 0,048, стронция — 0,03. В андезитовых порфири­ тах (среднее их трех анализов, в %): фтора — 0,086, натрия— 0,06, бария — 0,01, титана — 0,3, марганца — 0,006, строн­ ция — 0,01 (Головин, Юрьева, 1967). Химическим анализом, трех проб в дацитовых порфирах обнаружены (в %): сви­ нец — 0,2, ртуть — 0,0005, серебро — 0,001—0,002, цинка — до 1,5, кадмия — 0,01, меди — 0,004, стронция — 0,01, бария— 0,003, олова — 0,002, лантана — 0,01 (Халтурин, 1965).

Базальт (Mz—Pq?) образует дайки мощностью от 1,0 до 1,5 м, протяженностью до 70 м. Дайки базальта рвут извест­ няки нижнего и среднего карбона, приурочиваются к круто­ падающим тектоническим нарушениям, пространственно ас­ социируют со свинцово-цинково-флюоритовыми телами (рудопроявление Кокджар). Базальты представляют породы от темного до черного цвета, имеют порфировую структуру, основная масса породы плотная, с крупными (5—15 мм) пор­ фировыми выделениями плагиоклазов, нередко осветленных по трещинкам отдельности. Основная масса базальта состоит из лейст плагиоклаза (№ 40—50), лабрадора (~70%) и ти­ тан-авгита (до 20%), небольшого количества базальтической роговой обманки, баркевикита, иголочек апатита и единичных зерен оливина. Структура породы порфировая. Химическим анализом бороздовой пробы из базальта (р. Кокджар) опре­ делено (в %): свинца — 0,1, цинка — 0,04, меди — 0,01, се­ ребра — 5,6 г/т, золота — нет (Ишмурзин, Кокурина, 1959).

Цель настоящей статьи — подчеркнуть необходимость пзу-

91


.чения малых интрузий, имеющих определенное положение в тектоно-магматических этапах развития, и показать их воз­ можную роль в металлогенической характеристике хребтов Молдо-Тоо н Акчаташ. Если учесть, что до сих пор имеются многочисленные противоречивые суждения о способах фор­ мирования низкотемпературного оруденения вообще и данно­ го района в частности, то установление особенностей соотно­ шения малых интрузий и ассоциированной с ними в данном случае низкотемпературной рудной минерализации может сыграть определенную роль в изучении и прогнозировании этого типа оруденения.

Л И Т Е Р А Т У Р А

Ш и п у л и н Ф. К. Отщепленные и самостоятельные малые интрузии

и их металлогеническое значение. В сб.:

Критерии связи

оруденения с

маг­

матизмом применительно к изучению рудных районов.

«Недра»,

1965.

схе­

X а м р а б а е в И. X., К а ю м о в А.,

Д о д о н о в а

Т. А. и др.

О

ме возрастной корреляции магматических комплексов Средней Азии. Матлы второго Сред-Аз. регионального петрогр. совещ. Душанбе, 1971.

А. Й. Денисов

КВОПРОСУ

ОМЕТАЛЛОГЕНИЧЕСКОМ РАЙОНИРОВАНИИ

(на примере Туркестано-Алая)

В практике металлогенических исследований в качестве основы для м-еталлогенического районирования часто прини­

мают тектоническое районирование

региона,

произведенное

по возрасту складчатости. Однако

«возраст

складчатости,

столь успешно применяемый при составлении мелкомасштаб­ ных схем, при переходе к детальному районированию вызы­ вает весьма противоречивые толкования для одних и тех же объектов» (Поршняков, 1968).

В самом деле, области, показываемые на этих схемах как участки какого-либо возраста складчатости, в действительно­ сти отображают контуры распространения каких-то опреде­ ленных осадков, подвергнувшихся данной складчатости, а вов­ се не контуры, в которых эта складчатость проявилась. Одна­ ко контуры распространения тех или иных осадков зависят от уровня эрозионного среза на момент перекрытия их более молодыми осадками. Сама же фаза тектогенеза в простраастве проявилась, по-видимому, более широко, но неодинако­ во на разных участках. В областях прогибания осадки оказа­ лись смятыми в складки данного возраста, а на участках под­ нятий, где эти осадки не сохранились (или их вовсе не было), тектонические усилия этой же фазв1 разрешились в виде раз­ рывных деформаций. Но это вовсе не значит, что данная об­ ласть поднятия не входит в зону проявления этой фазы склад­ чатости. По-видимому, лучше применять термин «тектониче­

ская фаза», а не «фаза складчатости»

и считать, что одна и

та же тектоническая фаза в прогибах

проявилась в виде

складчатости, а в синхронных поднятиях — в виде разрывов. Поскольку основная масса эндогенного оруденения форми­ руется, как правило, позже проявления главных фаз складча­ тости, то все выделенные на тектонических схемах складчатые зоны, независимо от их возраста, выступают в одинаковом ка­ честве — как рудовм-ещающая среда для процессов рудообразования. Кроме того, с разновозрастными магматическими

95