Смирнов В.И. Рудные месторождения СССР. Том 2

Подождите немного. Документ загружается.

доносны лишь его юго-западная и центральная части (немногим более 400 м),

представляющие собой зону интенсивного брекчирования вмещающих пород.

Наиболее крупное главное рудное тело, приуроченное к участку сочленения

Главного разлома со Свин-

цовым, имеет раструбообраз-

ную форму, на глубине около

200 м от поверхности пере-

ходящую в столб. Сульфид-

ная минерализация, образу-

ющая сложную систему про-

жилков, гнезд и линз в

пределах раструба, практи-

чески исчезает при его вы-

клинивании. Несколько сра-

внительно маломощных лин-

зообразных сульфидных тел

(протяженностью до 40—50 м)

наблюдается на верхних го-

ризонтах в центральной ча-

сти Главного разлома. Эти

тела также состоят из серий

сближенных ветвящихся про-

жилков в сочетании с гнез-

дово-вкрапленным орудене-

нием. Далее на северо-восток

рудные тела приобретают от-

четливо жильную форму и

постепенно переходят в ми-

нерализованную зону с рас-

плывчатым контуром. Суль-

фидная минерализация в них

проявлена слабо.

Рис.

103. Схема пространствен-

ного распределения минеральных

комплексов месторождения Ад-

расман. По М. Сахаровой.

1 — контур зоны интенсивной гемати-

тизации; 2 — контур зоны интен-

сивной серицитизации; з — кон-

тур зоны интенсивной хлоритизации;

4 — участки интенсивного проявле-

ния медно-висмутовой минерализации;

5 — участки интенсивного проявления

пир ит-гематитовой минерализации; 6 —

участки проявления гематита и лимо-

нита; 7 — контур зоны развития тел

барита и халцедоновидного кварцита;

* — участки развития галенита; 9 —

разломы

Наиболее ранние гидротермальные изменения вмещающих пород —

серицитизация, окварцевание^и пиритизация

—

довольно широко развиты в зоне

Главного разлома и в зонах разломов Адрасман-Баши. Видимой тесной связи

261

с собственно рудным процессом эти изменения не имеют, так как рудные тела

заключены лишь в контуре интенсивно хлоритизированных и окварцованных

пород, содержащих редкую вкрапленность гематита и пирита, представля-

ющих собой результат околорудного изменения при минералообразовании

первой рудной стадии — пирит-гематитовой (рис. 104). М. Сахаровой и Г. Та-

нанаевой приводятся бесспорные данные, указывающие, что хлоритизация

частично развивалась по предварительно серицитизированным породам. При

этом Г. Тананаевой отмечалось асимметричное относительно разломов строе-

Рис.

104. Схема процесса формирования рудной минерализации месторождения Адрасман.

По Э. Минцеру.

ние зон изменения вмещающих пород: серицитизации в лежачем боку и хлори-

тизации — в висячем.

Руды пирит-гематитовой стадии сложены фактически теми же минералами,

что и зоны их околорудного изменения, лишь в несколько иных количествен-

ных соотношениях. Рудные тела, развитые в основном в зоне Главного раз-

лома, представляют собой довольно крупные жилы (протяженность их де-

сятки метров при мощности до 1 м) и штокверковые зоны систем относительно

мелких прожилков, которые сложены (в порядке распространенности) квар-

цем, гематитом (спекуляритом), хлоритом, пиритом, ортоклазом. Внутреннее

строение жил и прожилков сложное. Хлорит с гематитом образуют крупные

(до нескольких сантиметров в диаметре) сферолучистые выделения, ядра кото-

рых сложены гемагитом, а также полосы и отдельные гематит-хлоритовые

гнезда в жильном кварце. Характерные для этих руд сферолитовые, кокардо-

вые,

полосчатые и крустификационные текстуры указывают, что отложение

рудпы : минералов шло путем выполнения трещинных полостей. Нами неод-

нократно наблюдались пересечения кварц-хлорит-гематитовых жил прожил-

ками, выполненными продуктами более поздней полисульфидной (медно-

висмутовой) стадии.

262

Особенно интенсивно оруденение полисульфидной стадии проявлено

в участке сочленения Главного и Свинцового разломов, где сложная система

ветвящихся жил и прожилков, местами превращающихся в линзы и гнезда,

образует раструбообразное тело. В центральной и северо-восточной частях

Главного разлома медно-висмутовые рудные тела имеют более отчетливую

линзо- и жилообразную форму. Протяженность их, как правило, ограничи-

вается первым десятком метров, при мощности от 5 до 15 см.

Продукты полисульфидной стадии развиты в пределах контура минерали-

зации пирит-гематитов ой стадии, поэтому расчленение околорудных изменений

этих стадий провести невозможно. Отдельные прожилки, сложенные медно-

висмутовыми рудами, обнаруженные за контуром пирит-гематитов ой минерали-

зации, сопровождаются окарцеванием и интенсивной хлоритизацией, т. е. ха-

рактер околорудных изменений обеих рассматриваемых стадий фактически

аналогичен. Жильные кварц и хлорит (ряда тюрингит — стриговит) сопро-

вождают и весь процесс формирования медно-висмутовых руд, причем коли-

чество последнего особенно резко возрастает к концу стадии.

Наиболее ранним рудным минералом полисульфидной стадии является

арсенопирит, образующий рассеянную вкрапленность в жильном кварце

в основном на верхних горизонтах в центральной и северо-восточной частях

Главного разлома.

С началом стадии связано также образование пирита и пирротина. В жиль-

ном кварце часто в ассоциации с пиритом и арсенопиритом отмечаются

висмутин и самородный висмут, сравнительно незначительно распространенные

причем лишь на верхних горизонтах месторождения. Игольчатые выделения

висмутина окаймляются сравнительно крупночешуйчатым гематитом, размер

чешуек до 1—2 мм, а мелкие (сотые — десятые доли миллиметра) различно

ориентированные пластинки гематита образуют сравнительно равномерную

вкрапленность в жильном кварце. Закончилось формирование гематита позже

основной массы сульфидов, так как встречаются выделения халькопирита,

отороченные ориентированными вдоль контуров пластинками гематита.

Следующими по времени отложения являются основной рудный минерал —

халькопирит и тесно ассоциирующие с ним сложные сульфиды висмута. В халь-

копирите иногда наблюдаются небольшие включения и эмульсионная вкраплен-

ность сфалерита. Взаимоотношения халькопирита с основными висмутовыми

минералами — берриитом и эмплектитом — довольно сложные. На верхних

горизонтах, где часто встречаются мономинеральные выделения эмплектита,

последний окаймляет халькопирит и образует в нем тонкие прожилки с неров-

ными фестончатыми границами. На более глубоких горизонтах мелкая вкра-

пленность халькопирита окружает выделения с эмплектитом. Халькопирито-

вая оторочка наблюдается и вокруг гнездообразных скоплений висмутовых

минералов. В отличие от висмутина и самородного висмута, берриити эмплек-

тит широко распространены не только в кварце, но и в жильном хлорите и интен-

сивно хлоритизированных породах.

Длительное время основные рудообразующие висмутовые минералы место-

рождения фигурировали под названием «аляскаит». По данным Э. Минцера

(1967),«аляскаит» представляет собой тесные срастания двух минералов: эмплек-

тита и минерала, отвечающего по составу бенжаминиту Е. Шеннона (Shannon,

1925) — (Си, Ag)

. Характер срастаний этих минералов говорит

о том, что первоначально они представляли собой одну фазу, распавшуюся

в результате субсолидусных превращений. Позднее тот же самый материал был

исследован Ю. Бородаевым, Н. Мозговой и О. Свешниковой (1971), которые

263

установили, что

эмплектитом ассоциирует не бенжаминит, аберриит, иденти-

чный беррииту из Гренландии

—

(Си, Ag)

— с незначительным количе-

ством матильдита, линдстремита и айкинита (Karup-Moller, 1966). В связи

с этим авторами было проведено повторное исследование материала на рентге-

новском микроанализаторе, в результате которого материал, ранее названный

бенжаминитом, по составу оказался соответствующим беррииту из Миссури —

(Си, Ag)

(Nuffield, 1966). Только дальнейшие монокристальные

исследования позволят однозначно диагностировать основной рудообразу-

ющий минерал.

Основными геолого-структурными особенностями, в первую очередь влияв-

шими на физико-химические условия рудоотложения, являются: локализа-

ция месторождения в прижерловой части вулканогенной толщи, возраст кото-

рой (Р

—Т

) близок к возрасту рудной минерализации (Р

—14); малая глу-

бина формирования месторождения, составляющая по оценке И. Кушнарева

0,5—1 км; приуроченность оруденения к участку сочленения крупных раз-

рывных нарушений, характер которых указывает, что они достигали дневной

поверхности.

Все это вместе взятое создало довольно специфические условия рудоотложе-

ния. Сближенность процессов вулканизма и оруденения во времени определила

высокий геотермический режим среды, в которой циркулировали рудообразу-

ющие растворы, т. е. возможность подъема их на малые глубины с сохране-

нием высоких температур, и рудоотложение в условиях открытых систем,

обогащенных кислородом. Этим хорошо объясняются морфология основной

рудовмещающей структуры — «раструба» (фактически трубки взрыва), вы-

сокая скорость процессов рудоотложения (сферолитовые структуры хлорита,

гематита, кварца, обилие друзовых пустот, крустификационные текстуры руд),

сравнительно малый вертикальный размах оруденения (первые сотни метров),

сложность минерального состава руд, высокий окислительный потенциал

рудообразующих растворов и другие особенности, характерные для близповерх-

ностных месторождений, парагенетически связанных с вулканизмом (Форма

нахождения..., 1969).

Месторождение Чокадам-Булак

Скарново-магнетитовое месторождение Чокадам-Булак расположено на юж-

ном крыле крупной одноименной антиклинали близ южного контакта Курамин-

ского массива среднекарбоновых гранодиоритов (карамазарского типа) с кар-

бонатными породами

—С

Месторождение состоит из трех разобщенных

железорудных участков — Восточного, Центрального и Западного, отстоя-

щих друг от друга на расстоянии соответственно около 7 и 10 км. Висмуто-

вая минерализация проявлена почти исключительно в пределах Западного

участка, поэтому только он и будет рассмотрен.

Западный участок приурочен к останцу карбонатных пород среди грано-

диоритов. В пределах этого участка отмечаются штоки и жилообразные интру-

зии диоритов и гранодиорит-порфиров и неправильные штокообразные тела

пироксенитов неясного происхождения. По данным^И. Голованова и др. (О вис-

мутовой минерализации..., 1965), карбонатные породы участка относятся

к доломитистым разностям известняков и доломитам, непосредственно же вме-

щающими орудеченле породами являются интенсивно актинолитизированные

264

диопсид-андрадитовые скарны, значительно хлоритизированные

серпентн-

низированные.

В районе месторождения широко проявлены разрывные нарушения позд-

негерцинского

альпийского тектогенеза.

наиболее важным позднегерцин-

ским нарушениям относятся крутопадающие Окурдаванский

Кошмуллинский

разломы, имеющие глубокое заложение

региональное развитие. Окурда-

ванский разлом проходит

в 0,5 км

севернее Западного участка, имеет субши-

ротное простирание

падением

на юг, а

Кошмуллинский расположен

к юго-

востоку

от

участка, имеет северо-вос-

точное простирание

падает

на

северо-запад. Таким образом, Запад-

ный участок находится между двумя

позднегерцинскими региональными

разломами, крутопадающими навстре-

чу друг другу.

К важнейшим разрывным нару-

шениям альпийского тектогенеза

от-

носятся два субширотных надвига —

Альпийский, падающий

на

север

находящийся

в 0,5 км к югу от За-

падного участка,

Южный с южным

падением, расположенный

пределах

самого участка.

Непосредственно

на

площади

За-

падного участка месторождения раз-

виты менее крупные,

но

многочислен-

Рис.

105. Геологический разрез через За-

падный участок месторождения Чокадам-

Булак. По данным Западно-Чокадамской

ГРП.

—

карбонатные породы D

—С,;

— гранодио-

риты карамазарского типа;

— диориты;

4 — пи-

роксениты;

5 —

скарны;

6 —

магнетитовые руд-

ные тела;

— висмутовые рудные тела;

— тек-

тонические нарушения

ные дорудные нарушения субширотного простирания

падением

северу

(согласно падению карбонатных пород). Наиболее важные

из них

— зоны

разломов

по

контакту гранодиоритов

карбонатными породами

межпла-

отовые срывы внутри последних.

этим нарушениям и приурочены скарново-

рудные магнетитовые тела, прослеживающиеся

по

простиранию

до

350

м при

мощности

от

двух

до

нескольких десятков метров.

По данным разведочных работ

рудах Западного участка, состоящих

на 50%

из

магнетита,

на

долю сульфидов (пирита, арсенопирита, халькопирита

и висмутовых минералов) приходится менее

5%.

Сульфидная минерализация,

с которой связано висмутовое оруденение, локализуется

виде согласных

со скарнами ветвящихся жилообразных

тел

изменчивой мощности, залегающих

в основном внутри крупного скарново-магнетитового тела

(рис. 105),

реже

за

его

пределами среди гранатовых скарнов

гранат-актинолитовых

ме-

тасоматитов (Форма нахождения..., 1969). Весьма существенным является

тот факт,

что

образование висмутовых

тел

связано с внутрирудными наруше-

ниями, широко проявленными на Западном участке уже после формирова-

ния магнетитовых руд (Сафонов, 1968).

Околорудные изменения, связанные с висмутовым оруденением, выра-

жаются в хлоритизации, кальцитизации и окварцевании, которые наиболее

интенсивно проявляются в актинолитизированных скарнах.

В результате наложения сульфидной минерализации на скарново-магнети-

товую образовались смешанные магнетит-сульфидные руды, среди которых

наиболее обогащены висмутом магнетит-арсенопиритовые (0,05%) и значи-

тельно менее — магнетит-полиметаллические и гранат-халькопиритовые

(0,015%) (Есимов, 1969). Как установлено разведочными работами, наиболее

богатое висмутовое оруденение локализуется в интервале 80—160 м от верх-

них частей рудных тел, и с глубиной быстро затухает. Помимо магнетитовых

и висмутовых тел на Западном участке встречаются единичные небольшие

изолированные медные тела, представленные линзами оруденелых гранатовых

скарнов с вкрапленностью, прожилками, и гнездами халькопирита и незна-

чительной висмутовой минерализацией. Существенной роли они не играют

ни по висмуту, ни по меди.

Висмутовая минерализация представлена висмутином, козалитом, само-

родным висмутом, тетрадимитом и, предположительно, шапбахитом, наблю-

давшимися в виде тончайших включений в галените (О висмутовой минерали-

зации..., 1965; Наумова, Сидоренко, 1965). За исключением висмутина

и козалита все эти минералы определены только оптически и по данным диагности-

ческого травления. Висмутин и козалит охарактеризованы химическим и рент-

геноструктурным анализами. В последнее время рентгеноспектральными исследо-

ваниями установлен галенобисмутит, образующий мелкие игольчатые и пла-

стинчатые скопления в монокристаллах висмутина (Ильин и др., 1971).

Висмутин, считающийся основным висмутовым минералом в этих рудах

отчетливо связан с арсенопиритом, образуя с ним тесные срастания; значи-

тельно реже висмутин наблюдается в интерстициях зерен пирита, халько-

пирита и магнетита. Встречается он обычно в виде скоплений призматических

кристаллов, иногда в виде параллельно-волокнистых и игольчатых агрегатов.

По размеру кристаллы висмутина варьируют от сотых долей миллиметра до

2—3 см в поперечнике. Распределен крайне неравномерно.

Козалит (Наумова, Сидоренко, 1965) наблюдается в виде агрегата шесто-

ватых кристаллов длиной 0,5—1,3 мм в участках развития актинолита и в виде

ксеноморфных выделений — в интерстициях и внутри зерен магнетита, пи-

рита и халькопирита.

Основным концентратором висмута в рудах Западного участка является

арсенопирит, который, по данным И. Голованова и др. (О висмутовой минера-

лизации..., 1965), замещает магнетит и в свою очередь замещается висмутином.

Этот арсенопирит по сравнению с арсенопиритом других участков месторожде-

ния значительно обогащен кобальтом (0,86%), висмутом и золотом. Помимо

висмутина в нем наблюдались включения самородных висмута и золота, а также

теллуридов последнего — калаверита и креннерита. Тесная парагенетиче-

ская ассоциация всех этих минералов с арсенопиритом отмечается и другими

исследователями месторождения. Это подтверждается и наблюдаемой в рудах

Западного участка корреляцией между мышьяком, висмутом и золотом (Еси-

мов,

1969).

В формировании месторождения Чокадам-Булак различают два этапа

(О висмутовой минерализации..., 1965; Есимов, 1969): скарновый (с двумя

стадиями — скарновой и окисно-силикатной) и сульфидной (с четырьмя ста-

266

днями — пирит-арсенопиритовой, висмутовой, полиметаллической и золото-

тел луридной). Однако принимая такую схему формирования месторожде-

ния мы сталкиваемся с парадоксальным явлением, когда минералы, составля-

ющие отмеченную выше единую парагеяетическую ассоциацию, принадлежат

к трем различным стадиям, что мало вероятно. Скорее всего это минерализа-

ция должна быть отнесена к одной стадии, и тогда сульфидный этап можно

считать состоящим из двух стадий: мышьяково-золото-висмутовой и медно-

свинцово-цинковой (или арсенопирит-висмутин-висмутовой с золото.»* и поли-

металлической) .

Это месторождение обычно рассматривают в качестве представителя особой

скарново-железо-висмутовой формации, что, как видно из изложенного, вряд ли

оправдано, поскольку сульфидное и в том числе висмутовое оруденение по от-

ношению к магнетитовому носит отчетливо наложенный характер и лишь

пространственно совмещено со скарново-магнетитовыми телами, а иногда

наблюдается и за их пределами. Парагенетическая ассоциация арсенопирита

с минералами висмута и золота, выявленная на Западном участке Чокадам-

Булака, является весьма распространенной и встречается в различных по типу

месторождениях Советского Союза и за рубежом. В систематике висмутовых

парагенетических ассоциаций она выделена под названием висмут-арсено-

сульфидной (см. табл. 13). Эта ассоциация очень характерна, например, для

ряда золоторудных месторождений малых глубин, широко распространен-

ных в пределах Верхне-Индигирского золотоносного района и выделенных

Г. Гамяниным (1965) в специфический висмутовый тип. Интересно, что арсено-

пириты из этих месторождений, как и из Западного участка Чокадам-Булак,

отличаются повышенным содержанием кобальта. Наблюдается эта ассоциация

и в шеелитоносных скарнах Зеравшано-Гиссарской горной области, например

на месторождении Тагобысор, где помимо скарновых руд широко развиты

кварцевые жилы с арсенопиритом, висмутином, самородным висмутом и халь-

копиритом, на месторождении Кухисафит и многих других.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Арапов В. Л., Ткачев В. Н. Распространение оясайской свиты в Кураминском хребте. —

В кн.: Сб. научных трудов Ин-та геологии и геофизики им. X. М. Абдуллаева АН УзбССР

и Главгеологип УзбССР. Ташкент, «ФАН», 1964, с. 110—118.

Бадалов С. Г., Голованов И. М., Дунин-Барковская Э. А. Геохимические особенности

рудообразующих и редких элементов эндогенных месторождений Чаткало-Кураминских

гор.

Ташкент, «ФАН», 1971, с. 157—160.

Бородаев Ю. С, Мозгова Н. Н., Свешникова О. Л, Группа сульфосолей состава Ag—.

Oi_Pb_Bi—S. — «Изв. АН СССР. Сер. геол.», 1971, № 4, с. 76—87.

Вировлянский Г. Ы. Закономерности формирования структуры рудных полей некото-

рых типов гидротермальных месторождений. — В кн.: Проблемы генезиса руд. М., «Недра»,

1964,

с. 301—322.

Воронин В. Л., Д у пин-Барк овская Э. А., Хорват В. А. Геологические факторы разме-

щения висмутовой минерализации на Устарасае. — В кн.: Новые данные по геологии, мине-

ралогии и геохимии рудных районов Узбекистана. — «Зап. Узб. отд. Всесоюз. минерал,

о-ва», 1970, вып. 22, с. 37—48.

Гамянин Г. Н. Парагенезисы рудных минералов в золоторудных месторождениях

Верхне-Индигирского района. — «Геология и геофизика» (Сиб. отд. АН СССР), 1965, № 7,

с. 130—137.

Годовиков А. А., Птицын А. Б. Синтез медно-висмутовых сульфосолей в гидротермаль-

ных условиях. — В кн.: Экспериментальные исследования по минералогии. Новосибирск,

Изд-во АН СССР, 1969, с.

29—41.

Дунин-Барковская Э. А, Парагенезис шеелита и висмутина в рудах мышьяково-висму-

тового месторождения в Узбекистане. — «Узб. геол. журн.», 1966, № 1, с. 33—39.

267

Дунин-Барковская Э. А., Лидер В. В., Рожанский В. Н. Свинецсодержащий жозеиг

из Устарасая. —«Зап. Всесоюз. минерал, о-ва», 1968, ч. 97, вып. 3, с.

332—341.

Есимов Б. О. О распределении железа, висмута и золота в скарново-магнетитовой зоне

одного из месторождений Кураминского хребта. — В кн.: Геология, минералогия и геохи-

мия рудных полей Узбекистана. Ташкент, «ФАН», 1969, с. 230—234.

Ильин Н. П., Лосева Л. Е., Соболева Л. Н. Рентгеноспектральный микроанализ рас-

пределения примесей РЬ и Си в висмутинах. — «Геохимия», 1971, № 6, с. 684—695.

Кляхин В. А. Гидротермальный синтез минералов ряда PbS—Bi

. Автореф. канд.

дис.

Новосибирский гос. ун-т, 1968. 23 с.

Колонии Г. Р. Условия образования самородного висмута и некоторые вопросы физико-

химии гидротермальных растворов. Автореф. канд. дис. Новосибирский гос. ун-т, 1965.

20 с.

Малахов А. А., Назирова Р. Эндогенные рудные формации Узбекистана. Ташкент,

«ФАН», 1966, т. 1, с. 187—207.

Минцер Э. Ф. Бенжаминит — (Си, Ag)

. — «Докл. АН СССР», 1967, т. 174,

№ 3, с. 675—678.

Минцер Э. Ф., Мымрин В. А., Исаева К. Г. Жозеит А из Средней Азии. «Докл. АН

СССР», 1968, т. 178, № 2, с.

428—431.

Наумова Э. И., Сидоренко Г. А. Козалит в железных рудах Чокадам-Булакского место-

рождения. — В кн.: Новые данные о минералах СССР. М., «Наука», 1965, с. 238—243.

(Труды Минерал, музея АН СССР, вып. 16).

О висмутовой минерализации в магнезиальных скарнах одного из рудопроявлений

Кураминского хребта. — «Узб. геол. журн.», 1965, № 6, с. 10—17. Авт.: И. М. Голованов,

М. Мансуров, Б. В. Мамонтов и др.

Попова И. И., Минцер Э. Ф. Некоторые особенности формирования висмутовой мине-

рализации. — «Советская геология», 1966, № 7, с. 82—90.

Сафонов Ю. Г. Структурное положение и особенности некоторых других рудных полей

Южного Карамазара. — В кн.: Особенности структур гидротермальных рудных месторо-

ждений. М., «Наука», 1968, с. 144—149.

Сахарова М. С. О висмутовых сульфосолях мышьяково-висмутового Устарасайского

месторождения. М., Изд-во АН СССР, 1955, с. 112—126 (Труды Минерал, музея АН СССР,

вып. 7).

Сахарова М. С, Ратникова Г. И. Висмут. — В кн.: Металлы в осадочных толщах.

М., «Наука», 1965, с. 276—312.

Форма нахождения и особенности распределения висмута в гидротермальных место-

рождениях. М., «Наука», 1969. 186 с.

Хорват В. А., Дунин-Барковская Э. А., Голованов И. М. Висмутовые и висмутсодер-

жащие эндогенные рудные формации Чаткало-Кураминской складчатой области. — «Геоло-

гия рудных месторождений», 1967, т. 9, № 6, с.

65—73.

Karup-Moller S. Berryite from Greenland. — «Can. Miner.», 1966, p. 4, vol. 8,

. 414—423.

Nuffield E. W., Harris D. С Studies of mineral sulphosalts: XX-Berryite, a new spe-

cils.

— «Can. Miner.», 1966, vol. 8, s. 407—413.

Shannon E. V. Benjaminite a new sulfosalt mineral of the klaprotholite group. U. S. Nat.

Mus.

Proc, 1925, vol. 65, Art. 24, s. 1—9.

МЕСТОРОЖДЕНИЯ СУРЬМЫ

ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ

Сурьма широко распространена в эпитермальных и телетермальных месторо-

ждениях, как собственно сурьмяных, так и ртутных, полиметаллических,

золото-серебряных и вольфрамовых руд многих рудных районов СССР. Спо-

собность сурьмы входить в соединение с медью, свинцом и некоторыми дру-

гими элементами приводит к тому, что только в районах узкой пространственной

или временной металлогенической специализации наблюдается формиро-

вание собственно сурьмяных (антимонитовых) или ртутно-сурьмяных месторо-

ждений. В районах широкой специализации, с близко одновременным форми-

рованием разнотипного гидротермального оруденения, сурьма чаще встре-

чается в составе сложных комплексных соединений — сульфоантимонитов,

блеклых руд и др., редко образующих самостоятельные залежи.

Среди собственно сурьмяных месторождений по структурно-морфологиче-

ским признакам выделяются два основных типа — месторождения субсоглас-

ные и секущие, жильные месторождения.

Первый тип, представленный такими месторождениями, как Кадамджай

и Терекское в Киргизии, Джижикрутское и Шинг-Магианские в Таджикистане,

характеризуется приуроченностью оруденения к сложным пластообразным

телам брекчий, преимущественно тектонического происхождения, залега-

ющих в контакте (стратиграфическом или тектоническом) карбонатных й слан-

цевых пород геосинклинальных складчатых комплексов. Оруденение, обычно

простого минерального состава, с преобладанием антимонита, который иногда

ассоциирует с киноварью, концентрируется в основном под сланцами, играв-

шими роль экрана.

Ко второму типу в СССР относятся месторождения Раздольнинское, Уде-

рейское и Сарылахское в Восточной Сибири и на Северо-Востоке, Тургайское

в Казахстане, Зопхито в Грузии. В этих месторождениях оруденение сосредо-

точено в кварцевых жилах и частично в измененных боковых породах. Они

обычно залегают среди метаморфических пород зон древней консолидации

или во флишевых толщах миогеосинклинального типа, обрамляющих такие

зоны.

Отличие месторождений второго типа от первого не только структурно-

морфологическое, но и в какой-то мере генетическое, так как среди них более

обычны комплексные золото-сурьмяные, сурьмяно-вольфрамовые и сурьмяно-

полиметаллические месторождения.

Исследованиями В. Смирнова (1944), В. Федорчука (1974), 3. Сидоренко

(1948),

К. Мустафина (1959) и других установлено, что образование месторо-

ждений сурьмы происходило в обстановке низких температур, на малых и уме-

ренных глубинах, на завершающих этапах геосинклинального развития или

же в связи с процессами тектоно-магматической активизации.

269

Месторождение Кадамджай

Месторождение находится в Киргизской ССР, на северном склоне Алайского

хребта, в пределах позднепалеозойского Сох-Исфайрамского поднятия (меган-

тиклинория), к северу и югу от которого расположены Карачатырский

и Сурьметашский прогибы, выполненные мощными толщами грубообломочных

пород среднего карбона — нижней перми.

В геологическом строении района и месторождения принимают участие

геосинклинальные образования, принадлежащие, по Г. Поршнякову, к раз-

личным типам стратиграфических разрезов среднего палеозоя: алайскому

карбонатному и чаувайскому терригеняому. В алайском типе разрезов на песчано-

сланцевых отложениях силура несогласно залегает мощная толща доломитов и из-

вестняков нижнего девона — нижнего карбона, выше которой располагаются

фузулиновые известняки, песчаники и сланцы низов среднего карбона. В раз-

резе чаувайского типа аналогичные отложения силура переходят в сланцы,

песчаники, конгломераты нижнего — среднего девона, на которых с размывом

залегают кремнисто-глинистые сланцы и известняки намюра, местами пере-

крытые маломощной сланцево-изеестняково-песчаниковой пачкой нижнемос-

ковского яруса.

Для тектонического строения района наряду с резкой дифференциацией

стратиграфических разрезов характерно широкое развитие сложных складча-

тых структур и разнообразных разрывных нарушений герцинского и альпий-

ского возраста. Большое влияние на формирование геологической структуры

района и месторождения оказали герцинские (ранне-верхнепалеозойские)

надвиги, по которым устанавливается значительное тектоническое перекрытие

карбонатных разрезов терригенными.

В структурном отношении месторождение Кадамджай приурочено к запад-

ному периклинальному замыканию Акташской антиклинали субширотного

простирания (рис. 106). Ядро антиклинали сложено массивными и грубо-

слоистыми доломитами и известняками девона и нижнего карбона, на крыльях

участками сохранились известняки и песчано-глинистые сланцы нижнемос-

ковского яруса среднего карбона. Южное крыло и периклинальное замыкание

полого, под углами 20—30°, погружаются под надвинутые терригенные отло-

жения девона, на которых также по надвигу залегает песчано-сланцевая толща

силура, обусловливая обратную стратиграфическую последовательность за-

легания осадочных пород в разрезе месторождения. Северное крыло антикли-

нали ограничено крутым субширотным Северо-Акташским взбросо-надвигом,

по которому известняки ядерной части соприкасаются с песчаниками и слан-

цами силура.

Периклинальное замыкание антиклинали осложнено рядом складок выс-

шего порядка, среди них в направлении с севера на юг выделяются антикли-

нали Правобережья, Сурьмяного гребня, Западного поля и Южная.

Крутопадающие позднегерцинские разломы субширотного и северо-вос-

точного простирания типа Северного взброса, с поднятыми южными крыльями,

осложняют складчатую структуру месторождения и придают ей блоковый

характер (рис. 107). Осадочные породы в зоне Южно-Акташского разлома

прорваны маломощными (до

0,5—5

м) дайками диабазовых порфиритов. Про-

стирание даек преимущественно широтное и северо-западное, падение крутое

к северу.

1 Оруденение локализуется в основном среди межформационных роговико-

во-джаспероидных брекчий, в контакте нижнекаменноутольных известняков

270