Пш &.¦¦
тип
"¦л .
¦
• :¦ :-. - ¦*¦'.; '. ¦ ¦ • j
$§?Ш
w

АКАДЕМИЯ НАУК СССР-УЗБЕКИСТАНСКИЙ ФИЛИАЛ
Геологический институт
М. Э. ПОЯРКОВА
ЖЕЛЕЗОРУДНОЕ МЕСТОРОЖДЕНИЕ
НАДИР
ИЗДАТЕЛЬСТВО УзФАН
Ташкент—1941

А;

Проявление металлического оруденения, связанного с
породами основной магмы, в Средней Азии почти
неизвестно. Это обстоятельство объясняется небольшим
развитием основных пород и слабой их изученностью.
Поэтому обнаруженное в 1935 г.* железорудное
месторождение Надир, являясь наиболее крупным из известных в
настоящее время месторождений металлов, генетически
связанных с породами основного и ультраосновного ряда,
вызывает особый интерес.
т
Месторождение Надир расположено на территории
КирССР в 70—75 км к юго-западу от г. Ферганы. Река
Шахимардан, прорезывая северный склон Алайского
хребта, пересекает большую, почти безводную» Охнинскую дог
лгину, западная часть которой, между перевалом Мазар-
Бель и саем Токус-Булак, носит название урочища Сары-
тале;в этом урочище и находится месторождение Надир.
Охнинская долина вытянута в направлении с запада на
восток; ширина ее колеблется от 2 до 4 км; с севера она
ограничена хребтом Катрантау, а с юга горами Ишметау.
От перевала Мазар-Бель к реке Шахимардан Охнинская
долина имеет общий продольный уклон на восток и более
резко выраженный поперечный на юг, вследствие чего все
саи, пересекающие ее, имеют северо-восточное направление.
Рельефндолины характеризуется мягкими сглаженными
формами, сильно контрастирующими с крутыми и
обрывистыми склонами гор, ее ограничивающих. Сглаженные формы
рельефа обусловливают плохую обнаженность коренных
пород. Полоса обнажения, шириной 1—1,5 км, приурочена
к северному краю Охнинской долины; центральная часть
долины остается закрытой на всем протяжении между
реками Сох и Шахимардан, а обнажения в южной части
встречаются только в урочище Сарытале. Вдоль северного
склона Ишметау проходит русло (летом безводное);
несколько небольших родников выходят на площади
месторождения.
'¦¦і'Ч' -'¦¦ ¦ _ '
* Месторождение было обнаружено Хайдарканской
геолого-поисковой партией Средазгеолтреста. *
3

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК
*
В строении северного склона Алайского хребта, за.
исключением его приосевой части, главную роль играют
известковистые и песчано глинистые отложения среднего
и верхнего палео?оя с подчиненными им эффузиями и
интрузиями основных изверженных пород. Две главные
интрузии Алайского хребта имеют вид узких широтно-вы-
тянутых полос, отстоящих на расстояний 60 км одна от
другой- Северная полоса основных пород известна в
литературе под названием Сох-Вуадильской, по имени кишлака
Вуадиль на широте которого она находится; южная,
обнажаясь в Охнинской долине, носит ее название. Она по
размерам меньше Сох-Вуадильской и обнажается на
протяжении 40—50 км между реками Шахимардан и Сох,-
ширина ее колеблется от 1 &оЪкм. С Охнинской полосой
основных изверженных пород генетически связано
железорудное месторождение Надир; в дальнейшем при его
описании будет освещена площадь, нескольо большая, чем
занимаемая месторождением.
Осадочные отложения палеозоя в урочище Сарытале,
так же как и в основной части Охнинской долины, к
западу от перевала Мазар-Бель, в сильной степени подчинен**
изверженным породам, залегая среди них в виде
ксенолитов. Ксенолиты сланцев вытянуты в широтном
направлении, и часть из них прослеживается по простиранию
более чем на 200 м. Судя по обнажениям, некоторые из
них выдерживаются по падению на большую глубину и
являются не ксенолитами кровли, а,скорее, „прослоями*
среди изверженных пород, оставшимися в результате
межпластового характера интрузий. Сланцы
переслаиваются с эффузиями диабазов, спилитов и туфогенными
отложениями. Осадочно-эффузивная толша фаунистически не
охарактеризована, и возраст ее точно не определен.
В. Н- Вебер (I) отнес ее к „палеозою, ближе не
определенному". Условно на основании последних работ она
может быть отнесена к отложениям верхнего силура.
Горы Ишметау сложены тонкослоистыми и
массивными известняками, образующими широтно вытянутую
антиклиналь, несколько опрокинутую на юг, с падением слоев
на крыльях складки на север под углом 60—80°. В районе
ртутно-сурьмяного месторождения Хайдаркан, на южном
крыле складки, В. Э. Поярковым (2) была собрана из из*
вестняков фауна, определяющая их возраст, как верхний
силур—горизонт айместри. Им же установлено, что
известняки перекрываются сланцево-песчаной толщей, на
основании фаунистических данных отнесенной также к
верхнему силуру—горизонту лудлоу.
4

На южном склоне Ишметау, со стороны Хайдаркан-
ской долины, наблюдается почти полный разрез южного
крыла складки. Менее ясно выражено северное крыло
антиклинальной складки; на северном склоне Ишметау
обнажаются только известняки айместри. Допуская, что они
покрываются сланцами, обнажающимися в долине Сарытале
(взаимоотношения между сланцами и известняками неясны),
возраст последних определяется как верхний силур-
горизонт лудлоу. Однако произведенные наблюдения
в 18 км западнее месторождения Надир, в сае Шорбулак,
противоречат высказанному предположению. Из линзы
известняков, залегающей среди сланцев, находящихся
примерно на линии простирания сланцев месторождения Надир,
была собрана фауна, определяющая их возраст как
нижний карбон, вязейский или намюрский ярус. Следовательно,
если между обоими выходами сланцев нет нарушений, то
осадочно-эффузивная толща должна быть отнесена к
отложениям нижнего карзона.
Взиду сложного тектонического строения района, в
настоящий момент трудно решить, какому положению
надо отдать предпочтение. Однако, принимая во внимание
близость силурийской сланцевой свиты месторождения
Хайдаркан к месторождению Надир и антиклинальную
структуру хребта Ишметау, можно считать, что более
верно будет отнести осадочно-эффузивную толщу к
отложениям верхнего силура, а не нижнего карбона.
Строение гор Катрантау В. Э. Поярковым рисуется в
виде антиклинальной складки, вытянутой в широтном
направлении, в ядре которой обнажаются силурийские сланцы,
а на крыльях известняки девона и карбона.
Последующими движениями эта простая структура была усложнена
рядом нарушений.
Основные изверженные породы Охнинской долины
залегают в виде большой межпластовой дайки, падающей на
¦север под крутым углом; дайка прорывает
осадочно-эффузивную толщу, разделяющую ее на две части.
Северная часть дайки, сложенная диаллаговым габбро и пен-
¦тинитами, обнажается с отдельными перерывами между
реками Сох и Шахимардан. Ширина ее около 1 кмт О
южной части дайки можно судить только по обнажениям
верлита и авгитового габбро в урочище Сарытале, где
они занимают площадь около 4 км.
Вдоль северного и южного бортов Охнинской долины
проходят крупные линии нарушений, имеющие
региональный характер для Алайікого хребта. Они прослеживаются
более чем на 80 км от водораздела между реками Исфа-
рой и Ляйляком до реки Шахимардан и обусловливают
образование широтно-вытянутой Охна-Раватской долины.
5

Осадочно-эффузивная толша верхнего силура
В строении этой толщи принимают участие глинистые-
сланцы, известняки, яшмы, туфогенные отложения,
диабазы и спилиты. Сланцы в петрографическом отношении не
изучены. Неизмененные изверженными породами сланцы
известны на южном склоне хребта Ишметау, где, по
данным В* Э. Пояркова (2), преобладают глинистые и
песчанистые разности темносерого цвета. В районе
месторождения Надир сланцы метаморфизованы интрузией основных
пород и превращены в сургучные яшмы. Их изучение в
прозрачных шлифах сильно затрудняется большим
содержанием окислов железа, окрашивающих породу в красный
цвет; изредка удавалось наблюдать мельчайшие зернышки
кварца и немного хлорита. Среди яшм массивного
сложения встречаются слоистые разности—ишмовидные
сланцы. Простирание последних близкое к широтному,
падение на север под углом 75—85°. Неизмененные
светлосерые известняки обнажаются в хребте Ишметау; на
площади месторождения вдоль южной границы верлитов
изредка встречаются ксенолиты известняка, он сильно мра-
моризован, часто озмеевикован.
Туфогенные отложения известны в южной части
урочища Сарытале, в сае Коштал. Они сложены обломками
порфирита с гиалопилитовой структурой, состоящего из
микролитов плагиоклазов и разложившегося стекла. Реже
наблюдаются обломки, слабо сцементированные небольшим
количеством хлорито-серицитовой массы или, красным
глинистым материалом.
Наличие среди диабазов с офитовой структурой
участков, богатых миндалинами, с несомненностью указывает
на эффузивный характер пород. Диабазы на площади
месторождения обнажаются узкой полосой, вытянутой в
широтном направлении; с севера они скрываются под
наносами, с юга контактируют с авгитовыми габбро.
Диабазы темнозеленого цвета, мелкокристаллические, состоят
из сильно удлиненных лейст альбитизированного и соссю-
ритизированного плагиоклаза, образующих неправильную
сетку, ячейки которой выполнены моноклинным
пироксеном и хлоритом. Часто присутствует пирит. С диабазами
связаны небольшие кварцево-халцедоновые жилы с
небольшими пустотками, выполненными кварцем и альбитом.
Кварц иногда бывает окрашен в зеленый цвет и
показывает присутствие никеля. Диабазовые порфириты известны в
верховье сая Токус-Булак; они содержат вкрапленники,
плагиоклаза и моноклинного пироксена. На левом склоне На-
zuip-Cag ' обнажаются ' микродиабазовые манде^іьштейны;
6

миндалины выполнены хлоритом и альбитом, развивающимся
по их периферии. Изредка присутствует карбонат. Спили-
ты развиты в западной части Охнинской долины.
Основная масса их состоит из микролитов альбита и
разложившегося бурого стекла. Как исключение, встречаются мелкие
кристаллы пироксена и хлорита. Миндалины выполнены
карбонатом или смесью карбоната и хлорита, а с
периферии окружены каемкой эпидота.
Отмеченные в поле соотношения между глинистыми
сланцами (яшмами) и эффузивами говорят за то, что
накопление глинистых сланцев не раз прерывалось
подводными излияниями диабазов и спилитов, сопровождавшихся
образованием туфогенных отложений. В настоящее время,
не располагая достаточным количеством материала, трудно
говорить о форме залегания эффузивов. Вероятно, они
образуют мощный покров, залегающий среди глинистых
сланцев.
Гипабиссальные изверженные породы
Верлиты занимают около 30% площади
месторождения и являются самыми основными породами из комплекса
изверженных пород Охнинской долины. Они обнажаются
узкой полосой вдоль южного края долины Сарытале,
образуя пологую дугу, обращенную выпуклостью на юг.
Ширина ее колеблется от 150 до 250 м, сужаясь иногда до
50 м. Площадь, занимаемая верлитами, составляет 0,7 км1
Верлиты представляют среднезернистые породы,
зеленовато-черного цвета, дающие при выветривании ямчатую
поверхность, покрытую черной коркой загара, и шарообразную
или эллипсоидальную отдельность. В шлифах наблюдалась
однообразная картина; главной составной частью верлитов
является оливин (до 95%); ему подчинен моноклинный
пироксен; из акцессорных минералов присутствует магнетит.
^Структура гипидиоморфная или пойкилитовая. Оливин в
шлифе бесцветен, чаще дает неправильные или удлинен-
ш ные шестиугольные разрезы, размеры зерен колеблются
.от 0,1 до 1 мм. Вторичные изменения минералов
выражены слабо. Оливин замещается шнурами серпентина,
развивающегося по периферии зерен и неправильным
трещинам. Серпентин в центральной части жилы бесцветен, ела-
чбо действует на поляризованный свет, в зальбандах блед-
нозеленого цвета. Вторичный магнетит образует просечки
в шнурах серпентина. В участках наибольшего скопления
серпентина развивается красновато-коричнивый титанистый
биотит, иногда образующий радиально-лучистые Пучки,
нередко хлоритизированный. В единичных случаях в.
7

центре зерен оливина развивается лучистый актинолит-пи-
лит. Моноклинный пироксен в шлифе бледнорозового
цвета, резко аллотриоморфен п-о отношению к оливину,
выполняет промежутки между ним или образует большие
ойкокристзллы, размером до 2—3 мм. Угол, образуемый
осью Ng с 001, в единичном случае равен 36°, 2V+56*, на
основании чего моноклинный лироксен отнесен к клино-
энстатиту. В большинстве случаев (3 измерения) угол
между осью Ng и Ol'1 равен 44°, 2V+700, т.-е. является
характерным для авгита. Коричневая роговая обманка
замещает авгит, проникая в него по трещинам спайности или
неправильным бухтообразным .углублениям. Реже
наблюдается замещение авгита красновато-коричневым биотитом
и антигоритом. Включения магнетита в оливине и авгите
небольшого размера—0,02мм. Хромовая шпинель была
обнаружена только в шлихах, промытых из делювия верлитов.
Диаллагиты. Небольшие выходы диаллагитов известны
за пределами месторождения Надир, восточнее саяЧукур-
лак, вблизи подножия гор Катрантау. Диаллагиты
залегают среди диаллагового габбро и являются продуктом
его диференциации. Они состоят из крупно
кристаллического диаллага бронзового цвета; отдельные кристаллы
достигают 4 см в длину. В шлифе, кроме спайности по
призме, видна прекрасная отдельность по 100; угол,
образуемый осью Ng с 001, равен 46°. В небольшом количестве
присутствует соссюритизированный плагиоклаз.
Среди группы габбро были выделены две рззности:
авгитовое габбро, обнажающееся на площади месторожде*
пия Надир, и диаллаговое габбро, развитое в северной
части Охнинской долины. Авгитовое габбро занимает
центральную часть площади месторождения, контактируя с
севера с диабазами, а с юга—с верлитами. Ширина полосы
колеблется от 200 до 300 м, площадь выходов равна 1 км2.
Авгитовое габбро представляет средне кристаллическую,
светлозеленую породу. В южно-*! части полосы текстура
габбро массивная, в северной гнейсовидная, хорошо
наблюдаемая микроскопически. Состоит из плагиоклаза,
моноклинного пироксена и ильменита. Структура габбро пой-
килофитовая, характерная для габбро диабаза или типично
габбровая. Плагиоклаз большей частью образует слабо
удлиненные таблицы размером 0,5 — 1 мм. В шлифе
мутно-серый, замещен соссюритом. Количество плагиоклаза
колеблется от 70 до 85%. Авгит макроскопически травя-
но-зеленого цвета, в шлифе бесцветен. Угол между осьм»
Ng и 001 равен 45°, 2V—65°. Зерна авгита неправильно
удлиненной формы, почти всегда свежие, изредка хлорити-
зированы. Кристаллы ильменита достигают 0,5 мм в
поперечнике, окружены каемкой лейкоксена.
8

Диаллаговое габбро показывает постоянство
минералогического состава и колебания в размере зерен.
Структура габбро офитовая или пойкилофитовая; состав—пла-
гиоклаз-диаллаг я ильменит. Количество плагиоклаза
колеблется от 50 до 60%, Диаллаг макроскопически
зеленого цвета, в шлифе бесцветен; кроме спайности по призме,
показывает прекрасную спайность по третьему пинакоиду,-
угол, образуемый осью с 00і, равен 44°; хлоритизирован
в сильной степени, реже замещается антигоритом.
На площади месторождения Надир верлиты
пересекаются пироксено-гранатовой жилой, прослеживающейся
с перерывами на протяжении двух километров.
Простирание жилы близко к широтному, падение
вертикальное, мощность 0,1—0,2 м. Макроскопически жила белого
цвета, приобретает слабый зеленоватый оттенок в
участках, обогащенных пироксеном. Состоит из пироксена,
граната и ильменита. Пироксен замещается гранатом,
нередко наблюдается полное его замещение. Гранат
белого цвета, непрозрачный, показатель преломления
равен 1,742. Подобные пироксеногранатовые жилы
отмечены для многих массивов основных пород Урала.
Локальное развитие граната, ограниченное пределами жилы,
позволяет связать образование его с процессами
автометаморфизма пироксеновой жилы.
Контактные изменения пород
Вследствие плохой обнаженности и сглаженных форм
рельефа, собрано мало материала для суждения о
морфологии поверхностей контакта. На площади месторождения
Надир наблюдается контакт верлита с известняками и
сланцами, контакт авгитового габбро со сланцами и контакт
габбро с верлитами.
Контакт верлитов с известняками палеозоя (верхнего
силура) проходит вдоль русла Сарытале. Он
непосредственно не виден, о его наличии говорят ксенолиты
известняка, спорадически встречающиеся в серпентините вдоль
южной границы верлита. Форма ксенолитов удлиненная,
длина 10—20 см, реже достигает 1 м. Они иногда
настолько мгогочисленны, что образуют изверженную
брекчию. Серпентиниты зеленовато-черного цвета, состоят из
антигорита и мелкой пыли магнетитовых зерен, нередко
дающих петельчато-пересекающиеся тонкие жилки,
показывающие реликтовую структуру оливиновых зерен; на
основании этого серпентиниты рассматриваются как
продукт автометаморфизма верлитов. Серпентиниты
встречаются и без связи с известняками. Ввиду недостатка
обнажений, постепенный переход между верлитами и серпен-
9

тинитамя не прослежен. Полная серпентинизацйя верли-
тов вблизи контакта с известняками не позволила
установить его первичные эндоконтактные изменения.
Контакт верлитов со сланцами и -туфогенными
отложениями одинаков, наблюдается на левом берегу Караба-
щи-Сая. Эндоконтактные изменения верлита выражаются
в амфиболизации оливина и авгита. Степень изменения
породы и порядок развития вторичных минералов указаны
р таблице I.
Таблица 1

Расстояние от
контакта
в м
0
3
7
15
Название
породы
Амфиболит
Амфиболит
Амфиболит
Амфиболи-
тнзироваи-
ный верлят
Степень

изменения
в проц.
100
100
100
50

Первичные
минералы
—
—
Оливин
Авгит
Магнетит
Вторичные
минералы
Актинолит, хлориг
Коричневая роговая обманка,
актннолнт, серпентин
Актинолит, серпентин
]
Магнетит
1 Серпентин-актинолит
Серпентин-хлор ит
Коричневая роговая обманка,
хлорит
•Слорит-актинолит
Амфиболит—вязкая порода, зеленовато-серого цвета,
состоит, главным образом, из бледнозеленого актиноли-
та и небольшого количества серпентина. Интенсивное
развитие вторичных минералов вблизи контакта верлита со
сланцами полностью затушевало изменения первичного
минералогического состава верлитов, возможно,
существующие в приконтактовой зоне.
Картина экзоконтактных изменений пестра, так как
интрудированная толща неоднородна. Сланцы превращены
в яшмы и бывают сильно обогащены магнетитом или
гематитом. Среди туфогенных отложений встречаем
участки гранато-олигоклазового и актинолитолигоклазового
скарна. Постепенные изменения габбро на контакте со
сланцами не прослеживались. На расстоянии 7 и 10 м от кон-
10

такта авгй* і*аббрб йочти полностью замещен уралитовой
роговой обманкой; характер плагиоклаза обычный.
Непосредственный контакт между габбро и диабазом не
приходилось наблюдать, и граница между ними на многих
участках проведена условно. Более молодой возраст
габбро устанавливается на основании описанного выше его
интрузивного контакта с туфогенными отложениями и
одновозрастности последних с эффузиями диабазов.
Таким образом в приконтактовой зоне наблюдается
полная амфиболизация верлитов и габбро и в некоторых
случаях серпентинизация первых в результате
автометаморфизма пород. Незначительное развитие вторичных
минералов и замещение ими оливина и авгита наблюдалось
и в центральной части дайки; вблизи же поверхности
контакта происходила концентрация постмагматических
выделений, а следовательно, и более интенсивное изменение
первичных минералов. Отсутствие химических анализов по
ррод не позволяет точно говорить о составе
постмагматических выделений; вероятно, в контактовую зону были-
привнесены кремнезем и вода.
80 ¦
60 ¦
40
20
о
Изменение минералогического состава габбро
на контакте с вврлитами
лит
Абёитоёое габбро
^-х-х-х-*-*-**""
30м 40 30 20 Ю 0м. Ю 20 30 46 50 м
контакт
*—* олиби^н — _ — абеит иврнЫй
.*..*. плагиоклаз *— х —х обвит зеленЫй
РИС. 1.
Контакт верлита с габбро находит ясное отражение
в рельефе и фиксируется небольшими седловинками на
водоразделах между саями. Падение плоскости контакта в
западной части месторождения не ясно, в восточной же
наблюдается падение на север под углом 80°. Характер и
степень развития вторичных минералов вблизи контакта
обычны* Изменение первичного минералогического
состава пород представлено на рис, 1.
11

Авгитовое габбро в 0,5 м от контакта приобретает
резко выраженную офитовую структуру, одновременно
наблюдается увеличение размера зерен до 5 мм. Из рнс.1
видно, что в верлите, в 10—15 м от контакта с- габбро,
появляется соссюритизированный плагиоклаз,
одновременно падает процентное содержание оливина. Характер
авгита для всего разреза остается постоянным, угол,
образуемый осью и 001, равен 44—46°. Этот же угол
характерен и для азгита габбро, отличающегося от него
макроскопически зеленым цветом. Зеленовато-черная окраска
авгита-верлита сохраняется в габбро на расстоянии 0,5 м
от контакта.
На основании изложенного материала можно сделать
два предположения о взоимоотношении пород:
L габбро и верлиты образовались в результате дифе-
ренцнации одной магмы, но внедрение их в осадочно-эф-
фузивную толщу произошло разновременно, или
2. образование габбро н верлита явилось результатом
диференциацяи магмы на месте залегания пород.
Сильного изменения минералогического состава интру-
дирующей породы на контакте с интрудируемой, при их
близком химическом составе, обычно не наблюдается, и
поэтому отсутствие больших изменений в
минералогическом составе верлита и габбро на контакте друг с
другом еще не является доказательством второго
предположения. Морфология плоскости контакта дает мало
материала для суждения о взаимоотношении пород. Допуская,
что они разновозрастны, появление плагиоклаза в верлите
можно обяснить следующим образом. Верлиты моложе
габбро, и образование плагиоклаза связано с ассимиляцией
более кислой породы (габбро); однако при этом должны
были бы наблюдаться ксенолиты габбро в верлие
Между тем, на всем протяжении контакта (3,5 км) они не
наблюдались, хотя плагиоклаз макроскопически отмечался
везде. Следовательно, это объяснение является
неудовлетворительным.
Таким образом взаимоотношения между породами
следует объяснить с помощью второго предположения,
что образование пород обязано диференішации магмы на
месте их залегания. В данном случае появление
плагиоклаза в верлите объясняется легко—он является
„переходящим" минералом из одного продукта диференциата в
другой (плагиоклаз из габбро в верлит и
зеленовато-черный авгит из верлита в габбро). За одновозрастность
пород говорит и отсутствие их амфиболизации, всегда
наблюдающейся на контакте с интрудируемыми породами.
Причины диференциации магмы, ввиду сложности вопроса
и недостаточного количества материала, оставляю без
12

рассмотрения; несомненно, она имеет свои особенности,
так как на примере Бушвельдского комплекса н Урала
видим, что диференциаты основной магмы связаны более
постепенными переходами, чем верлиты с габбро Надира.
В северной полосе Охнинской дайка диференциация
прошла не столь глубоко, в результате чего имеем
только небольшие залежи диаллагита среди диаллагового
габбро. Ассимиляция основной магмой сланцев и
известняков, несомненно, имела место, но она могла отразиться
только на валовом химическом составе магмы или
образовании узких приконтактовых зон (см. выше); ксенолиты
сланцев встречаются одинаково часто как среди габбро,
так и верлита. Застывание дайки происходило в
спокойных условиях и на небольшой глубине, за что говорит
как форма залегания изверженных пород, так и пойкило-
фитовая структура, иногда наблюдающаяся среди габбро.
Отсутствие фауны в осадочно-эффузивной толще не
позволяет определить ни ее возраст, ни возраст более
молодых изверженных пород. Более точно устанавливается
возраст Сох-Вуалильской полосы основных пород на
основании работ Н. Г. Бетехтина и А. В. Пуркина. Ими была
собрана фауна, характеризующая средний карбон, из
ксенолитов известняка, залегающих среди изверженных
пород, С юрскими и меловыми породами контакт
тектонический. Вероятно, что Сох-вуадильская и Охнинская
интрузии основных пород внедрились одновременно в конце
палеозоя и связаны с единым магматическим очагом:подъем
магмы происходил по двум крупным линиям нарушения,
играющим роль подводящих каналов. Подобного взгляда
придерживается и ряд других геологов (И. А.
Преображенский, А. И. Попов, А, В. Пуркин). Характер дислокации
осадочных отложений определил форму интрузии,
имеющей межпластовый характер. Дайка вытянута в широтном
направлении я круто падает на север вследствие
совпадения плоскостей контакта пород с элементами
залегания* сланцев. Проникая в осадочную толщу, дайка
оставляла „прослои" сланцев, вероятно, продолжающихся на
глубину нескольких десятков метров; выход сланцев в
западной части месторождения Надир имеет превышение
над сланцами восточной части в 150 м.
РУДОНОСНОСТЬ
Форма рудных тел и условия залегания
Форма рудных тел линзообразная с резким (в 30—40
раз) преобладанием измерения по простиранию над
мощностью. Длина линз колеблется от 20 до 300 м, мощ-
*3

ность от 1 до 12 м. Мощность отдельных линз
колеблется в небольших пределах, и руда по простиранию
выдерживается с большим постоянством. Рудные залежи,
так же как и интрузии основных пород, подчинены
широтному направлению, показывая небольшие отклонения к
северо-западу или к северо-востоку. Они образуют две
параллельные слабо изогнутые полосы—нижнюю или
южную и верхнюю или северную—магнетитовые полосы,
отстоящие друг от друга на расстоянии 600 ж. Крайние
выходы рудных линз по простиранию располагаются на
расстоянии 3—3,5 км.
Рудные линзы южной полосы магнетита приурочены
к южной границе верлита и располагаются на концах дуги
интрузий. В лежачем боку линзы выступает се рпентинито-
карбонатная брекчия, в висячем—амфиболизированный вер-
лит. Выше отмечалось, что верлиты контактируют с ту-
фогенными отложениями, сланцами и известняками, но ни
те, ни другие не обнажаются в лежачем боку магнетито-
вых линз; вероятно, они залегают среди верлита, вблизи
его контакта с осадочной толщей. Наблюдается общее
падение линз на север под углом 70—85°, в некоторых
случаях был отмечен вертикальный угол падения. Ту же
картину залегания линз показывают и магнитометрические
профили, дающие изменения вертикальной составляющей
на большем расстоянии от северного зальбаЬдз, чем от
южного. Размеры рудных линз указаны в таблице 2.
Таблица 2
Название линз
Чет-Булак ....
Орто-Булак
Карабаши ....
Коштал ....
Коштал ....
Итого площадь
рудных
выходов .

Мощность
в м
8,0
6,8
3,0
6.0.-
4,0

Наблюдаемое

простирание
280
90
100
50
60

Простирание по


метрическим
данным
280
120
230
50
60

Наблюдаемая
площадь
в м2
2240
612
300
300
240
3692
Площадь
по

тометрическим
данным
2240
818
690
300
240
4288
14

Рудные линзы друг от друга большею частью
разобщены наносами, но данные магнитометрической с'емки
показали, что размеры их по простиранию могут быть
увеличены лишь в небольшой степени. Рудные линзы
северной полосы залегают на контакте авгитового габбро со
сланцами и диабазами; они большей частью падают круто
на север. Превышение одной линзы над другой, равное
150 м, может служить косвенным доказательством
хорошей выдержанности их по падению. Размеры рудных линз
указаны в таблице 3.
Таблица 3
Название
линз
Чет-Булак .
Орто-Булак і
Коштал ; . ь
т ы
Итого площадь
рудных линз

Мощность
в м
5,0
4,5
5,0

Наблюдаемое

простирание
200
150
220

Простирание по


метрическим
данным
250
150
220

Наблюдаемая
площадь
в м2
1000
675
880
2555
Площадь
по

тометрическим
данным
1250
675
880
2805
Отсюда наблюдаемая суммарная площадь рудных линз
для всего месторождения = 6247 м?, а по данным
магнитометрической с'емки = 7098 «и2. Процент „рудоносности
контакта", т. е. отношение суммарной длины всех линз к
длине контакта, умноженное на сто=29.
Изменения вмещающих пород
Для изучения степени и характера изменения верли-
тов вблизи рудных линз был составлен один разрез по
правому склону Чет-Булака, Макроскопически
описываемые ниже изменения верлита, выражающиеся в его амфи-
болизации, наблюдались и в других саях.
Непосредственно на контакте с магнетитом, в висячем боку (с севера)
залегает амфиболит; контакт между ним и магнетитом
резкий. Степень и порядок развития вторичных
минералов указаны в таблице 4.
15

Таблица 4

Расстояние от
контакта
в м
0
2
5
10
Название
породы
Амфиболит
Амфиболит
Амфиболи-
тизирован-
ный верлит
Амфиболи-
тизирован-
ный верлит
Степени

изменения
в проц.
100
95
60
•
40 •
Первичные
минералы
Авгит —
Авгит —
Оливин-
Оливин—
Оливин—
Авгит —
Магнетит
Оливии—
Abfht
Магнетит
Вторичные минералы
Актинолит, немного
хлорита и элидота
—Коричн. рогов, обманка
—актинолит
—Серпентин, магнетит
Актинолит
Серпентин—актинолит,
магнетит
Биотит—хлорит—актинолит
Коричневая роговая
обманка
Те же минералы, что и в
5 м от контакта
Судя по степени изменения верлита, мощность зоны
изменения равна приблизительно 25 .и. Сравнивая таблицу 1
с таблицей 4, видим, что изменение верлита на контакте
с рудными линзами то же, что и на контакте со
сланцами, и выражается в его амфиболитизации.
Серпентинито-карбонатная брекчия, обнажающаяся в
лежачем боку рудных линз, прослеживается, главным
образом, по высыпкам. Макроскопически хорошо
наблюдается рассланиованность брекчии в широтном направлении.
Брекчия темномалинового цвета, состоит из
остроугольных обломков серпентинита, сцементированных
карбонатом; размер обломков достигает 1 см в диаметре.
Серпентинит состоит из антигорита, пересеченного шнурами
магнетита, показывающего реликтовую, петельчатую
структуру оливиновых зерен. Следовательно,
серпентинито-карбонатная брекчия образовалась в результате изменения и
16

раздробления верлита. Магнетит сохранился в виде
точечных включений; почти на 90% он заместился яркокрас-
ным лимонитом. Иногда между серпентинито-карбонатной
брекчией и магнетитом залегает актинолитовая порода,
состоящая из актинолита, небольшого количества олиго-
клаза и граната.
В лежачем боку рудных линз северной полосы
магнетита обнажается уралитовое габбро, по удалении от
контакта переходящее в авгитовое габбро. Степень и характер
изменения породы, прослеженные на левом склоне Кошта-
via, указаны в таблице 5.
Таблица 5

Расстояние от
контакта
I Степень
Название измене-
нороды
ния
в проц.
Первичные
минералы
Вторичные минералы
3
Уралитовое
габбро
90-95
15
Уралитовоеі 80—90
габбро
Соссюрито-
во-авгито-
вое габбро
Соссюрито-
во-авгито-
вое габбро
Плагиоклаз
Пироксен
Плагиоклаз
Пироксен
Плагиоклаз
Авгит
Ильменит
Уралитовая роговая обманка
Уралитовая роговая обманка
Уралитовая' роговая обманка
Хлорит
Соссюрнт
Хлорит (немного)
Лейкокссн
Те же минералы, что и в 7 м от контакта
Таблица 5 показывает, что изменение габбро на
контакте с рудными линзами также связано с более
интенсивным автометаморфизмом породы, в результате чего
имеется развитие уралитовой роговой обманки по авгиту и
частично плагиоклазу,
В висячем боку этой же линзы обнажаются диабазы,
состоящие из удлиненных лейст плагиоклаза, слабо хлори-
тизированного авгита и небольшого количества пирита.
Диабазы аналогичного состава обнажаются на расстоянии
3 и 15 л к северу от контакта. На правом склоне еая
Орто-Булак, в висячем боку магнетитовой линзы,
обнажаются яшмовидные сланцы- Выше уже упоминалось, что
шлифы из сланцев непрозрачны, вследствие чего
пришлось ограничиться только макроскопическими
наблюдениями. В обнажении хорошо наблюдается переход между
рудной и яшмовидными сланцами, они при приближении к
2-642
': *.**& У/г
17

руде пеняют малиновую окраску яшм на черный цвет
магнетита, одновременно увеличивается удельный вес, т.-е.
процент содержания рудных минералов в сланце, а сланцы
приобретают более массивное сложение, свойственное
руде.
На основании вышеприведенного материала об
изменении вмещающих пород можно сделать заключение, что
на контакте верлита и авгитового габбро с магнетитовы-
ми линзами нет специфических рудных изменений.
Изменения пород сводятся к их амфиболитизации, т.-е. связаны
с теми же процессами автометаморфизма, что и на
контакте с вмещающими породами интрузии. Неизменность
диабазов на контакте с магнетитом, а также
наблюдающийся постепенный переход между рудой и сланцами,
находят себе об'яснение в генетических особенностях
месторождения.
Состав руд
Рудные линзы показывают постоянство минералогиче*
ского состава; в них всегда присутствуют магнетит,
гематит и в качестве акцессорного минерала халькопирит; и$ч
нерудных минералов присутствуют апатит, эпидот, хлорит,
гранат и кварц. Текстура руд массивная, но при изучении
ее в образцах большой величины и на образцах в поле
обнаруживается ясная слоистость в широтном направлении,
выражающаяся в ряде параллельных трещин я более
легком откалывании кусков руды по этому направлению-
Структура руд зернистая, распределение рудных минералов
равномерное, реже пятнистое. Процентное содержание
рудных минералов колеблется от 25 до 60, размер зерен
от 0,005 до 0,01 мм. Определение полированных шлифов
было произведено К Ф. Налетовой.
Отложение магнетита протекало в две фазы; среди
магнетита первой генерации по степени идиоморфизма
кристаллов были выделены две разности. Магнетит ангед-
ральной формы составляет 25—30% рудных минералов;
зерна магнетита неправильно-угловатой или округлой
формы, развиваются, замещая силикатную часть породы.
Магнетит эвгедральной формы играет подчиненную роль; он
образует вместе с апатитом небольшие, до 1 мм,
шарообразные или эллипсоидальные скопления, придающие руде-
пятнистую структуру. Кристаллы магнетита размером
0,05 мм, с ясными изометричными очертаниями, образуют
„каркас" скоплений, выполненных апатитом, а с
периферии—эпидотом и хлоритом. Магнетит второй генерации
развит в одинаковой степени с магнетитом первой
генерации, -образуя полные псевдоморфозы по гематиту.
18

Гематит первой генерации пользуется значительным,
развитием, никогда не встречается вместе с магнетитом
первой генерации. Он полностью замещен магнетитом
второй генерации и устанавливается исключительно по
гематитовой форме магнетита. В редких случаях
наблюдается пересечение магнетита и гематита тонкими
жилками гематита второй генерации; он также полностью
замещен магнетитом, кристаллы его достигают 2 мм.
Замещение гематита—обычное явление,
наблюдающееся во многих железорудных контактных месторождениях.
Гильд (3) считает замещение гематита магнетитом гипоген-
ным процессом и отмечает его в некоторых железорудных
месторождениях Миннезоты и Чили. В полированных шлифах
ему приходилось наблюдать остатки первичного гематита
среди магнетита. Равновесие в системе между гематитом
и магнетитом определяется процентным содержанием в
системе кислорода, температурой и давлением.
В супер-генных условиях развивается мартит с
одинаковой степенью интенсивности, заметая магнетит первой и
второй генераций. Он окружает зерна магнетита, бухто-
образно из'едает их, иногда замещает нацело. Нередко
наблюдается развитие гематита по трещинам октаэлриче-
ской спайности магнетита с образованием решетчатой
структуры.
Халькопирит присутствует в отдельных шлифах
единичными зернами ангедральной формы, размером 0,005 мм\.
развивается, замещая нерудные минералы и магнетит
первой и второй генераций. Макроскопически был отмечен в
приконтактовой зоне северной и южной полосы рудных,
линз.
Мелкозернистый агрегат хлорита и эгіидота
наблюдался во всех шлифах. Апатит в количественном отношении
подчинен им; большей частью зерна апатита аллотриоморф-
ной формы, размером около 0,01 мм. Кристаллы апатита
/большей величины и лучших ограничений встречаются а
шарообразных скоплениях вместе с магнетитом. Иногда
наблюдается, что жилки эпидота пересекают по трещинам
зерна апатита.
Большое развитие гематита первой генерации в северной
полосе рудных линз указывает, что образование рудных;мине-
ралов в северной полосе происходило при более низком
давлении и температуре, чем в южной. Этот вывод о
физико-химических условиях отложения рудных минералов,
увязывается с топографическим положением рудных линз—
различной глубиной среза месторождений.
Порядок отложения минералов показан на рио?,
В первую фазу оруденения произошло отложение
главной мадсы железа. Одновременно шло отложение
19

магнетита и гематита первой генерации; образование в
одном случае магнетита, а в другом гематита
контролировалось физико-химическими условиями отложения.
Вместе с магнетитом шло отложение апатита; отложение
магнетита продолжалось более длительный период, на что
указывает коррозия апатита магнетитом. Далее наступила
фаза незначительного дробления и отложения по
трещинам гематита второй генерации. В дальнейшем в
результате изменения физико-химических условий, гематит
первой и второй генераций заместился магнетитом.
Отложение халькопирита связано уже с гидротермальной фазой
оруденения. Часть нерудных минералов является
реликтами породы, в которой откладывались рудные минералы;
часть же хлорита и эпидота отложилась при завершении
рудного процесса. Супергенное изменение руд выразилось
в мартитизации магнетита.
Порядок выделения минералов
МинералЫ
Магнетит
Гематит
Апатит
Халькопирит
Хдорит
Эпидот
Контактная
фаза
Гидротермальная
этерм*
фаза
¦»
Д
д
Гипогенное изменение
¦¦ Супергенное »»
Д — Дробление
Рис. 2.
Анализы бороздовых проб (12 проб) показали, чтв
процентное содержание железа в обеих рудных полосах
примерно одинаково и равно для всего месторождения
44% 65,5% Fea03).
Содержание Fe.,03 в отдельных пробах колеблется
от 55 до 81%, А1203 от 7 до 21% и Si02 от 4 до 32%. В
трех пробах было опЛьделено содержание титана,
ванадия, хрома, серы и фосфора. Произведенные анализы
показали полное отсутствие хрома и серы, содержание TiOs
#е выше 0,30%, V,0,—0,001% и РХ>5 от 0,76 до 1,67 м
Содерж-ани-е титана и ванадия незначительное, и в таком
количестве они присутствуют в железных рудах как маг-
20

магического, так и осадочного происхождения. Фосфор
связан с апатитом и по его содержанию руды должны быть
отнесены к фосфористым.
Генезис
В конце палеозоя в слаицево-эффузивную толщу
верхнего силура интрудировали основные породы, залегающие
в форме крутопадающей межпластовой дайки. Условия
застывания магмы способствовали ее диференциации, в
результате чего образовались верлиты. авгитовое габбро,
диаллаговое габбро и диаллагиты. В центральной части
дайки, вследствие автометаморфизма, имеется развитие
небольшого количества вторичных минералов; по оливину
и авгиту развивается серпентин, коричневая роговая
обманка, биитит, хлорит и актинолит. Вблизи контакта с
интруднрованными породами, играющими роль
непроницаемой преграды для постмагматических выделений,
наблюдается концентрация их и, следовательно, большее
развитие вторичных минералов. Экзоконтактные изменения вер-
литов и габбро на контакте с глинистыми сланцами и* ту-
фогенными отложениями выразились в образовании яшм,
олигоклаза, гранатового скарна и магнетито-гематитовых
рудных линз.
Непрозрачность шлифов, приготовленных из яшмовид-
ных сланцев и руд, не позволила проследить порядок
замещения сланцев магнетитом. О нем можно судить
только макроскопически по постепенному переходу руды
через „утяжеленные" сланцы к нормальным яшмовндньш
сланцам. Тонкозернистое сложение сланцев обусловило и
мелкозернистость руд, несколько необычную для
контактных месторождений. Таким образом по характеру
образования месторождение Надир относится к контактномуу
пирометасоматическому типу месторождений.
Из магмы выносились железо, медь и фосфор. Титан
и ванадий могли являться первоначальной составной частью
сланцев; кварц, эпидот и хлорит также могли отложиться
в результате изменения и переотложения первичных
минералов сланца, В первую фазу оруденения выделилась в
виде магнетита и гематита главная масса железа;
одновременно шло и образование апатита. Далее наступила
небольшая фаза дробления и образования редких гемати-
торых жилок. Выделение рудных эманаиий происходило
до окончательного застывания интрузива, в противном
случае наблюдалось бы отложение магнетита и среди
изверженных пород, как например, на месторождении горы
Блгцгодать, где образование оспенных руд объясняется ме-
тасоматическим. замещением породообразующих минера-
21

лов магнетитом (4). На выделение рудных эманации до
застывания магмы указывает также полное отсутствие око-
-лорудных изменений.; степень амфиболитизации верлитов
и габбро на контакте со сланцами и рудными линзами
одинакова. Отложение халькопирита по трещинам в
амфиболите и реже в рудных линазах связано с последующей
гидротермальной фазой оруденения.
Большинство известных контактных месторождений
железа как в СССР, так и за границей связано с породами
кислой магмы—гранодиоритами. Промышленные
скопления железа, образованные на контакте с основными
породами, редки, наиболее близко к месторождению Надир по
генезису стоит месторождение железа в Пенсильвании,
приуроченное к контакту мощного силла диабаза с изве-
стково-глинистыми сланцами триаса.
Указанные выше цифры о превышении одной рудной
линзы над другой, равной 150 м, говорят о большом
размахе и выдержанности оруденения по падению, поэтому
даваемые запасы руды 1 500 000 т, подсчитанные по
методу треугольника, для. каждой линзы отдельно, на глубину,,
равную половине ее простирания, не являются
преувеличенными, но в то же время они недостаточны для
самостоятельной разработки месторождения. Второй вариант
подсчета запасов, произведенный при допущении самых
благоприятных условий, а именно, принимая рудоносность
-контакта 30%, длину контакта в 7 км, мощность рудных
линз б м и глубину залегания 100 м, — увеличивает запасы
руды до 5 000 000 т.
Использованная литература
1. В е б ер, В. Н. — Геолргическая карта Средней Азии. Труды ЦНИГРИ,
вып. 67, т935.
2. Поярков, В. Э. — Хайдаркан, геология и рудоносность. Труды
ТПЭ, 1937.
¦3. Гильд, Ф. Н.—Микроскопическое соотношение магнетита, геиа-
тита, пирита и халькопирита. Economic Geology, 1934.
4. Б а грат у ни, Е. Г. — К вопросу о генезисе оспенных руд горы
благодать. „Проблемы советской геологии" Jft 3, 1936.
4 ami hy« ге»
\ вті. Осев. Фвид

ЕВ 1941_AKS_333
Отв. редактор М. Ф. Зенин*
Техн. редактор Л. Ф. Демидова,
Корректор К. А. Сидорова.
Сдано в производство 24/Х—1940 г., подписано к печати 9/ХИ—1940 г\
Бум. разм. 60X92—Vie- Учетно-авт. листов 1,80
Печатных листов 1,37, в 1 печатном листе 42 432 знаков.
Р-3217. Тираж 500. Изд. № 67/40
Издательство Узфан. Ташкент, ул. им. Абдуллы Тукаева, № 1.
Отпечатано в тип. Упр. Делами СНК УзССР—заказ № 1078—1940 г.

Цейа 1 p. 30 if.
*^
tt
% - ^
¦¦-г;!