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

подсвнты Джетым-Тоо, к ним приурочены железные руды, образующие узкие полосы. Ядро сложено породами средней подсвиты Джетым-Тоо. Южное крыло падает на север под уг­ лом 65—80°, а северное крыло опрокинуто на юг под углом '80—90°. Шарнир складки погружается в западном и восточ­ ном направлениях.

К северу рассматриваемая складка, являющаяся основной рудовмещающей структурой, переходит в антиклиналь, сло­ женную породами подсвиты сланцев свиты Джетым-Тоо, из­ вестняками верхнего турне и палеогена. Антиклиналь просле­ живается от левого борта р. Джакболот до низовьев р. Айрансу и далее, на восток и на запад, испытывает погружение. Южное крыло ее осложнено более мелкими, часто опрокину­ тыми под углом 60—90° к северу складчатыми структурами, которые собственно и порождают широкую аномальную зону. По направлению на запад антиклинальная складка погружа­ ется под известняки верхнего турне. Глубина погружения сво­ да структуры между правым бортом р. Дангы и крайним IV профилем составляет 70—120 м.

Железорудные антиклинальная и синклинальная складка

щихся мелких рудных структур. Здесь магнитометрическими работами выделено до 300 рудных пластов и линз различных размеров. Мощность отдельных рудных тел колеблется от 1— 2 до 50—60 м. Суммарная их мощность, по данным магнито­ метрии, Н = 241 м. Протяженность отдельных рудных тел ко­ леблется от 60 до 1700 м. Суммарная протяженность их на участке Дангы 7400 м.

Поисковой магнитометрической съемкой, проведенной на восточной части участка, установлено, что аномальная зона на водоразделе р. Туюксу достигает максимальной ширины— 2000 м. Ширина центральной части аномальной зоны уча­ стка — 1,5 км.

Глубина эрозионного среза на участке Дангы настоль­ ко велика (500—700 м), что, по всей вероятности, основная масса руд месторождения уничтожена. Все прослеживаемые рудные структуры являются сложными мелкими складками. В пределах западной части участка Дангы погружение осей складок происходит довольно резко, что осложняет контуры изолиний вертикального составляющего магнитного поля (в плане).

Толщи песчаников, сланцев и конгломератов свиты Дже- тым-Тоо и их железные руды в целом отличаются по магнит­ ным свойствам от вмещающих их пород. Интенсивность оста­

133

точной намагниченности всей железорудной свиты колеблется в пределах 10—200- 10~ 6 — 1000— 2000-10- 6 CGSM. Желе­ зорудные антиклинальные и синклинальные складки, а также их производные высшего порядка на участке Дангы отмеча­ ются довольно интенсивными (100—3000т ) положительными магнитными аномалиями.

Чтобы уточнить имеющееся представление о распростра­ нении оруденения к западу от описанных рудных структур, в междуречье Дангы п Чырпыкты была проведена магнитная съемка. В результате удалось выявить область резко пони­ женных и вытянутых параллельно общему простиранию по­ род и полосу магнитных аномалий, имеющую протяженность (в пределах 50 т ) 8,4 км.

Прослеживание аномальных структур по простиранию и вкрест его обнаруживает резкую разницу в величинах на­ пряженности магнитного поля. На расстоянии Ь—9 км мак­ симальные величины магнитного поля изменяются в пределах от 3000 до 100 т, далее, за пределами профиля V, поле стано­ вится нормальным, не превышающим 15—25 7 . Как видно, погружение вертикальной кромки рудного тела по падению отражается на значениях напряженности магнитного поля.

На участке были пройдены магнитными вариометрами 6 профилей вкрест простирания пород. Между профилями I-- III ширина аномальной зоны колеблется от 1500 до 1000 м. Между профилями III и V она уменьшается до 400—500 м. Характер проведения кривых вертикального составляющего поля на профилях I, II и III соответствует чередованию анти­ клинальных и синклинальных складок.

Общая характерная картина вертикального составляюще­ го магнитного поля обусловлена влиянием оруденелых пла­ стов и их постепенным погружением под отложения верхне­ го палеозоя.

На основании проведенных работ и имеющихся сведений о геологической обстановке района можно сделать следующие выводы.

Магнитная аномалия приурочена к северному крылу антиклинория Большого Нарына и обусловлена таким же желез­ ным оруденением, как на участке Дангы. Аномалия связана с синклинальной и антиклинальной структурами второго и высшего порядков.

ЛИ Т Е Р А Т У Р А

Ад ы ш е в М. М. Металлогения метаморфических и осадочных толщ

134

А. И. БектеМиров

НЕКОТОРЫЕ ОСОБЕННОСТИ РАЗВИТИЯ ЭНДОГЕННОГО МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЯ

НА СЫМАПСКОМ МЕСТОРОЖДЕНИИ

Сымапское месторождение было открыто академиком Д. И. Щербаковым, который одним из первых изучил его гео­ логическое строение. Месторождение локализовано в относи­ тельно однородной толще верхнедевонских карбонатных по­ род (известняки, доломиты) и приурочено к участку сопря­ жения разрывных нарушений. В последних установлены дай­ ки основного состава. Вмещающие породы на месторождении интенсивно дислоцированы. Здесь наблюдаются фрагменты линейной складчатости, зоны рассланцевания и интенсивного дробления пород. Рудная минерализация развита вдоль раз­ рывных нарушений, имеющих северо-восточное и субширот­ ное простирание с падением в южных румбах под углами от 20—30° до 90°. Основные рудные тела месторождения скон­ центрированы в пределах трех структурных типов участков (БектеМиров, 1968). Рудные тела линзообразной или непра­ вильной формы приурочиваются к участкам изгибов рудовме­ щающих разрывных нарушений по простирению и по паде­ нию, а также к участкам сопряжения этих разрывов между собой или с более мелкими разрывами. Небольшие рудные те­ ла располагаются и в непосредственной связи с последними. Рудные тела на месторождении по составу и распределению минералов однотипны. Они обычно сложены темно-серыми (до черных) и серыми осветленными тонкозернистыми доломитами и известняками, вмещающими многочисленные прожилки и гнезда белого хорошо раскрпсталлизованного карбоната с на­ ложенной вкрапленностью, прожилками, гнездами, тонкими просечками кристаллической киновари. Видимые выделения киновари в белых карбонатах сопровождаются, как правило, ореолами тонкоднсперсной вкрапленности этого минерала. От­ мечаются мономинеральные скопления (прожилки, мелкие гнезда) кристаллической киновари во вмещающих породах.

Особое место в составе руд Сымапского месторождения

136

занимает порошковатая киноварь, выделения которой здесь, как и на других аналогичных месторождениях Южной Ферга­ ны, являются вторичными. Согласно В. П. Федорчуку (1956),

•они образовались за счет химического выщелачивания и переотложения кристаллической киновари при послерудных тектонических подвижках. Порошковатая киноварь на описы­ ваемом месторождении развита, главным образом, в пределах контуров распространения кристаллической киновари и ме­ стами в тонких прожилковидных выделениях пересекает по­ следнюю. Однако порошковатая разновидность киновари на месторождении не всегда только послерудная. Здесь встреча­ ются её скопления, пересекающиеся прожилками белого каль­ цита, относящегося к поздней карбонатной ассоциации. Эти скопления могли образовываться в конце рудной стадии. По­ мимо названных минеральных образований в рудных телах в небольшом количестве устанавливаются мелкие неправиль­ ные скопления и тонкие прожилки пирит-хлоритового соста­ ва. Отмечается вкрапленность кварца в новообразованных карбонатах и в первичных карбонатных породах. В единич­ ных случаях встречены прожилки белого карбоната с мелки­ ми кристаллами антимонита. В ряде участков наблюдались карбонатные прожилки с аурипигментом и реальгаром.

Ранее исследователями в рудных телах выявлены также крайне редко встречающиеся блеклые руды и самородная ртуть. Микроскопическое изучение руд месторождения пока­ зало, что в них довольно часто встречается барит. Кроме то­ го, выявилось, что пирит, кварц и хлорит распространены за­ метно шире, чем это устанавливается при макронаблюдениях. В рудных телах месторождения выделяются пять минераль­ ных ассоциаций: 1 ) ранняя карбонатная, 2 ) пирит-кварц-хло- рнтовая, 3) пиритовая, 4) киноварная (рудная), 5) поздняя карбонатная (Бектемиров, Сафонов, 1968).

Развитие на месторождении Сымап различных минераль­ ных ассоциаций, очевидно, связано с проявлением нескольких

•стадий минерализации*. Здесь намечается следующая схема эндогенного минералообразования (см. рисунок): 1 ) стадия раннего гидротермального метаморфизма пород (стадия карбонатизации), 2 ) стадия предрудного гидротермального изме­ нения пород (окварцевание известняков и доломитов, березитизация даек), 3) рудная или киноварная стадия, 4) послеруд­ ная карбонатная стадия.

* В понимании «стадий минерализации» автор следует за А. Г. Бетехтпным и др. (1958) с учетом дополнительных данных А. В. Пэка, Ф. И. Вольфсона, Л. И. Лукина (1960) и др.

137