МЕТАЛЛОГЕНИЯ
КАЗАХСТАНА
РУДНЫЕ
ФОРМАЦИИ
МЕСТОРОЖДЕНИЯ
РУД ЖЕЛЕЗА
И МАРГАНЦА
АКАДЕМИЯ НАУК КАЗАХСКОЙ ССР
МИНИСТЕРСТВО ГЕОЛОГИИ КАЗАХСКОЙ ССР
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
КАЗАХСТАНА
Издательство «НАУКА» Казахской ССР
ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ
ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ НАУК им. К. И. САТПАЕВА
РУДНЫЕ
ФОРМАЦИИ
МЕСТОРОЖДЕНИЯ РУД ЖЕЛЕЗА И МАРГАНЦА
АЛ МА-АТА - 1 982

УДК 553.31’32.078(574)
Металлогения Казахстана. Рудные формации. Месторождения руд же-
леза и марганца. — Алма-Ата: Наука, 1982. — 208 с.
В работе приводятся общие сведения о месторождениях руд железа и
марганца в Казахстане. Основное внимание уделяется характеристике гео-
логии, вещественного состава и генетических особенностей месторождений
этих металлов, выделенных на основе новой классификации геологических
и рудных формаций. Излагаются закономерности проявления и простран-
ственно-хронологического размещения рудных формаций в зависимости от
специфических особенностей развития структурно-металлогенических зон.
Книга рассчитана на широкий круг геологов, а также на преподавате-
лей и студентов геологических факультетов вузов.
Ил. 68, табл. 10, библ. 154.
РЕДАКЦИОННАЯ КОЛЛЕГИЯ:
А. А. Абдулин, А. К- Каюпов (главный редактор),
В. Г. Ли, Г. Ф. Ляпичев, Л. А. Мирошниченко, С. Е. Чакабаев
Соредактор А. Е. Бекмухаметов
20803—027
И 407(05)—82~ 55 81'1804050000
©Издательство «Наука» Казахской ССР, 1982.
ВВЕДЕНИЕ
В «Основных направлениях экономического и социального развития
СССР на 1981—1985 годы и на период до 1990 года» предусмотрено рез-
кое расширение сырьевой базы черной металлургии в Казахстане.
Если до 50-х годов Казахстан считался основной рудной базой цвет-
нах металлов (меди, свинца, цинка), то в настоящее время он стал столь
же мощной сырьевой базой черной металлургии. Это связано с откры-
тием и разведкой в республике месторождений титаномагнетитовых, же-
лезных, железо-марганцевых и марганцевых руд.
В разрезах докембрийских и палеозойских формаций Казахстана
зафиксировано более тысячи железорудных и около трехсот марганцево-
рудных месторождений и рудопроявленйй, относящихся к различным
генетическим типам (магматическим, вулканогенно (гидротермально)-
осадочным, гндротермально-метасоматическнм, метаморфогенным и др.)
н сформировавшихся в разные металлогенические эпохи. Крупные скоп-
ления добываемых или подготавливаемых к освоению руд железа и
марганца относятся в основном к вулканогенно-осадочному и гидротер-
мально-метасоматическому (условно плутоногенному) типам и преиму-
щественно к герцинской (девон — ранний карбон) металлогенической
эпохе (Центральный Казахстан, Тургай, Рудный Алтай и др.).
В основу металлогепического анализа территории Казахстана поло-
жена высказанная ранее (С. С. Смирнов, Ю. А. Билибин, Н. Г. Кассин,
К. И. Сатпаев и др.) идея об естественноисторической взаимосвязи про-
цессов литогенеза, магматизма, тектоники, метаморфизма и рудогенеза.
Такая взаимосвязь, как справедливо считают многие исследователи
рудной геологии, наиболее глубоко и объективно может быть раскрыта
с помощью формационного анализа геологических и рудных образований.
Для систематики природных проявлений металлических полезных
ископаемых с целью оценки их геолого-генетических особенностей и
экономической значимости, как известно, широко используется понятие
«рудная формация». В современной геологической литературе (Е. Е. За-
харов, В. А. Кузнецов, И. Г. Магакьян, Р. М. Константинов и др.) руд-
ная формация рассматривается как группа месторождений со сходными
по составу и устойчивыми минеральными ассоциациями, формировавши-
мися в близких геологических условиях. Первоначально в основу выде-
ления рудной формации было положено понятие о парагенезисах мине-
ралов (рудных), введенное в середине XIX в. Брейтгауптом.
Нетрудно заметить, что те признаки, по которым выделяют рудную
5
формацию, отличаются от тех, которыми определяется понятие «геологи-
ческая формация», и что.рудная формация чаще всего рассматривается
на ранг ниже, чем геологическая. Так что с одной геологической форма-
цией может быть генетически или парагенетически связано несколько
рудных формаций.
По мнению многих исследователей (Ю. А. Кузнецов, X. М. Абдул-
лаев, П. М. Татаринов, Г. А. Твалчрелидзе, В. С. Кормилицын, П. А. Стро-
на, Д. В. Рундквист, Д. И. Горжевский и др.), а также по нашему
мнению, основными требованиями к формационному анализу рудногео-
логических тел являются, с одной стороны, строгое соблюдение принципа
адекватности (соответствия) понятий о геологических и рудных форма-
циях, обусловливающего единую систему признаков, определяющих ту
и другую формации, а с другой — соблюдение единого принципа систе-
матики геологических и рудных формаций. Соблюдение принципа
адекватности, как об этом писалось и раньше, позволяет выдержать со-
размерность, ранговость геологических и рудных образований, мыслить
одинаковыми категориями, говорить на общем языке (соблюдение из-
вестного положения: «одна наука — один научный язык»). Следователь-
но, в основу новой формационной систематики проявлений металлических
полезных ископаемых (в частности, эндогенных) нами с учетом работ
других исследователей положена идея об объединении генетически род-
ственных рудных объектов различного состава в такие крупные группы
(сообщества, семейства и т. д.), которые по критериям выделения и
ранговости соответствовали бы геологическим формациям.
Известно, что существующие в природе геологические тела, в том числе
и рудногеологические (рудные), имеют разную степень сложности, отве-
чающую разным «уровням организации» геологических систем. Иерар-
хический ряд рудногеологических тел может быть представлен в таком
виде: элемент -> минерал -> парагенезис минералов -> минеральный тип
(субформация) -трудная формация-> ряд рудных формаций->мегаряд
рудных формаций. Далее следуют все более усложняющиеся группы со-
обществ минеральных (и элементных) ассоциаций вплоть до наиболее
крупных подразделений — оболочек Земли. Здесь от тел с низшим «уров-
нем организации» к телам с высшим уровнем выявляются все более
общие естественноисторические взаимосвязи геологических и рудных
образований, а также закономерности их проявления от элементарных
ассоциаций рудных тел и горных пород до металлогенических формаций
и структурпо-металлогенических зон и систем.
Переходя к определениям принятых в новой систематике основных
понятий, отметим, что первые три звена иерархического рудноформацион-
ного ряда (элемент, минерал и парагенезис минералов) не требуют пояс-
нений, понимаются как обычно.
Минеральный тип — статистически устойчивая группа сходных по
составу минеральных парагенезисов, образующихся в близких геологи-
ческих условиях. По своему объему и рангу он соответствует рудной
формации в прежнем понимании ее содержания (Р. М. Константинов
и др.).
Под рудной формацией мы понимаем естественное сообщество ми-
неральных типов, обладающих устойчивым набором рудных элементов
с их определенными количественными вариациями и образующихся в
определенной фазе одной тектонической обстановки в генетической или
парагенетической связи с той или иной геологической (осадочной, магма-
тической или метаморфической) формацией.
Рудноформационная ассоциация — естественное сочетание несколь-
ких родственных рудных формаций, формирующихся в течение различ-
ных фаз одной тектонической обстановки. Наиболее изучены эндогенные
6
рудноформационные ассоциации, 'включающие пары рудных формаций,
генетически или парагенетически связанных с комагматическими вулка-
ническими и плутоническими формациями.
Ряды рудных формаций — сообщество рудных формаций (или руд-
ноформационных ассоциаций), характеризующихся набором одних и тех
же рудных элементов при разных количественных соотношениях их гео-
химически родственных групп и возникающих в сходной тектонической
обстановке. Применительно к эндогенной минерализации количественные
соотношения геохимических групп рудных элементов достаточно хорошо
коррелируются с уровнем и типом щелочности магматических фор-
маций.
Мегаряды рудных формаций — сообщество рядов рудных формаций,
обладающих одним набором рудных элементов и образующихся в сход-
ной тектонической обстановке. Рудные формации каждого мегаряда
обнаруживают генетическую или парагенетическую связь с определенной
группой однотипных геологических формаций. В эндогенной металло-
гении тип рудноформационного мегаряда находится в соответствии с
кислотностью и типом дифференциации магматических формаций
(табл. 1).
Следовательно, при таком подходе к систематике проявлений метал-
лических полезных ископаемых соблюдается принцип адекватности гео-
логических и рудных формаций, а сама рудная формация находит при-
вязку к вполне определенной «геологической шкале», т. е. к этапам, ста-
диям или фазам тектонической жизни конкретного участка земной
коры. Это является критерием выделения металлогенических формаций и
служит объективной основой для составления металлогенической карты.
Для обозначения генетических или парагенетических соотношений
между геологическими и рудными формациями предлагается использо-
вать термин «металлогеническая формация». /Металлогеническая форма-
ция— естественная (генетическая или парагепетическая) ассоциация
геологической и рудной формаций. В том случае, когда речь идет о гене-
тической или парагенетической ассоциации магматической и рудной
формаций, термин «металлогеническая формация» по своей сути соот-
ветствует предложенному X. М. Абдуллаевым понятию «петрометалло-
генический ряд». Петрометаллогенические ряды, по его мнению, состав-
ляют важнейшее звено в единой цепи естественноисторического развития
земной коры, и их появление и разнообразие находятся в зависимости
от структурно-геологических условий развития, т. е. от тектонической
обстановки (режима) развития того или иного конкретно взятого участка
земной коры. Металлогенические формации могут группироваться в
металлогенические ряды разного типа.
Под тектонической обстановкой мы понимаем определенный текто-
нический режим развития различных структур земной коры (геосинкли-
налей, срединных массивов, платформ и их частей) в течение того или
иного отрезка геологического времени, приводящий к возникновению
определенных по составу и строению генетически или парагенетически
взаимосвязанных геологических образований, в том числе рудных.
Постоянство тектонического режима в течение одного какого-либо отрез-
ка геологического времени, отвечающего стадии развития геосинкли-
нальных (или платформенных) структур, обусловливает образование
либо одной магматической формации (или одной комагматической ассо-
циации), либо одной осадочной формации (или их латерального пара-
генетического ряда), либо сопряженного ряда магматических и осадоч-
ных формаций (или их ассоциаций). Каждый тектонический режим
осуществляется в несколько фаз, соответствующих его зарождению, ус-
тойчивому проявлению, затуханию и окончанию. Одинаковыми считают-
7
Таблица 1. Эндогенные рудные формации Казахстана (составили А. К. Каюпов, В. Г. Ли, Г. Ф Ляпичев, Л. А. Мирошниченко)
Me гаряды формаций		Ряды формаций		Рудные формации		Типовые рудные комплексы и их ассоциации
рудных	магматических	рудных	магматических	вулка ногенные	плутоногенные	
1	2	3	4	5	6	7
Плати ноидно-хро- митовый		Хромитовый			Хромитовая	Кимпсрсайский
Платиноидно-золо- то-медно-никелевый	Дифференцированных перидотито-габбровых	Медно-нпкеле- вый	Нормальной ще- лочности		Кобальто-нике- левая Медно-никеле- вая	Златогорский Максутский
Фосфорно-ва надие- во-титаново-медно- марганцево-железо- рудный	Недифференцирован- ных базальто-габбровых	Медно-ва надие- во-марганцево-же- лезорудный	Натриевый	Фосфорно-марганцево- железорудная*	Медно-ванадн- ево-тита ново-же- лезорудная	Косистек-Карао- бинекая
				Медисто-серноколче- данно-марганцево-же- лезорудная		Тесиктас-Касага- линский
Железо-марга пце- во-зо.юто-моЛибдеио- ВО-ЦИНКОВО-МСДНЫЙ	Нерасчленеиных по- следовательно и контраст но дифференцированных базальтово-габбро-пла- гиолинарнт-плагио! ра- китных	Железо-марган- цево-золото-мо- либденово-медно- цинковый	Натриевый	Железо-марганцевая Золоторудная	Золото-молибде- ново-колчеданно- цинково-медная	Берчогурский Мугоджарский Ерементауский
		Золото-СВ! IH цо- во-цпнково-мед- ный	Норма 1ьной ще- лочности	Колчеданио-свинцово-цпнково-медная		Аягузский
		Медно-свинцо- во-ци нково-золо- той	Нормальной ще- лочности	Барито-медно-золоторудная		Торткудукский
						
		Платинондно- цинково-молнбде- ново-мсдный	Натриево-калие- вый	Колчеданпо-ципково- медиая	Платиноидно- оениево-молибде- аово-медная	Бощекульская
				Фосфорно-медно-свнп- цово-цнпково-железоруд- пая Цинково-свинцово-фос- форно-железорудная		Карсакпапский Пнсвско-Хол- зунский
Зо.юто-серебря ко- мол ибденово-мед но- же лезору лно-свин- цово-цннковый	Контрастно дифферен- цированных базальтово- I аббро-липарпт-гранито- вых и монцонит-сиенито- вых	Золото-молвбде. ново-железо-мед- НО-СВПНЦОВО-ЦПН- ковый	С незакономер- ным соотношени- ем щелочей	Свинцово-цпнково-сер- ноколчеданная	Колчеданно- медно-свинцово- цинковая	Рудноалтайская
				Варпто-золото-ссреб- ряпо-свшщово-медно- цпиковая	Золото-медная	Карчингинскип Шатскнй
				Медисто-серпоколче- данная	Колчеда нно-ба- ритово-золото- медно-цинковая	Акбастау-Кус- мурунская
				Золото-м олпбденово- медкая	| Молибденово- медная	Кайдаул-Бега- линская
				Серноколчеданно-желе- зо рудная.	Золото-молиб- деново-медно-жс- лезору дная	Елтай-Бенкала- Сарбайская
		Медно-молнбдс- ново-мышьяково- золоторудный	Нат] овый	Мышьяково-золоторуд- ная	Сурьмяно-мышь- яково-золоторуд- ная	Бакырчик-Ак- жальская
1
2
3
Золото-рениево-
молцбденово-мед-
но-железорудный
Мышьяково-
свинцово-цпнко-
во-золото-серебря-
ио-молибдепово-
медный
Теллуро-висму-
тово-медио-золо-
той
Продолжение таблицы 1
4	5	6	7
Калнево-натрие- вый	Золото-молибденово- л<едно-коб альтово-желе- зорудная	Золото-молиб- д еново-медно-ко- б альтово-железо- рудная Рениево-золото- молпбденово-мед- н а я	Атансор-Чувак- скнй Коунрадскнй
Нормальной ще- лочности	Свинцово-цинково-мо- либденово-медно-золото- серебряная	Железо-молиб- деново-медная	Жусабай-Алма- ли некая
	Молибденово-мсдпо- золотая	Мышьяково-ко- бальтово-золото- молибденово-мед- ная Молнбденово- медно-золотая	Саякский Уштаганский Канчингизскнй
Со смешанным натровым и ка- лиевым типом ще- юч ностп	Медно-золотая	Сурьм ян о-мышь- яково-золотая Редкоэлементно- теллуро-золото- рудная Висмутово- мышьяково-золо- торудная Сурьмяно- мышьяково-золо- то-серебряная	Спасский Бестюбинскй Степнякский Васильковский
Молпбдсново-
медно-свинцово-
цинково-золото-
серебряный
Редкоэлементно-
мед но-фосфорно-ти-
та ново-же лезору д-
ный
Железо-маргапце-
во-фосфорпо-вапади-
ево-барптово-медно-
свинцово-цинковый
Последовательно диф- ференцированных трахи- базальтово-эссексито- трахито-сиенитовых и ба- зальтово-трахито-нифе- лин-спенитовых	Фосфорно-тита- ново-медно-желе- зорудный
	Фосфорпо-ред- коэлемснтный
Комагматнчных ассо- циаций с незакономер- ным типом дифференциа- ции	Баритово-свин- цово-цинково-фос- форно-ванадиевый
	Железо-марган- цево-баритово- медно-свпнцово- цннковый
	Свинцово-нпо- биевый
Субшслочной калиевый	Серебряно-медпая		Аннинский
	Индиево-медно-свшщо- во-цинковая	Золото-медно- молибдсново- свинцово-цинко- вая	Сарыоба-Кокза- бой-Каратасская
	Свинцово-цппково-зо- лото-серебряная	Ртутно-сурьмя- ная	Архарлинский Тургайскнй
Щелочно-мафи- товый	Фосфорно-титаново-же- лезорудная	Редкоэлементп.- но-золото-фосфор- но-титаново-мед- но-железорудная	Ирисуйская
Щелочно-уль- трамафитовый		Т нтаново-фос- форно-редкоэле- ментная	Красномайский
С незакономер- ным соотношени- ем щелочей	Рениево-молибденово- железо-марганцево-бари- тово-фосфорно-ванадие- вая Железо-марганцево- свшщово-цинково-бари- товая		Каратауский Бурултасский
Калиевый	Сеинцово-цинково-гер- маниево-железо-марган- цевая	Барптово-медно- свинцово-цинко- вая	Жайремская
	Репиево-цинково-свинцово-медная**		Джезказганский
Натриевый	Колчеданио-свинцово-цинковая**		Сууктюбе-Теке- лийский
Висмутово-оловян-
но-тантало-нисбиево-
редкометалльно-ред-
кощелочно-редкозе-
мельно-фторномо-
либденово-во. ьфра-
мовый
2	3
Недифференцирован- ных гранитовых и липа ритовых	Тантаго-ниобпе- во-оловянно-ред- кошелочно- ред- ксметалдьно-мо- либденово-воль- фрамовый
Окончание таблицы 1
4	5	6	7
Нормальной ще- лочности		Вольфрамово- олсвянно-цезнево- тантало-ниобиево- редкочеталльно- редкошслочпая	Калбинский
		Молибдсново- вольфрам-ниобие- во-тантало-редко- металльная	Талдысайский
		Медно-свинцо- во-цинково-редко- мсталльно-висму- тово-молибдено'во- вольфрамовая	Акчатауский
		Редкометалльно- ниобиево-оловян- но-молибденово- вольфрамовая	
		Редкоэлемептно- редкощелочио- фторно-оловянно- молибденово- вольфрамовая	Караобннский
					Фторно-редко- металльно-редко- земельная	
		Хрустале-танта- ло-ниобиево-ред- кощелоч но-редко- металльно-оловян- но-фторно-молиб- деново-вольфра- мовый	Калиевый		Хрустале-воль- фрамово-оловяи- ная	Монастырский
					Хрустале-нио- бнево-цирконие- во-медно-молибде- новая	Аршалинский
					Хрустале-воль- фрамово-молибде- ново-редкоме- талльная	'	Кызылрайский
		Циркониево- ниобиево-иттрие- вый	Щслоч но-кали- эвый		Циркониево-ни- обпево-цериево- нттриевая	Каскеленский
Циркопнево-танта- ло-ниобиево-редкр- земельный	Недифференцирован- ных нефелиновых и ще- лочных сиенитов	Циркопиево- тантало-ниобиево- церневая	Натровый	Цпркониево-таптало- ниобиево-церпевая	Нефелиновых и щелочных сиени- тов	Борсукский
* Курсивом выделены титано-железорудные, железорудные и железо-марганцевые формации.
** Нерасчлепеиные ассоциации рудных комплексов.
ся такие тектонические обстановки, которые отвечают одной стадии раз-
вития (стадии тектонического или тектоно-магматического цикла), сход-
ными — которые отвечают одноименным стадиям тектонического
(тектоно-магматического) цикла разнотипных гсосинклинальных, а так-
же платформенных структур. В связи с различным пониманием текто-
нической терминологии необходимо остановиться на принятом нами
толковании еше нескольких терминов.
Известно, что геосинклинальный процесс * многостадиен; в отноше-
нии его периодизации мнения исследователей расходятся, хотя расхож-
дения, если не учитывать чисто терминологический аспект, не так уж
велики. Под стадией развития геосинклинальных (и платформенных)
структур земной коры мы понимаем отрезок времени, в течение которого
сохраняется один тектонический режим. В эволюции геосинклинальных
структур целесообразно различать три стадии: начальную, среднюю и
заключительную. Они отвечают соответственно океанической, переходной
и частично континентальной стадиям и часто рассматриваются как соб-
ственно геосинклинальный этап, а заключительная — как орогенный
этап. В начальную (доинверсионную) стадию формируется кора океани-
ческого типа с преимущественно базальтовым недифференцированным
магматизмом. Средняя (инверсионная «островодужная») стадия харак-
теризуется созданием сиалической коры; индикатором стадии служит
проявление дифференцированных магматических формаций, в которых
преобладают магматиты среднего состава и значительная роль принад-
лежит кислым магматическим образованиям. В заключительную (ранне-
континентальная, орогенная) образуется собственно континентальная
кора — ее «гранитный слой».
Структуры геосинклинального класса могут быть трех типов:
1.	Ортогеосинклинали (первичные геосинклинали) или структуры
типа «первичных» островных дуг и окраинных морей с проявлением
офиолитового магматизма.
2.	Медиогеосинклинали — вторичные, возрожденные геосинклинали,
для которых не характерен офиолитовый магматизм; к ним относятся
структуры «рифтингового» типа, а также типа «вторичных» островных
Дуг.
3.	Парагеосинклипали — структуры, заложенные на более или менее
зрелой коре континентального типа; эта группа включает структуры типа
магматических поясов и поднятий, магматических впадин.
Каждый отмеченный тип включает богатые, умеренно богатые и
бедные магматическими образованиями структуры (плио-, микто- и мио-
магматичные); их можно назвать соответственно эвгеосинклинальными,
миктогеосинклииальными и миогеосинклинальными структурами. Крат-
кая характеристика всех этих структур (главным образом палеозойских),
а также описание типовых геологоформационных рядов даны в
монографии «Металлогения Казахстана. Типы структурно-формацион-
ных комплексов...», 1977.
При формационном металлогеническом анализе мы различаем
абстрактную и конкретную рудные формации соответственно тому, как
это практикуется в учении о геологических (и, в частности, магматиче-
ских) формациях. Конкретной считается такая рудная формация, которая
строго фиксируется во времени и в пространстве по систематическим
признакам (состав, строение и др.) относится к той или иной абстракт-
ной формации; синонимом этого термина является «комплекс». Абстракт-
ная рудная формация (или формационный тип) представляет собой
* Это процесс эволюции земной коры, который приводит к формированию коры
континентального типа («Металлогения Казахстана. Типы структурно-формационных
комплексов...», 1977).
14
отвлеченное понятие, отражающее такие общие особенности конкретных
формаций, которые повторяются независимо от времени и места.
В приведенных определениях рудных формаций и их рядов нет гипо-
тетических признаков, иначе говоря, выделение абстрактных и конкрет-
ных рудных формаций не зависит от степени разработки таких сложных,
нередко дискуссионных вопросов, как вопрос о генезисе месторождений
и т. д. В числе критериев, по которым выделяются рудные формации,
фигурируют структурно-вещественные и тектонические (общегеологиче-
ские) признаки.
Однако степень изученности структурно-вещественных характеристик
геологических и рудногеологических образований еще не позволяет
достоверно выделять все их естественные парагенезисы, отвечающие
уровню формации. Поэтому совершенно очевидно, что в качестве дру-
гого, определяющего формационную принадлежность геологических
образований признака должна выступать их тектоническая (общегеоло-
гическая) позиция. Минеральные парагенезисы конкретных субформаций
исследованы достаточно хорошо. Вместе с тем их естественные совокуп-
ности, соответствующие принятому нами понятию «рудная формация», в
целом изучены значительно хуже, чем тектонические режимы, опреде-
ляющиеся, как известно, по геологическим формациям. Поэтому текто-
нические режимы и должны служить «пробным камнем» достоверности
выделения рудных формаций. Особенно это надо иметь в виду в связи с
высказыванием некоторых исследователей о том, что в основу определе-
ния рудной формации и формационной систематики рудной минерализа-
ции кладутся гипотетические признаки.
В соответствии с принятым подходом к формационному анализу
рудных образований разработана новая систематика эндогенной рудной
минерализации Казахстана (см. табл. 1). В систематике эндогенной
минерализации «рудная формация» опирается на два наиболее устойчи-
вых и достаточно легко распознаваемых признака: а) устойчивый набор
рудных элементов, б) определенная тектоническая обстановка, на фоне
которой формируется пространственно совмещенная ассоциация геоло-
гических и рудных формаций.
Мы отдаем себе отчет в том, что предлагаемая систематика еще
несовершенна, нуждается в доработке и дополнении, но она, как нам
представляется, может быть положена в основу исследований по регио-
нальной и теоретической металлогении и, следовательно, в основу прог-
нозных построений.
Принятый подход к формационному анализу минерализации и выте-
кающая из него систематика рудных формаций обеспечивают:
1.	Более обоснованнойвыделение естественных рудноформационных
рядов разного типа, что позволяет проследить эволюцию состава и мас-
штабов рудной минерализации в процессе формирования земной коры.
2.	Предвидение возможности обнаружения характерных для различ-
ных рудноформациоппых мегарядов недостающих, следовательно, пока
не обнаруженных их звеньев — минеральных типов (субформаций), руд-
ных формаций и даже рудпоформационных рядов.
3.	Возможность оценки практического значения одинаковых или
сходных по вещественному составу минеральных месторождений, относя-
щихся к разным формационным рядам и, естественно, отличающихся
различными масштабами оруденения.
ИСТОРИЯ ИССЛЕДОВАНИЯ ГЕОЛОГИИ
ГЛАВНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Изучение железных руд в Казахстане началось с открытия наиболее
древних железистых кварцитов. Первые упоминания о них из окрестностей
пос. Карсакпай находим в работах экспертов акционерного общества
«Атбасарскне медные руды» С. X. Болла и Моргана в 1910 г., которые
кратко описали их морфологию. Позднее М. М. Пригоровский в 1917 г.
железистые кварциты отнес к гидротермальным образованиям.
И. С. Яговкин по результатам съемочных работ в 1927 г. описал вмещаю-
щую сланцево-кварцитовую толщу, зеленокаменные эффузивы рассмот-
рел как метаморфизованные интрузивные тела и высказал предположе-
ние об осадочно-метаморфогенном происхождении железистых кварци-
тов. Первые разведочные работы на железо па месторождениях Балбраун
и Керегетас, как и вообще в Казахстане, были начаты в 1931 г. по
инициативе и под непосредственным руководством К. И. Сатпаева и про-
должены И. В. Дюгаевым и С. Г. Анкиновичем до 1942 г. с подсчетом
запасов и утверждением в ВКЗ. В 1947—1950 гг. разведочные работы в
этом районе были возобновлены практически на всех выходах джеспили-
тов Карсакпайского бассейна (Белеуты, Джийде, Дюсембай, Каражал,
Каратас, Каратюбе, Сазтгобе, Боздак, Караш, Арыстантау, Джеты-
кыз, Колдыбайшокы) и произведен генеральный подсчет запасов
М. Р. Узбековым (1960). Одновременно проводились тематические ис-
следования Ю. И. Половинкиной (1952, 1956), М. С. Марковым (1958,
1959), И. Ф. Трусовой (1960), Л. И. Филатовой (1962, 1964, 1970), С. Б. Ро-
зановым (1971, 1976), которые для Карсакпайской зоны разработали
стратиграфию вмещающих толщ, определили основные закономерности
размещения железистых кварцитов, высказали и обосновали их вулкано-
генно-осадочное происхождение. Разведочные работы, проведенные
Н. А. Беркалисвым в 1967—1970 гг., раскрыли перспективы известных
Гвардейского и Жуантобинского рудопроявлений железистых кварцитов
в центральной части Бетпак-Далы. На Северном Улутау и Ишимской
Луке Е. К. Конусбаев и А. С. Кумалаков разведали Ащитастинское, Мир-
ное и Шолаксандыкское месторождения, а сотрудники ИГН АН КазССР
(Бекмухаметов и др., 1971, 1973, 1974) изучили особенности метаморфиз-
ма железистых кварцитов на контакте с гранитоидами и выделили кон-
тактово-метаморфический тип месторождений в Северном Улутау и
Ишимской Луке.
Первые геологоразведочные работы на скарново-магнетитовых
месторождениях были проведены в Кентюбе М. П. Русаковым в 1924 г. На
16
основании пройденных мелких шурфов он составил геологические карты
рудного поля и прилегающего района, установил контактово-метасома-
тический тип месторождения. Затем это месторождение изучали с при-
менением глубокого бурения Ж- А. Айталиев (1930—1932 гг.), Е. А. Не-
мов и В. А. Иванов (1946—1950 гг.) и с 1960 г. — Ю. И. Сергийко,
Ю. А. Шелехов, С. Хамзин. В результате были открыты и разведаны
месторождения Тогай I, II, Батыртас и Сарыбулак. Вопросами вещест-
венного состава и генезиса этих месторождений долгое время занимался
А. Д. Курбанов (1967), который подтвердил пространственную и генети-
ческую связь скарнов и магнетитовых руд с гранитоидами интрузий То-
парского комплекса.
Первые геологические исследования месторождения Каратас отно-
сятся к 1933 г., когда М. П. Русаков провел геологическую съемку
района, кратко описал участок Каратас II и высказал предположение о
контактово-метасоматическом происхождении руд. Геологоразведочные
работы на Каратасе, начатые А. Е. Репкиной в 1937 г., были продолжены
Н. М. Засимовским в 1940 г. и А. А. Куденко в 1942 г., но все они оценили
его как мелкое непромышленное месторождение. Лишь по результатам
работ 1959—1961 гг. на участках Каратас I, II, III, IV и Северо-Западный
геологами Агадырской и Балхашской ГРЭ ЦКТГУ К- Д. Пилипенко,
А. В. Горским, А. М. Трубниковым, А. И. Сериковым и др. были уста-
новлены промышленные запасы руд меди, молибдена, железа и цинка.
В ИГН АН КазССР вопросами геологии месторождения занимались в
разное время Л. А. Мирошниченко, Н. Т. Кулкашев, К. С. Газизова,
Г. Н. Щерба, Ю. А. Сергийко, А. Н. Нурлыбаев, В. И. Старов. 3. Т. Тиле-
пов (1968) показал связь скарнов и медно-магнетитовых руд с диорита-
ми среднекарбонового возраста и редкометалльного оруденения с перм-
скими аляскитовыми гранитами. Однако Г. Н. Щерба и др. (1968), как и
по Кентюбе-Тогайской группе месторождений, высказал точку зрения о
вулканогенно-осадочном происхождении железорудных тел Каратаса.
Месторождение Атансор в Северном Казахстане открыли в 1930 г.
А. П. Балушев и Е. Д. Шлыгин. К его разведке приступали несколько
раз: в 1940—1941 гг. Г. С. Сафаргалиев и А. А. Данилова, в 1948—
1949 гг. А. А. Куденко, которые оценили его как мелкое непромышлен-
ное. Только после повторной магнитометрической съемки и рекомендаций
И. К- Козыриной, В. И. Бреуса и др. с 1954 г. С. Г. Магамедов и позднее
Ю. А. Сергийко разведали ряд рудных тел с падением под интрузию,
вскрыли слепое тело второго рудного горизонта, выявили и изучили
месторождения Тлеген и Кузган, установили закономерную связь оруде-
нения со становлением интрузий крыккудукского комплекса.
В послевоенные годы были открыты и разведаны большая группа
месторождений Главного железорудного пояса Тургайского прогиба,
Киякты-Иргизская группа в Мугоджарах, Ирису в Таласском Алатау и
Холзунское, Родионов Рог на Алтае. С 1949 г. в северной части Валерья-
новской зоны начались планомерные магнитометрические съемки и уже
в первый год работ были обнаружены Куржункульская и Козыревская
аномалии, проверка которых подтвердила их рудную природу. В 1949 г.
летчиком М. Г. Сургутановым открыта Сарбайская магнитная аномалия.
В результате съемочных работ, проведенных Е. Б. Бельтневым, В. П. Су-
хачевым, М. Ш. Вайсом, В. П. Носиковым и другими сотрудниками
Уральского геофизического треста, открыты Соколовская, Канарская,
Ломоносовская аномалии. С 1949 г. разведуются Сарбайское, Соколов-
ское, с 1950 г. — Канарское, Ломоносовское, Адаевское, Бенкалпнское,
Елтайское, с 1952 г. — Давыдовское, с 1956 г. — Алешинское, с 1958 г.—
Шагыркульское, с 1960 г.— Сорское месторождения. Разведка этих
месторождений завершилась в основном в 60-е годы, но на Канарском
2-210
17
месторождении до сих пор ведутся геологоразведочные работы. Вопросы
геологии, вещественного состава и генезиса изучали ведущие научные
центры страны и республики, местные геологические силы разведочных
и тематических партий. Результаты этих работ, обогатившие науку о
рудных месторождениях и практику разведки, обсуждались на выездной
сессии Академии наук СССР и КазССР в 1952 г. и на Всесоюзном сове-
щании по металлогении Зауралья в 1970 г. Уже первые обобщения раз-
ведочных данных по геологическому строению рудных полей и вещест-
венному составу скарнов и руд позволили отнести эти месторождения к
контактово-метасоматическому типу; были приняты соответствующие
направления и методы ведения разведочных работ, оказавшиеся весьма
эффективными. В настоящее время разведанные запасы полностью под-
тверждаются эксплуатацией руд в карьере ССГОКа. Разнообразие строе-
ния и особенности локализации и формирования месторождений Тургай-
ского прогиба позволили Г. А. Соколову (1959) наметить основу
генетической классификации, получившей всеобщее признание и под-
тверждение в других регионах страны. В общем типе контактово-мета-
соматических месторождений им выделены скаполитовый, скарновый и
водпо-силикатный подтипы, отличающиеся минеральным составом и тем-
пературой формирования. А. М.. Дымкин (1966) значительно детали-
зовал эту классификацию: ввел в нее фактор глубинности и структурно-
морфологические особенности рудных тел. В совместно выработанной
классификации (Соколов, Дымкин, 1967) к фации умеренных глубин
отнесены месторождения скаполитового и скарнового подтипов и к при-
поверхностной фации — месторождения скарново-гидросиликатного и
гидросиликатного подтипов, которые соответственно приурочены к интру-
зиям гипабиссальной и субвулканической фаций и имеют свои особен-
ности локализации. Предпринятое А. Е. Бекмухаметовым (1962, 1965,
1970) сравнительное изучение месторождений различных подтипов и
детальное изучение нерудной примеси в магнетитовых телах показало,
что такое разделение в какой-то мере условно уже потому, что встреча-
ются многочисленные месторождения со смешанной околорудной мине-
рализацией, представляющей непрерывный ряд первично-реакционного
минералообразования в условиях температурного градиента, а в интру-
зивных массивах сарбайско-соколовского комплекса имеются постепенные
переходы от габбро и диоритов, относимых к гипабиссальпой фации, к
интрузивным порфиритам краевой и апикальной фаций даже в пределах
одного массива (Бекмухаметов, Бекботаев, 1969). Пространственная
связь магнетитовых месторождений с магматизмом, особенно с интрузив-
ным, была отмечена еще Г. А. Соколовым (1958) и II. Е. Мазиной (1958).
А. М. Дымкин (1962) эту связь рассматривал как парагепетическую,
предусматривающую в качестве источника рудоносных растворов «глу-
бинные части магматического очага, из которого также возникали
контактирующие с рудами интрузивные породы». Большая группа со-
трудников ЛГИ, возглавляемая Н. В. Ивановым, Г. С. Поротовым,
И. И. Руденко, опубликовала ценные материалы по вопросам генезиса,
геохимии, петрографии, минералогии и структурного строения отдельных
месторождений. Вопросам геологии, генезиса и структурного строения
рудных полей посвящены многолетние работы В. М. Щербака (1965,
1969), П. И. Кобзаря (1968), А. И. Москаленко (1968, 1969), И. А. Ко-
чергина (1970), X. Г. Шангиреева (1971), В. И. Алексеева (1973) и др.
Все исследователи скарново-магнетитовых месторождений Тургайского
прогиба считают, что рудная и околорудпая минерализация возникла в
результате реакционных метасоматических процессов после становления
плутонов. Такого же мнения придерживаются геологи, исследующие
классические контактово-метасоматические месторождения Урала (Бак-
18
ласв, 1973) и Сибири (Павлов, 1975). В. В. Богацкий и Ш. Д. Курцерайте
(1966) месторождения магнетитов юга Сибири и Тургая относят к единой
рудной формации каледонид. Они пришли к выводу о близком сходстве
условий их формирования и дали для них общие поисковые признаки.
Совершенно иная точка зрения на генезис месторождений Тургайского
прогиба у Г. М. Тетерева (1966), который считает их происхождение
вулканогенно-осадочным. Такого же мнения Г. Н. Щерба (1967). Гипоте-
зы полигенпого происхождения руд придерживаются О. М. Чугуевская,
Н. М. Беляшов, II. П. Новохатский (1967). Основанием для выделения
вулканогенно-осадочного типа являются железистые ритмиты с убогим
содержанием железа, впервые найденные П. Н. Кобзарем и детально
исследованные В. М. Щербаком (1969), А. М. Дымкиным и В. М. Щер-
баком (1973), которые признали их непромышленными по масштабам
проявления и локальными по распространению (только в туффитах
месторождений Елтай I, II и IV). О. М. Чугуевская, Н. М. Беляшов и
И. П. Новохатский к этому типу отнесли все месторождения Тургайского
прогиба. Еще в 1957 г. Г. А. Соколов установил убоговкрапленные магне-
титовые руды в Давыдовском массиве и отнес их к гистеромагматиче-
скому типу.
В Иргизском синклинории Мугоджар поисково-разведочные работы
на железорудные месторождения начались в 1960 г. с предварительной
аэромагнитной и последующей детальной гравимагнитной съемки
(Б. И. Комиссаров, А. П. Бачин и др.). В результате было определено
более шестидесяти магнитных аномалий. При проверке бурением уста-
новлена рудная природа около двух десятков аномалий. С 1960 по
1965 г. геологами Актюбинской комплексной геологоразведочной экспе-
диции А. Д. Карповым, Б. В. Пилия, С. В. Горшениным и др. разведаны
Иргизское, Кияктинское, Узынсорское и Ушкольское месторождения.
Научно-исследовательские работы здесь выполняли П. И. Кузнецов
(1968), который на основе геолого-структурных исследований региона
изучал особенности размещения месторождений, и А. Е. Бекмухаметов,
А. А. Жунусов и Н. Л. Панкратова (1977), которые провели геолого-
структурное, минералого-петрографическое изучение пород и руд место-
рождений. Все исследователи единодушны во взглядах на контактово-
метасоматическое происхождение месторождений Иргизского синклино-
рия и аналогичность их с месторождениями Валерьяновского синкли-
нория.
Ирисуйское месторождение в Таласском Алатау открыто в 1921 г.
А. А. Шильниковым, по геологоразведочные работы были начаты Ири-
суйской ГРЭ Главгеолуправлспия УзССР под руководством И. М. Сафо-
нова лишь в 1954 г. и завершены после подсчета запасов на железные
и медные руды в 1960 г. Изучение месторождения показало, что сформи-
ровано оно в связи со становлением щелочной интрузии в толщах, медно-
магнетитовые руды ассоциируют с магнезиальными и известковыми
скарнами (Абдрахманов, 1965). Мелкие магнетитовые месторождения,
связанные с магнезиальными скарнами, установлены также среди до-
кембрийских гранито-гнейсов Кокчетавской глыбы (Лисицын, 1970) и
Кендыктасского поднятия в Чу-Илийской зоне (Панкратова, 1977).
В Рудном Алтае известно девять скарново-магнетитовых месторож-
дений и рудопроявлепий. Наиболее крупные Холзунское месторождение
(обнаружено в 1951 г.) и Родионов Лог (в 1953 г.). Разведка и освоение
месторождений Алтая имеют важное значение для снабжения сырьем
Новокузнецкого металлургического завода. О генезисе и размещении
этих месторождений нет единого мнения. А. С. Калугин (1970) и в по-
следнее время И. А. Калугин (1976) считают эти месторождения вулка-
ногенно-осадочными с последующим метаморфизмом в связи с кон-
19
тактовым воздействием поздних интрузий и под влиянием тектониче-
ских деформаций в мобильной зоне глубинного разлома. К контактово-
метасоматическому типу эти месторождения относят Я. В. Жеваго (1974),
А. Г. Каримов, А. Е. Шлыгин и Е. С. Шуликов. Исследования А. Е. Бек-
мухаметова (1976) показали, что эти месторождения по условиям фор-
мирования являются диплогенетическими.
Важной вехой в обеспечении железо-марганцевым сырьем являются
разведка и изучение месторождений атасуйского типа. Начало геологи-
ческим исследованиям положил И. С. Яговкин (1927), описавший Боль-
шой и Малый Ктай и Бестюбе. Первые геологопоисковые и съемочные
работы были проведены в 1931 г. И. Г. Николаевым, обнаружившим
выходы железных руд на сопках Каражал и Жумарт, затем В. Ф. Беспа-
лов, Н. М. Салов открыли месторождение Клыч.
С 1939 г. начаты геологоразведочные работы на месторождениях
Большой Ктай и Каражал. Одними из первых разведчиков на Каражале
были Н. П. Херувимова и А. К- Конев (1939—1941 гг.). Месторождение
Ктай разведывалось В. Н. Ивановым, Н. И. Вятчинниковым и др. (1939—
1947 гг.). В дальнейшем разведкой Ктая и Каражала занимались
Г. С. Момджи, С. И. Чайкин (1942—1947 гг.), В. И. Кавун (1942—
1965 гг.), С. Д. Батищев-Тарасов, И. Ю. Дюгаев, М. Н. Рожко, А. Н. Лас-
товка, Д. Л. Верк и др. (1918—1959 гг.).
С 1940 г. на Атасу стали проводиться геофизические работы, сыграв-
шие значительную роль в изучении рудного района, а также в установ-
лении его перспектив на комплексное оруденение (Атасуйская геофизи-
ческая экспедиция Казгеологоуправления и Казгеофизтреста). В резуль-
тате выявлены западная часть месторождения Западный и Южный
Каражал, месторождения Тамара, Северный Клыч, Акшагат. В 1950 г.
было открыто железо-марганцево-полиметаллическое месторождение
Жайрем (А. В. Строителева, Т. Г. и А. Г. Каймирасовы, Ю. Ф. Анашин).
В этот же период обнаружено полиметаллическое оруденение на уже
известных месторождениях Бестюбе, Ктай, Каражал, Керегетас, Кентю-
бе, Камыс, Сопка, Жумарт и др. С этого времени Атасуйские месторож-
дения стали рассматриваться как комплексные — железо-марганцево-ба-
рит-полимегаллические. В 1959 г. были открыты комплексные месторож-
дения Ушкатыи II и III (А. А. Рожнов, Е. И. Бузмаков, В. Я. Середа,
В. А. Кличников и др.).
С конца 50-х годов по 1975 г. обобщались материалы геолого-геофи-
зических исследований с составлением карт глубинного строения и про-
гнозирования (Казгеофизтрест), а также проводились комплексные
исследования геологии и металлогении района ИГН АН КазССР
(А. М. Садыков, И. П. Новохатский, И. И. Бондаренко, М. М. Каюпова,
Г. Н. Щерба, Н. М. Митряева, Т. Г. Каймирасова, К. М. Муканов,
Д. Н. Муратова, А. Н. Дегтярева и др.), ИГЕМ, ГИН АН СССР, ЛОПИ
(Д. Г. Сапожников, Е. А. Соколова, А. Т. Суслов, В. В. Калинин,
Ю. А. Ходак, Е. М. Грибов и др.), тематическими партиями Министер-
ства геологии КазССР, в результате которых были освещены вопросы
о закономерностях образования и пространственного размещения место-
рождений атасуйского типа и даны рекомендации по направлению их
поисков.
Относительно генезиса железо-марганцевых месторождений Ата-
суйского района существовали различные точки зрения. И. С. Яговкин,
К. И. Сатпаев, М. П. Русаков, Н. М. Салов атасуйские железо-марганце-
вые месторождения относили к гидротермально-метасоматическому
типу, а А. Г. Бетехтин отнес их к осадочному метаморфогенному. Затем
к ним присоединились И. В. Дюгаев, И. С. Чайкин, В. И. Кавун. Кроме
того, существовала третья гипотеза — двухэтапного формирования место-
20
рождений. Согласно ей, осадочное рудоотложение первого этапа связы-
валось с эффузивной деятельностью подводного характера, сопровождав-
шейся выносами гидротермальных растворов, содержащих соединения
железа, марганца и кремния. Во второй этап сингенетичные вмещающим
породам руды железа и марганца были преобразованы под влиянием
контактового метаморфизма и последующего воздействия гидротермаль-
ных растворов (Херувимова, Конев, 1941). В последующие годы к виво
о вулканогенно-осадочном происхождении атасупских железо-марган ;с-
вых руд пришли также А. В. Строителева, А. К. Алексеевский, Г. А. Со-
колов, И. П. Новохатский, О. Н. Островская, М. М. Каюпова, В. В. Ка-
линин, Д. Г. Сапожников, А. А. Рожнов, Г. Н. Щерба и др.
Наиболее крупные марганцевые месторождения Жезды, Жаксыкотр,
Каратас установлены в Джезказган-Улутауском районе. Месторождение
Жаксыкотр, открытое в 1961 г. геологом Ю. И. Марьинко, разведывалось
Джезказганской ГРЭ и изучалось группой геологов МГУ. На месторож-
дении Каратас детальные исследования проводил Е. А. Немов. Литоло-
гию и палеогеографию месторождения и его районов изучала Т. Г. Кай-
мирасова.
На генезис марганцевых месторождений имеются четыре точки зре-
ния. Исследователи месторождений Жезды и Каратас И. С. Яговкин,
К. И. Сатпаев, М. П. Русаков, И. И. Бок, Н. Р. Богданчиков и др. относят
их к гидротермальному типу. А. Г. Бетехтин, Д. Д. Топорков, Е. А. Не-
мов, А. С. Богатырев считают эти месторождения первично-осадочными.
П. М. Каниболоцкий, А. А. Максимов и др. придерживаются латерально-
секреционной гипотезы. О. А. Мазарович, Т. Г. Каймирасова и др. отно-
сят их к гидротермально-осадочному типу.
Мелкие железо-марганцевые и марганцевые месторождения и рудо-
проявления установлены также в Приишимье, Каратау и Чу-Илийском
рудном поясе.
На руды месторождений бурых железняков стали обращать внимание
и изучать только в послевоенные годы. Разведывались они по рекоменда-
ции специальной Аятской правительственной экспертной комиссии во
главе с академиками И. П. Бардиным и К. И. Сатпаевым лишь в 1946—
1950 гг. Аятской экспедицией Уральского геологического управления под
руководством Д. Д. Топоркова и М. Р. Узбекова. В 1949 г. началась раз-
ведка Лисаковского месторождения оолитовых железных руд, которые
в настоящее время эксплуатируются. В последние 15—20 лет исследова-
лись месторождения титано-магнетитовых руд в Мугоджарах, Зауралье,
Тургайском прогибе, в районе Ишимской Луки (Бекмухаметов, 1974),
установлены перспективные рудоносные массивы в Чу-Илийском рудном
поясе (Бекмухаметов, Панкратова и др., 1980), но должного внимания
месторождениям этого типа до сих пор не уделялось. Остаются слабо
изученными руды сидеритовой формации, хотя перспективы на поиски
месторождений этого типа огромны.
В настоящее время поиски и разведка новых железорудных и желе-
зо-марганцевых месторождений в Казахстане становятся все более
актуальной задачей геологической службы и науки. Эта проблема может
быть успешно решена с помощью металлогенического анализа террито-
рии республики и выявления закономерностей размещения полезных
ископаемых.
СИСТЕМАТИКА РУДНЫХ ФОРМАЦИИ
ЖЕЛЕЗА И МАРГАНЦА
Наиболее распространенной классификацией титаново-железоруд-
ных, железорудных и железо-марганцевых месторождений является
генетическая (Смирнов, 1965; Бок, 1970, 1974; Вольфсон, Дружинин,
1975 и др.}, в которой они рассматриваются совместно с месторождения-
ми всех видов полезных ископаемых. Кроме того, имеются генетические
классификации месторождений железа и марганца и даже отдельных их
генетических типов с выделением минеральных подтипов или фаций
(Соколов, 1958; Марков, 1959; Соколов, Дымкин, 1967; Жариков, 1968;
Шабынин, 1978; Бекмухаметов, 1978).
С развитием учения о рудных формациях разрабатываются класси-
фикации как с учетом генетических особенностей месторождений и их
связи с геологическими формациями (Магакьян, 1955; Кузнецов, 1967;
Соколов, 1967; Соколов, Григорьев, 1974; Бекмухаметов, 1978), так .и
исключительно по геолого-тектоническим параметрам (Момджи, Пасту-
шенко, 1963; Момджи и др., 1970; Калугин, 1970; Момджи, 1972, Формо-
зова, 1973).
За рубежом помимо генетической и формационной систематики
широко бытует эталонная типизация с выделением групп месторождений
типа Алгома, Верхнее озеро, Кируны, Катонга и т. д. У нас такая
типизация применяется в основном для месторождений со спорным гене-
зисом — джездинский, найзатасский (Максимов, 1958), атасуйский
(Щерба, 1967), криворожский (Формозова, 1973).
В настоящей работе в основу систематики титаново-железорудных,
железорудных и железо-марганцевых месторождений Казахстана поло-
жен формационный принцип, изложенный во введении. Из шестнадцати
выделенных эндогенных рудных формаций четыре титаново-железоруд-
ных, шесть железорудных и шесть железо-марганцевых (табл. 2). Среди
них титаново-железорудные формации — плутоногенные, железо-марган-
цевые и часть железорудных стратиформных месторождений — вулкано-
генные (в составе минеральных типов содержат кварц); скарновые
месторождения железа пространственно и генетически связаны с вулка-
но-плутоническими ассоциациями. Главные рудообразующие минералы
месторождений отражены в минеральных типах, которые подчеркивают
металлогеническую сущность и особенности выделенных рудномагмати-
ческих формаций, их рядов и мегарядов. Для месторождений комбини-
рованного или диилогепетического типов (Холзунское, Маркакуль и т. д.)
22
Таблица 2. Эндогенные формации руд железа и марганца Казахстана
Мегаряды формаций		Ряды формаций		Формации				Минеральный тип	Месторождение
				вулканогенные		плутоногенные			
родных	магматических	рудных	магмати- ческих	рудные	магмати- ческие	рудные	магмати- ческие		
1	2	3	4	5	6	7	8	9	10
Фосфорно-ва- надиево-тита- ново-медно- марганцево- железорудный	Недифферен- цированных базальтово-габ- брсвых	Медно-ва- надиево- марганцево- титаново- железоруд- ный		Фосфор, но-марган- цево-желе- зорудная	Спилито- диабазовая			Кварцево-апа- тит-браунит-гаус- ман ит-манган ито- вып	Косистек
						Медно-ва- иадиево-ти- таново-же- лезорудная	Габбровая (дунит-габ- б] овая)	Лвгит-ильменит- титаномагиетито- вый Г ранат-пирок- сен-пирротин- халькопирит-маг- нетитовый	Велиховское, Херсонское, Ка- раобинское, Сюн- дуктауское, Джангизтауское Джангалинское, Велиховское, (скарновый учас- ток)
				Медисто- сернокозче- данно-мар- ганцево.же- лезорудная				Кварц-пирит- браунит-магнетит- гематитовый (тип железистых квар- цитов) Кварц-пирит- пентландит-брау- нит-магнетит-ге- матитовый (тип железистых квар- цитов) Кварц-гематит- магнетит-брауни- тов ый	Таймасшоко, Карабайшоко Косагалы, Туяк Жаксы, Тасоба
Продолжение таблицы 2
1	2	3	4	5	6	7	8	9	10
Железо-мар- ганцево-золо- то-молибдено- во-цинково- медный	Нерасчле- ненных после- довательно и контрастно дифференциро- ванных базаль- тово-габбро- плагиолипарит- плагиогранит- ных	Марганце- во-золото- молибдено- во-медно- цинковый	Натрие- вый	Железо- марганцевая Фосфор- но-медио- свинцово- цинково- железоруд- ная	Базальт- липаритовая			Кварц-магиетит- браунит-гаусма- нитовый Кварц-гематит- браунит-гаусма- нитовый Кварц-магнетит- гематитовый Гранат-апатит- хлорит-амфибол. кварц-гематит- магнетитовый	Карамола, Яб- лоновое Шуулдак Гвардейское, Кендымское. Бал- браун, Керегетас, Ащитасты, Шолоксандык, Мирный
Золото-сереб- ряно-молибде- ново-медно-же- лезорудно- свинцрво-цип- ковый '	Контрастно дифференциро- ванных базаль- тово-габбро-ли- парит-гранито- вых и монцо- нит-сиенито- вых	Золото- молибдено- во-железо- медно-свин- цово-цинко- вый	С незако- номерным соотноше- нием Щело- чей	Свннцово- цинково- фосфорно- железоруд- ная	Кварц-ке- ратофнро- вая		Габбро- п 1агиогра- ннювая	Кварц-хлорит-ге- матит-магнетито- вый Амфибол-апатит- магнетитовый (метаморфиче- ский)	Холзунское, Родионов Лог Маркаку ль, Холзунское, Родионов Лог
				Сернокол- чеданно-ти- та ново-же- лезорудная	Андезито- липарнтовая	Золото- молибдено- во-медно. титаново- железоруд- ная	Габбро- г ранит-пла- гиогранию. вая	Кварц-кальцит- плагиоклаз-магне- тит-гематитовый Диопсид-альбит- скаполит-титано- магнетитовый Авгит-оливин- титаномагнети- товый Флогопит-амфи- бол-магнетитовый	Ел тайская группа Давыдовское, Введенское Надеждинское, Аккаргинское Куржункуль- ское, Елтай II. Шагыркульское
Золото-ре-
ниево-мо-
либденово-
медно-желе-
зорудный
Мышьяко-
во-свинцо-
во-цинково-
железо-зо-
лото-сереб-
ряно-молиб-
деново-мед-
ный
Калиево.
натриевый
Нормаль,
ной щелоч
ности
			Флогопит-амфи-	Канарское, Со-
	Золою-	Габбро-	бол-пироксен- альбит-скаполит- магнетитовый Флогопит-пи- роксен-магнети- товый Гранат-пирок- сен-магнетитовый Авгит-ильме- нит-титаномагне- титовый Гранат-пирок-	коловское, Сар- байское Адаевская груп- па, Елтай III, Бенкалинское Ломоносовское, Талкульское, Глубоченское, Иргизское, Але- шинское, Кияк- тинское, Узын- сорское, Ушколь. ское Атамлы-Карасу Атансор, Куз-
	молибдено-	гранит-пла-	сен-дашкесаиит-	ган
	во-медно- кобальтово-	гиограниго- вая	магнетитовый Гранат-пирок-	Тлеген, Черная
	железоруд- ная Железо.	Гранодио-	сен-магнетитовый Граиат-пирок- сен-амфибол-маг- нетитовый Гранат-пирок-	пика Кен тюбе, Ба- тыртас Сарыбулак
	молибдено- во-медная	рит-грани- товая	сен-кварц-апатит- актинолит-пи- рит-магнетито- вый Пироксец- кварц-актииолит- магнетитовый	Северная ано. малия
1	2	3	4	5
	Последова- тельно диффе- ренцирован- ных трахиба- зальтово-эссек- сито-трахито- сиенитовых и базальтово-не- фелино-сиени- товых	Фосфор- но-титано- во-медно- железоруд- ный	Щелочно- мафитовый	Фосфор- но-тИтано- во-железо- рудная
				
		Баритово- свин цово- цинково- фосфорно- ванадиевый	С незако- номерным соотноше- нием щело- чей	Рениево- молибдено- во-железо- марганцево- баритово- фосфорно- ванадиевая
Окончание таблицы 2
6	7	8	9	10
Щелоч. ных базаль- тов, трахи- базальтов, трахитов			Авгит-апатит- титаномагнетит- магнетитовый	Даубаба
	Редкоэле- ментно-фос- форно-тита- ново-мед- но-железо- рудная	Щелочных габброидов. щелочных и нефелино- вых сиени- тов	Авгит-апатит- ильменит-титано- магнетитовый Флогопит-пи- роксен-апомагне. зиально-кобаль- тин-пирит-халь- копирит-магнети- товый	Масальское Ирису
Базальто- вая и ба- зальт-трахи- товая, габ- бро-снени- товая			Анкерит-писто- мезит-сидеропле- зитовый Мангано-каль- цит-манганито- ВЫЙ	Абаил Тюесай
Железо-мар- ганцево-фос- форио-в'ана- диевэ-барито- во-медно-свин- цово-цииковый	Комагматич- ных ассоциа- ций с незако- номерным ти- пом дифферен- циации	Железо, марганцево- германиево- медно-свин- цово-цин- ковый	Калиевый	Железо, марганцево- свицово- цинково-ба- ритовая Свинцово- цинково- германиево- железо-мар- ганцевая в ассоциации с баригово- медно-свин- цово-цинко- воп	Калиево- базальтово- трахитовая	Баритово- медио-свин- цово-цин- ковая		Кварц-якобсит- родохрозит-родо- нит-гематит-маг- нетитовый в ас- социации сбарит- сфалерит-гале- нит-пиритовым Кварц-якобсит- мангано-кальцит- гаусманит-брау- нит-магнетит-ге- матитовый в ас- социации сбарит- коронадит-халь- копирит-пирит- сфалеритовым Кварц-гематит- мангано-кальцит- браунитовый Гематит-манга- нит-браунитовый в ассоциации с ба- рит-голландит- коронадит-гаус- манит-гематито- вым	Бурултас Каражал, Ктай, Ушкатын. Жо. март, Акшагат, ЕЬоинтас Муржик, Кара- тас Джезды, Жак- сыкотр, Кулан- кетпес. Марганец 11. Акжар-Сары- тумское
* Магматические формации, связь оруденения с которыми предполагается
ЖЕЛЕЗОРУДНЫЕ ФОРМАЦИИ
1 - Медло-оаяадиево-лшлюяв яселеюрубяая	о	VI - ЗСелеза  моАлббеярбо -	О
Г 1 - фо&роряо Mefap -сямцою цимимв жсмзоруд&аг		vii_ Рхваево-ярАабдеяого-акРАезр- марваяцгео' “« Ъскч/rot о- ахзсфорлр- ваяадс/ееоя	
Ш-	реермяр -мы трудная		vtit 'Аебяомёмеляин -	- • '	- -мыс тесала я	
IV -Золото	-жеАС&орубж'я	<г>	•у <x?z4tj{7 лсарганаега-сылгцрео- цинеола- •Л saw/fTWeo#	
V	ЫиЗЗд Ово'лМбнС- Ki W£A’7£W-	<г>		
МАГМАТИЧЕСКИЕ ФОРМАЦИИ	ТИПЫ ЖЕЛЕЗОРУДНЫХ ЗОН		ВМЕЩАЮЩИЕ СТРУКТУРНО-ФОРМЩИСННЫЕ ЭОНЫ
Габброгая (брлшл-глббробия)	Вглз/хобсяла ?	g о	^-б&л/иалапгя, {г Зелевовамеявал. 1 s - Р£&лаир -PatiAUWGsrcw
6аЗ£ГА0Л7- А£/ЛОрЛЛ7С&?Я	ЛбрааялабсяА/б г	4	II. У/угарсхал \\^i/ppcwp. ^-Зоялллтсгбекал Ik брела /ларсга».\\ъ
Млрц - келатоф&ршшя у лол&рр- ЛАавшюранилпмая			
	ЯА/лайС7(и&	-±_ <^>	?п- холм/щко Сарб/Рсавуплвсхая Hi2- Арбясо'лгтюР свая
Ан&езшяо-льл?аррл7о&0я л рсвбРо- гранил?-леагиргракшя.	t	ч <^>	W - £a4epp.pwfcM7Pi 1Уг Рргшмжн?, \У^ -бАмсая ЗрсгскаР. \^Сарссгая-ееггра Савская. iv6- \/Kop-W6''A'o- Усрская
Анбеза/лгдилада/ро&я v граве - дааршл- гранимоеая У&лир/ла-/лррриеешо-нарбр- на/лноя & щелочла-габбраад- нал	A/awcppowi/	в	
			Vi - ОлгаляялРлар Vz - Делияяовекая
	/(ел/пюбамлшй Абсгалвслаа		VI,' Аяжсгл-Урлеяслая^ VIt- Ьаяяарллрл-ая -байроюрсмм. ми-кара/лауслая
	/Зрлсрбслрл		УШ,* £o6Kppppefcapf УШг-Карал7арсяая
A'pPAiBi/C/nO- KOp6tWa/7W0~ /празги&азалёяюроБг	Amaejrveta/i ||	1	'.^-Агасря-
Рис. 1. Обзорная карта главнейших железорудных поясов и зон Казахстана (составле-
на А. Е. Бекмухаметовым на структурно-формационной основе, предложенной А. А. Аб-
дулиным (1973) и Г. Ф. Ляпичевым (1977):
1 — границы железорудных поясов и зон: а — установленные, б—предполагаемые; 2 —
время проявления основной железорудной формации пояса; 3 — площади, лишенные
или с весьма слабым проявлением железорудной минерализации; 4 — разломы
в таблице указаны минеральные типы исходного рудного субстрата и
преобразованных разностей руд.
К промышленно-ценным в Казахстане относятся следующие рудные
формации: фосфорно-ванадиево-титаново-железорудная (особенно апа-
тит-ильменит-титаномагнетитовый минеральный тип), медно-ванадиево-
титаново-железорудная (все минеральные типы), медисто-серноколче-
данно-марганцево-железорудная и фосфорно-медно-свинцово-цинково-
железорудная (тип железистых кварцитов), свинцово-цинково-фосфорно-
железорудная (амфибол-апатит-магнетитовый тип), серноколчеданно-
28
железорудная, золото-молибденово-медно-кобальтово-железорудная, же-
лезо- молибденово-медная и редкоэлементно-фосфорно-титаново-медно-
железорудная (минеральные типы скарновых месторождений, особенно
смешанный тип гигантских месторождений: флогопит-амфибол-пироксен-
скаполит-магнетитовый), рениево-молибденово-железо-марганцево-бари-
тово-фосфорно-ванадиевая (анкерит-пистомезит-сидероплезитовый тип),
железо-марганцево-свинцово-цинково-баритовая (кварц-якобсит-манга-
но-кальцит-гаусманит-браунит-магнетит-гематитовый тип) и баритово-
медно-свинцово-цинковая (гематит-манганит-браунитовый тип), разме-
щение которых по структурно-металлогеническим зонам отражено на
карте железорудных поясов Казахстана (рис. 1).
Металлогенический анализ рассматриваемых руд черных металлов
сделан путем принятой систематизации рудно-магнетических формаций,
их рядов и мегарядов и выявления закономерностей размещения место-
рождения различных минеральных типов на структурно-формационной
основе палеозоид территории Казахстана, разработанной в Институте
геологических наук им. К- И. Сатпаева АН КазССР. Для выделения
структурно-металлогенических зон и рудно-магматических формаций и
их классификации наиболее существенными признаками являлись текто-
ническое положение вмещающих структурно-формационных зон, состав
и тип щелочности магматических формаций, геологическое строение и
вещественный состав рудных формаций, которые определяют закономер-
ности размещения железорудных и железо-марганцевых зон и поясов.
Под структурно-формационным комплексом понимаются геологиче-
ские тела, сложенные естественным рядом геологических формаций,
возникших в течение тектонического цикла какой-либо структуры земной
коры. Геологические тела, отличающиеся от смежных прежде всего
формационными рядами, а также ограниченные реальными или услов-
ными границами распространения, образуют структурно-формационные
зоны. Одна или несколько таких зон, вмещающих рудные формации,
соответствуют структурно-металлогеническим зонам, в частности желе-
зорудным и железо-марганцевым зонам и поясам. Таким образом, струк-
турно-металлогенические зоны и пояса — это естественные сообщества
или парагенезисы рудных и геологических формаций, отличающихся
практической значимостью.
Структурно-металлогеническое районирование складчатого фунда-
мента Казахстана проведено с расчленением на общепринятые три цикла
консолидации: докембрийского основания, каледонид и герцинид. Основ-
ная масса месторождений, в том числе промышленно-важных, связана с
герцинским циклом тектоно-магматического развития земной коры.
МЕГАРЯД ФОСФОРНО-ВАНАДИЕВО-ТИТАНО-МЕДНО-
МАРГАНЦЕВО-ЖЕЛЕЗОРУДНЫХ ФОРМАЦИЙ
РЯД МЕДНО-ВАНАДИЕВО-МАРГАНЦЕВО-ТИТАНО-ЖЕЛЕЗОРУДНЫХ
ФОРМАЦИЙ
ФОСФОРНО-МАРГАНЦЕВО-ЖЕЛЕЗОРУДНАЯ ФОРМАЦИЯ
К рудной формации относятся мелкие железо-марганцевые место-
рождения и рудопроявления, развитые в Сакмарской (Косистек), Кал-
маккульской (ЖаксыДасоба), Степняк-Жаксыконской (северная часть),
Селетинской (Тургайское, Новочеркасское, Шалыкты и др.), Сарысу-Ус-
пенской (Косагалы, Туяк, Тоймасшокы) структурно-формационных
зонах. Месторождения приурочены к различным стратиграфическим
горизонтам нижнего палеозоя и ассоциируют со спилито-диабазовыми
комплексами. Рудные залежи, как правило, пласто- и линзообразные
часто с двумя-тремя рудоносными пластами, разделенными горизонтами
красно-бурых радиоляритовых кремней и яшмоидов. Им свойственны
ритмично-полосчатые, желваковые и конкреционные текстуры руд.
Иногда встречаются рудные линзы с плоской подошвой и выпуклой
верхней поверхностью. Наиболее крупные линзы и конкреции имеют
сложное внутреннее строение. В них рудное вещество расслоено на не-
сколько корковых зон, а центральные части выполнены пористым кавер-
нозным кремнисто-фосфатным веществом.
В Южноуральских месторождениях, занимающих аналогичную гео-
логическую позицию, также почти повсеместно присутствуют фосфаты
(до 10%), вплоть до формирования самостоятельных горизонтов черных
фосфатоноспых фтанитов. В рудах спектрохимическими анализами
установлены медь (0,08%), никель (0,04%) и кобальт (до 0,01%).
Фациальный анализ рудовмещающих толщ свидетельствует о мор-
ских (подводных) условиях формирования кремнисто-глинистых фаций
и вулканитов базальтоидного ряда. При этом характерно почти повсе-
местное развитие подрудных базальтоидов или их вулканогенно-пиро-
кластических аналогов. Исключение составляют девонские месторожде-
ния Башкирии, где продуктивные горизонты бугулыгырских яшм с раз-
мывом и угловым несогласием залегают на более древних (S—Di) вул-
каногенно-терригенных отложениях. Подрудные базальтоиды, особенно
широко развитые на месторождениях Сакмарской зоны (Косистек, Кар-
галинское, Губсрлинское), по латералн сменяются яшмами. Другая
особенность подобных месторождений заключается в том, что рудоотло-
жение несколько запаздывает и не синхронно со стадией максимального
проявления базальтоидного вулканизма. Не исключено внемагматиче-
ское формирование фосфатоносных фтанитов, железо-марганцевых руд.
в связи с разрушением первично обогащенных железом, марганцем и
фосфором базальтоидпых пород с последующим образованием аналогич-
ных руд по модели донных осадков океанов.
Кварцево-апатит-браунит-гаусманит-манганитовый тип
Рудопроявление Косистек
Расположено в Актюбинской области, южнее одноименного поселка.
Рудопроявление установлено и детально изучено А. А. Гавриловым, затем
В. Г. Корипевским и Э. А. Байдильдиным.
Рудопроявление, как и его аналоги (Караобппское и Др-), тяготеет
к южной части Сакмарской структурно-формационной зоны Мугоджар,
где широко развиты вулканогенно-осадочные образования раниегеоспн-
клипальной стадии. На юге рудопроявлепия обнажаются породы коси-
стекской свиты (О2-3?), которые с довольно резким несогласием пере-
крыты отложениями сакмарской свиты силура (S sk) (рис. 2).
Косистскская свита сложена в основном зелеными и бирюзовыми
туффитами, туфами плагиолииаритов, аргиллитами, сменяющимися к
верхам разреза вулканомиктовыми брекчиями, конгломератами и яшма-
ми. Отложения сакмарской свиты представлены светлыми кремнистыми
сланцами, фтапптами, аргиллитами, кремнистыми брекчиями с редкими
прослоями диабазов и известняков. Породы косистекской свиты интен-
сивно деформированы и вместе с перекрывающими кремнистыми слан-
цами сакмарской свиты образуют северо-восточное крыло крупной
брахпаитиклинали. Марганцевое оруденение локализуется в средней
части яшмового горизонта, приуроченного к низам сакмарской свиты
силура.
30
По данным Э. А. Байдильдина (1976), яшмовая пачка занимает
вполне определенное стратиграфическое положение и, по-видимому, яв-
ляется фациальным аналогом эффузивов сугралинской свиты (Si-2sug),
которая на этом участке Сакмарской зоны выпадает из разреза. Обычно
сакмарские кремни повсеместно перекрывают базальтоиды сугралинской
свиты.
На рудопроявлснии подрудные вулканомиктовые конгломераты и
брекчии, вероятно, фиксируют стратиграфическое несогласие между
светлыми кремнистыми породами сакмарской овиты и бирюзовой толщей
туффитов и туфов плагиолипаритов косистекской свиты. Несогласие
устанавливается также по разной степени дислоцированности разновоз-
растных толщ. Рудоносная пачка яшм имеет северо-восточное (30—35°)
падение и перекрывается более пологой моноклинально падающей пачкой
кремней. Рудоносный горизонт прослежен на 3 км. Юго-досточнсе и юго-
западнее раздува (периклиналь) он, постепенно выклиниваясь, резко
обедняется марганцевыми рудами.
Рис. 2. Схематическая геологическая
карта рудопроявления Косистек (по
В. Г. Кориневскому):
1 — нсрасчленеппые мезокайнозойские
отложения; 2 — туфы плагиолипари-
тов; 3 — вулканомиктовые конгломе-
рато-брекчии; 4 — кремнистые поро-
ды; 5 — яшмы; 6 — яшмы с марганце-
выми конкрециями; 7 — залегание по-
род; 8 — тектонические нарушения
/гтп
4EZ3
Марганцевые руды в виде прослоев, линз и конкреций, вероятно,
фиксируют несколько отдельных рудоносных горизонтов. Часто встре-
чаются совершенно округлые шарообразные гела диаметром до 1 м.
Мощность линзовидных и пластовых тел не превышает 15—20 м при
длине до 3—15 м. По данным А. А. Гаврилова 0972), наиболее крупные
конкреции и линзы имеют сложное внутреннее строение. В них рудное
вещество расслоено па несколько зон так, что участки более плотной
руды обособлены от пористой кавернозной массы с включениями охристо-
желтого кремнистого вещества (рис. 3). Такие крупные тела сверху
всегда покрыты очень плотной черной коркой (1—2 см). Мелкие конкре-
ции сложены либо мягкими землистыми массами, либо твердыми ноздре-
ватыми образованиями, состоящими из тонкозернистых минеральных
смесей. Среди яшм вместе с марганцевыми конкрециями обнаружены
единичные округлые конкреции фосфоритов диаметром до 9 см.
Основные марганцевые минералы первичных руд представлены
манганитом, гаусманитом, браунитом, биксбиитом, а также неизвестным
минералом, по оптическим свойствам близким к биксбииту. Эти мине-
ралы образовались за счет первичных гидроокпелов марганца. В тесной
ассоциации с минералами этой группы находится апатит, присутству-
ющий в виде идиоморфных кристаллических зерен среди тонкокристал-
31
лического кремнистого вещества. Другую группу составляют минералы
зоны окисления. Они возникли в результате выветривания первичных
рудных минералов и представлены рансьеитом, криптомеланом и вер-
надитом. Вместе с ними встречается гидрогетит.
Рис. 3. Внутреннее строение марганцевых конкреций (по А. А. Гаврилову). Заштрихо-
ваны вмещающие яшмы
Марганец в рудах составляет 21—47%- Во вмещающих руду яшмах
содержание Мп 0,7—1,5, Fe 7—17, Р 0,07%.
Породы и конкреции с высоким содержанием Мп, Fe, Р отличаются
повышенными по отношению к кларку (нередко в 10—100 раз) содержа-
ниями Си, Pb, Zn, Л-Io, Сг, V, Со Ni, In, особенно Ва, что указывает на
одновременное осаждение этих элементов.
Генезис марганцевых руд проявления Косистек определяется пласто-
образным залеганием рудного горизонта среди заведомо морских вулка-
ногенно-осадочных пород, латеральным переходом этого горизонта в
безрудные яшмы, отсутствием терригенных невулканических образо-
ваний. Марганцевая минерализация своим происхождением обязана
поствулканической деятельности, сопровождающей излияния лав основ-
ного состава, и парагенетически связана с кремнистыми породами.
МЕДНО-ВАНАДИЕВО-ТИТАНОВО-ЖЕЛЕЗОРУДНАЯ ФОРМАЦИЯ
Формация состоит в основном из руд месторождений и рудопроявле-
ний ильменит-титаномагнетитового и меньше гранат-пироксен-пирротин-
халькопирит-магнетитового типов, которые ассоциируют с недиффе-
ренцированными базальтово-габбровыми магматическими формациями
в ортогеосинклиналях уральского типа.
Руды ильменит-титапомагнетитового типа с сопутствующей минера-
лизацией редких вкраплений халькопирита и изоморфной примеси вана-
дия до 0,69% в титаномагнетитовых минералах слагают месторождения
и рудопроявления Велиховское, Горюнское, Херсонское, Караобинское,
Жусунское, Сандыктауское, Текелетауское и др. в Мугоджарах, прост-
ранственно и генетически связанные с пироксенитами и габброидами
габбровой (дунит-габбровой) формации.
В Мугоджарах рудоносные интрузивные массивы сконцентрированы
на границах ортогеосинклинальных зон с антиклинальными докембрий-
скими поднятиями Сакмарской с Уралтауским, Западно-Мугоджарской с
Урало-Тобольским. Возраст массивов нижнедевонский. Они прорывают
вулканогенно-осадочные образования ордовика, силура и девона. Интру-
зивы вытянуты на северо-запад в виде нескольких штокообразных
массивов с площадями обнаженности до первых десятков квадратных
километров. На примере детально изученного Велиховского массива в
Сакмарской зоне рудовмещаюшие магматиты габбровой формации сле-
32
дует рассматривать как ооразования повышенной основности и магне-
зиальности. Морфологически плутон имеет внутреннюю симметричную
рассланцованность с постепенными взаимопереходами между ультраос-
новными и основными разностями пород, причем рудоносные пироксе-
ннты занимают среднюю часть массива, по простиранию и к краям
массива сменяются доминирующими пироксеновыми габбро, что, видимо,
определялось дифференциацией в условиях неравновесной кристаллиза-
ции. Рудные минералы в косьвитах представлены титаномагнетитом, сво-
бодным ильменитом, реже наложенными сульфидами. Характерным
является широкое развитие в них структур распада шпинели, реже иль-
менита в магнетите. Рудам этих месторождений свойственны относитель-
но повышенные содержания двуокиси титана (2—4%) при низком содер-
жании железа (15—20%).
В контакте массивов или в их габброидной краевой фации с извест-
няками вмещающих толщ или их останцами в массивах развиты руды
гранат-пироксен-пирротин-халькопирит-магнетитового минерального ти-
па, примером которого является то же Велиховское позднемагнетическое
титаномагнетитовое месторождение с двумя скарново-магнетитовыми
участками контактово-метасоматического типа.
Авгит-ильменит-титаномагнетитовый
и гранат-пироксен-пирротин-халькопирит-магнетитовый типы
Велиховское месторождение
Месторождение находится в Новороссийском районе Актюбинской
области, к северо-западу от хромитоносного Кемпирсайского гипербази-
тового массива. Выявлено в 1959 г. при проверке бурением магнитной
аномалии, вытянутой в меридиональном направлении на 10 км с напря-
женностью от 2000 до 10 000 гамм. Дальнейшую разведку в 1959—1964 гг.
проводила Велиховская поисково-разведочная партия Актюбинской
комплексной экспедиции (Л. А. Ким, В. В. Прокопьев, В. П. Коротков).
В результате на рудном поле установлены три участка: Южный тита-
номагнетитовых руд в пироксенитах девонской интрузии, Северный н
Северо-Западный скарново-магнетитовых залежей в зоне контакта с
герцинскими гранитоидами. Минералого-петрологические исследования,
проведенные А. Е. Бекмухаметовым в 1969 г., показали, что месторожде-
ние комбинированное. Два типа оруденения (магматическое и контакто-
во-метасоматическое) связаны с различными стадиями становления
однофазного каледонского интрузивного массива габбро-пироксенитового
состава.
Велиховский интрузивный массив и генетически связанное с ним
месторождение размещены в восточной части Сакмарской структурно-
формационной зоны среди нижнепалеозойских толщ восточного крыла
Айтпайской синклинали на границе ее с Куагачской антиклиналью Орь-
Илекского антиклинория (по тектоническому районированию А. А. Аб-
дулина, 1973 г.). Переходная зона между этими структурами сильно
дислоцирована, перемята и нарушена серией глубинных разломов мери-
дионального и меньше — широтного заложения, по которым шло внед-
рение габброидной магмы. По данным А. Л. Яншина (1951), Н. И. Лео-
ненок (1955), Г. И. Водорезова, X. С. Розмана (1956), А. А. Абдулина
(1971) и др., Сакмарская зона представлена полным разрезом нижнепа-
леозойских образований. По последней сводке А. А. Абдулина и др.
(1977), наиболее древними являются сильно метаморфизованные толщи
докембрия. На них с резким несогласием налегают кембро-ордовикские
отложения терригенно-липарпт-базальтовой формации, также трансгрес-
3-210
33
Рис. 4. Схематическая геологическая карта палеозойского фундамента Велиховского
месторождения (wo /1. Е. Бекмухаметову):
Чанчарская свита (D2): 1 — порфириты трахиандезнт-трахпбазальтового состава и их
туфы, 2— субвулканические тела фельзитов и липаритов, 3— кремнистые сланцы, ту-
фосланцы, 4 — известняки; чаушская свита (V): 5—гуфосланцы, эффузпвы основного
состава, слюдистые и хлорит-мусковит-кварцевые сланцы. Отложения рифея (Rf): 6—-
кристаллические сланцы среднеосновиого состава, хлорит-амфнбол-зпидотовые сланцы,
кварциты, песчаники, конгломераты лушннковской толщи, 7 — серпцнт-х.торит-кварце-
вые, известково-слюдистые и графит-кварцевые сланцы, кварциты и песчаники эбетин-
ской толщи. Интрузивные породы (vD2): 3 — габбро и габбро-нориты, 9 — плагиоклазо-
вые пироксениты, 10— диаллагнты, 11 — косьвиты; апоинтрузивные мстасоматнты: 12—
метадиориты. 13 — метаграподнориты, 14— метаграниты; 15 — скарново-рудные зоны;
16 — контуры участков Велиховского месторождения: 1—Северного, 2 — Юго-Запад-
ного, 3 — Южного; 17— направления и уюл падения пластов; 18— границы: а — гео-
логические, б — фациальных переходов; 19— тектонические нарушения
сивно с размывом толщ среднего и верхнего ордовика залегают силуро-
раннедевонские образования кремнисто-андезито-базальтовой туфоген-
ной формации. Они, в свою очередь, несогласно перекрываются
среднедевонскими кремнисто-андезито-базальтовыми туфогенными обра-
зованиями байтерекской свиты, комагматичными интрузиям габбро-пиро-
ксеиитов Велиховского комплекса, и трахиандезито-трахибазальтовыми
вулканитами чанчарской свиты, ассоциирующими с монцонитоидами и
щелочными гранитоидами того же комплекса. Разрез завершается
позднедевонско-раннекарбоновыми вулканогенно-углисто-терригенными
и визе-намюрскими карбонатно-глинистыми толшами. Титаномагнетито-
вое оруденение связано с пироксенитами, скарново-магнетитовое — с
монцонитоидами и гранитоидами Велиховского интрузивного комп-
лекса.
В геологическом строении рудного поля месторождения участвуют
вулканогенно-осадочные породы венда, рифея и среднего девона, которые
вкрест простирания последовательно сменяют друг друга с юго-востока
на северо-запад (рис. 4, 5). Они слагают сильно дислоцированное и
Е Е1< ЕЗг EZ36 Ев Г7Пэ тгЕ’зЕЕЕ'вЕ'БЕ”
Рис. 5. Схематический геологический разрез Велиховского массива по линии АБ через
Южный титаномагнетитовый и Юго-Западный скарново-магнетитовый участки. Соста-
вил А. Е. Бекмухаметов:
1 — габбро и габбро-нориты; 2—плагиоклазовые пироксениты; 3 — диаллагиты; 4—
косьвиты; 5—метадиориты; 6— метагранодиориты; 7 — метаграниты; 8 — реликты га'б-
бро в метапородах; 9 — магнетитовые руды; 10 — скарны; 11— околоскарновые поро-
ды; 12 — кремнистые сланцы, туфы чанчарской свиты (D); 13 — известняки чанчарской
свиты (D); 14 — туфосланцы, эффузивы основного состава чаушской свиты (V); 15'—
кварциты, песчаники, конгломераты, пирокласты лушниковской свиты (Rf); 16 — грани-
цы; а — между породами различного происхождения, б— фациальные; 17— скважины:
а — разведочные, б — картировочные
перемятое переходное крыло от антиклинали к синклинали северо-вос-
точного простирания с падением на запад-северо-запад под углом 50—
70°. Вдоль межформационных срывов на границе пород венда и девона
внедрился интрузивный Велиховский массив, который разобщил моно-
клинально залегающие толщи на две части и содержит довольно круп-
ные ксенолиты и их останцы.
Наиболее древние рифейские и вендские отложения расположены в
восточной части рудного поля, а также в виде небольших ксенолитов
встречаются в восточном эндоконтакте интрузивного массива. Они пред-
ставлены кварцитами, песчаниками, конгломератами и пирокластами
лушниковской свиты (Rf), эффузивами основного состава, туфосланцами
и кварцево-серицитовыми сланцами чаушской свиты. В западной части
месторождения в виде крупных ксенолитов в габбро западного эндокон-
такта массива залегают греднедевонские отложения, представленные
известняками, порфиритами, туфами, туфобрекчиями, туфосланцами и
кремнистыми сланцами чанчарской свиты. Мощность ее около 2000 м.
Полный разрез, видимо, состоит из трех пачек: нижней вулканогенной,
средней терригенно-карбонатной и верхней вулканогенной. По ксеноли-
там и останцам осадочной пачки в западном экзоконтакте массива обра-
зовались скарны и магнетитовые руды.
Все породы палеозойского фундамента сильно эродированы и пере-
крыты чехлом мезозой-кайпозойских отложений мощностью 5—10 м.
Интрузивный массив представляет собой довольно крупное пласто-
35
образное тело, которое согласно залегает с вмещающими породами и
простирается на северо-запад более чем на 15 км при ширине от 2 до
7 км. В его образовании участвуют продукты раскристаллизации внед-
рившейся габброидной магмы, основные и ультраосновные породы и их
метасоматические производные — метамонцонитоиды и метагранитоиды,
возникшие в процессе постмагматической их калишпатизации, окварце-
вания и альбитизации габброидов краевой фации массива. Ранние пред-
ставления о многофазности интрузии, согласно которым габброиды отно-
сились к каледонскому (силурийскому) возрасту, ультраосновные поро-
ды — к девонскому, а гранитоиды — к герцинскому и совмещались в
одном массиве, не подтвердились при изучении состава и взаимоотно-
шений отмеченных разностей магматических пород. Радиологический
возраст по биотиту габброидов составляет 402 млн. лет (определено в
ИГН АН КазССР), что соответствует по геохронологической шкале
среднему девону (Афанасьев и др., 1964).
Среди продуктов кристаллизации габброидной магмы в массиве
широко распространены пироксеииты, плагиоклазовые пироксениты, габ-
бро пироксеновые и роговообманковые, меньше — габбро-нориты, оливи-
новые габбро-нориты, порфировидные габбро-нориты, порфировидные
габбро, анортозиты и горнблендиты. Все эти разновидности консолиди-
ровались в камере не в процессе фазового внедрения, а в результате
гравитационно-кристаллизационной дифференциации единой родона-
чальной базальтовой магмы на различных стадиях становления симмет-
рично расслоенного массива. В центре межформационного интрузивного
тела узкими полосами размещены рудоносные пироксениты, которые
постепенно, через тылаиты, переходят в доминирующие в составе масси-
ва габбро, в основном пироксеновые, чаще всего в краевой части сменяю-
щиеся порфировндными разностями.
Пироксениты обычно состоят из авгит-диаллага (+2У=54—54°;
cNg=42—44°; Ng= 1,710+0,002; Np = 1,680+0,002; Ng—Ap=0,024:
0,030) и незначительной примеси ксеноморфного основного плагиоклаза
(Ап—80—100). Кристаллохимические формулы авгит-диаллага, пере-
считанные методом И. Д. Борнеман-Старынкевича (1964), следующие:
(Nao.ooe Сао,8э)о9 (Feezes Mgo,88 Мпо.ооэ Tiq,o2)2 (Sii,?2 A1q,25 Tio,o2)2 (Os,94
ОН0,об)б, а диаллагита (скв. 5200, гл. 195 м) — [(Nao.oi СаЬо)1,о1 Mg0,78
Mno,oi Fe2+O,2]2,o (A1o,2 Fe0,08 Si^h Oc в косьвитах (скв. 13, гл. 145 м)
массива.
В габбро темноцветный минерал представлен тем же авгит-диалла-
гом, как и в ппроксенитах, ио наряду с ним иногда встречается бронзит
(—2V=56—-57°), что позволяет на отдельных участках массива выделить
габбро-нориты, а редкие включения оливина, представленного здесь
хризолитом (2F=81—82°; cNg=5—6°), позволяют выделить оливино-
вые габбро. Структура габброидов габбровая, габброофитовая, переходя-
щая в порфировидную.
Со становлением интрузивного массива связано формирование маг-
матического и постмагматического или контактово-метасоматического
рудных участков.
Магматические руды авгит-ильменит-титаномагнетитового типа об-
разуют Южный участок Велиховского месторождения. Они представлены
равномерной вкрапленностью титаномагнетита и ильменита в пироксени-
тах, слагая рудные залежи косьвитов, и в плагиоклазовых ппроксенитах
и габбро, встречены также жилы сплошных руд мощностью до 25 см,
секущие зоны косьвитов под углом 60° (скв. 4, гл. 106 м) (рис. 6). Более
мелкие прожилки титаномагиетитов встречаются часто. В габброидах
высокое и стабильное содержание рудных минералов отмечается лишь
вблизи косьвитовых зон.
36
Рис, 6. Геологический разрез по профилю XXXVIII Южного участка Велиховского
месторождения {по А. Е. Бекмухаметову):
/ — анортозиты; 2 —габбро- п габбро-нориты; 3 — плагиоклазовые пироксенпты; 4 — дпаллагпты; 5 —косьвиты; б —жилы сплошных тптаномагне-
титов; 7—рыхлые мсзозой-кайнозойскне отложения
Таким образом, титаномагнетит в пироксенитах и габбро распреде-
лен неравномерно, среднее же содержание железа з косьвитах 17—20%.
По современным требованиям к подобного типа рудам оно считается
промышленным. Аналогичные руды успешно отрабатываются на Качка-
нарском месторождении.
Титаномагнетитовые руды, морфология которых в целом соответст-
вует зонам развития пироксенитов, представлены на месторождении
тремя пластообразными телами, вытянутыми в меридиональном направ-
лении и круто падающими на запад под углом 60—70°, что согласуется с
общей схемой направленности стратиформного расслоения массива и
залегания вмещающих пород (см. рис. 3, 4). Западное рудное тело
(профиль XXXVI, скв. 5, 7) вытянуто всего на 500 м и на глубину окон-
турено разведочными скважинами до 330 м. Центральное тело прости-
рается на 4300 м со средней мощностью 300 м и глубиной разведанного
оруденения 440 м. К северу оно сменяется плагиоклазовыми пироксени-
тами с линзами диаллагитов. Восточное рудное тело, вскрытое всего
тремя скважинами, прослеживается в длину на 1800 м при ширине 10 м.
Это тело отличается малой мощностью и низким содержанием железа
(8—10%). В южной части Центрального и Восточного рудных тел наме-
чаются два субширотных тектонических нарушения с амплитудой смеще-
ния 300 м.
Контактово-метасоматические руды гранат-пироксен-пирротин-халь-
копирит-магнетитового типа образуют две типичные скарново-магнетито-
вые зоны в Северном и Северо-Западном участках месторождения, кото-
рые сформировались в постмагматическую стадию на контактах вулка-
ногенно-осадочных пород среднего девона (рис. 7) с габброидами
массива. При этом скарны и руды Северного участка возникли при заме-
щении крупного ксенолита (протяженностью 1900 м при ширине 160 м),
известняков, кремнистых сланцев и туфов чанчарской свиты. Скарны и
руды Северо-Западного участка локализованы в выступообразном остан-
це пород той же свиты и по отношению к массиву являются экзоконтак-
товыми (см. рис. 3, 4). Как в ксенолите, так и в останце рудоносных
участков элементы залегания пород соответствуют общим условиям
залегания всей чанчарской свиты, имея северо-восточное простирание и
западное падение, но с несколько большей вариацией углов наклона
пластов — от 35 до 60°, вызванной смещениями в период внедрения ин-
трузии.
Скарново-рудные зоны участков сопровождаются ореолом метасома-
тически измененных апогабброидных пород: метадиоритов, метамонцо-
нитов, метагранодиоритов, метагранитов, а в зонах наибольшего изме-
нения (но обычно вблизи скарново-рудных тел) породы подвергнуты
перекристаллизации с образованием калишпатитов кварц-альбит-орто-
клазового состава с микрогранобластовой структурой.
Как видно из табл. 3, в составе плагиоклазов номер плагиоклаза
закономерно уменьшается с увеличением калишпатизации и окварцева-
ния габбро. Вместе с тем на метасоматическое происхождение монцони-
тоидов и гранитоидов указывает ассоциация кварца и калишпата со сред-
ним и основным плагиоклазом. В магматогенных же гранодиоритах и
гранитах эвтектика расплава соответствует олигоклазу. О наложенном
характере раскисления габброидов свидетельствуют также неравномер-
ное распределение кварц-полевошпатовых минералов, их взаимоотноше-
ния и многообразные стадии разложения темноцветов вплоть до выноса
составляющих их компонентов. Калишпат в метамонцонитоидах и мета-
гранитоидах соответствует криптопертитовому микроклину (2V=—80°,
ориентировка индикатрисы по (001) cNg=79, cNm=\2, cNp=80).
Известняки на Северном и Северо-Западном участках перекристал-
38
5J4S SI51 5150 5’49
m
Г
194-
119J
XHf
X 202 7
г	ггг	3 Е	X X
-Г^5		6 L	ч.*.*
у Ча	•.’.г.;		
Ф Пн		)2|[	О-- а 5
<2*4		15 Е	
6
7
10
Г
ч
Рис. 7. Геологический разрез Северного
участка Велиховского месторождения по
профилю XIII (по Л. Е. Бекмухаметовуу.
1 — кремнистые сланцы и туфы чанчар-
ской свиты; 2—известняки перекристал-
лизованные; 3— габбро; 4 — метаграно-
дпориты; 5 — метаграниты; 6 — кварце-
вые эпиальбитпты и эпикалишпатиты; 7—
метакварциты; 8 — околоскарновая по-
рода; 9 — реликты габбро в метапородах;
10—богатая магнетитовая руда; 11 —
пироксен-гранатовый скарн; 12 — эпи-
дот-гранатовый скарн; 13 — примеси
скарновых минералов в рудах: а — пиро-
ксеновая, б — эпидотовая; 14—карст;
15 — мезозой-кайиозойские отложения;
16— границы: а — между породами раз-
личного происхождения, б — фациальных
переходов
лизованы, состоят из тесно сросшихся изометричных зерен кальцита и
отличаются типичной гранобластовой структурой. Наиболее развиты
перекристаллизованные известняки на Северном участке, где они широ-
кой полосой сопровождают скарново-рудную зону с висячего бока и
выходят на палеозойскую поверхность. Здесь в карьере их отрабатывают
в качестве строительного материала.
Таблица 3. Состав плагиоклазов из габброидов и метагракитоидов Велиховского
массива
№ скважи- ны	Г дубина, м	Порода	21’		N т	Np	Ориен- тировка индикат- рисы	№ плагио- клаза	Участки зерен
5200	31	Габбро	-86	35	80	56	(001)	100		
5200	31			37	74	55	(001)	97	 *
5200	31			46	66	53	(010)	99	—
5169	159			42	77	48	(001)	100	—
5169	159			37	73	60	(001)	93	—
2	154			36	87	55	(001)	190	—
2	154	9		38	84	52	(001)	100	—
2	155	Анортозит	-80	83	9	86	(110)	78	—
2	155	»		47	63	54	(001)	80	—
27	369	Метадиорит		51	49	64	(001)	62	Ядро
27	369	9	+ 80	32	61	82	(010)	50	Край
5154	115,6	Метамоицонит	+90	67	33	71	(001)	48	Ядро
5154	115,4	»		68	28	75	(001)	43	Край
5174	250	Метагранодиорнт	-85	53	44	67	(001)	56	Ядро
5174	250			60	38	69	(001)	52	Край
5150	768	Метагранит		69	24	87	(001)	38	Ядро
5150	768	9	-88	79	11	89	(001)	29	Край
В скарново-рудных зонах выделяются пять небольших рудных тел
линзообразной формы, согласно залегающих с вметающими породами.
Три вскрыты на Северном участке и два — на Северо-Западном. Протя-
женность их от 100 до 800 м, мощность 10—30 м, максимальная мощ-
ность 50 м, а на глубине 150 м мощность резко уменьшается с признака-
ми полного выклинивания. Руды мушкетовит-магнетитового и магнети-
тового состава массивной и прожилково-брекчиевой текстуры
размещены в осевой части зон и окаймлены пироксен-гранатовыми
скарнами с примесью эпидота, актинолита, хлорита, кальцита, магнетита
и сульфидов. Линзы и гнезда скарнов встречаются также в рудных телах.
Основной рудный минерал — магнетит тесно ассоциирует с пироксеном,
гранатом и отчетливо корродирует их. Скарновый пироксен в отличие от
магматического авгит-диаллага в ппроксенитах и габбро относится к
железистой разности ряда геденбергит—диопсид (ферросалит—27= 4~
4-64—65°, cNg—47° и салит —27=4-58—59°, cNg=44—45°). Как и на
всех коитактово-мстасоматических месторождениях, сульфидная и гпдро-
силикатная минерализация накладывается на скарны и магнетитовые
руды в виде вкрапленников, гнезд и прожилков. Есть все основания
считать, что гидротермальная стадия с наложенной сульфидно-гидроси-
ликатной минерализацией была единой как для гистеромагматических
титаномагнетитовых руд в ппроксенитах, так и для приконтактовых
пневматолитовых образований скарново-магнетитовых зон, т. е. для всего
Велиховского месторождения.
По химическому составу ведущих компонентов и элементов-примесей
магматические и послемагматическпе руды резко различаются между
собой (табл. 4) содержанием железа, титана, ванадия, никеля, а также
хрома и марганца в магнетитовых рудах.
40
Генетическое различие магматогенных и метасоматических руд по
геологическим, минералогическим, текстурным и геохимическим призна-
кам позволяет Беликовское месторождение в целом отнести к комбиниро-
Таблица 4. Химический состав косьвитов и скарново-магнетитовых
руд Велиховского месторождения
Fe	S	Р	Ti	v,06	Си	Со	Ni	Мп	СггОз
		Южный участок, титаномагнетитовые руды							
16,8	0,04	0,04	1,44	0,17	0,21	0,05	0,11	0,31	0,05
20,4	0,07	0,09	2,00	0,23	0,04	0,023	0,025	0,26	0,06
20,3	0,05	0,02	2,05	0,21	Не обн.	0,0071 0,016		0,27	0,02
Северный участок, скарново-магнетитовые руды
52,43	0,03	0,09	0,32	—	0,07	0,016	Не обн	0,31	1,35
47,02	0,02	—	0,38	0,01	0,15	0,023	»	I 0,92	0,39
55,4	0,03	0,11	0,13	—	0,05	0,015	»	1 0,65	0,23
ванному типу, формирование которого было обусловлено двумя этапами
становления габбро-пироксенитового массива — магматическим и пост-
магматическим.
МЕДИСТО-СЕРНОКОЛЧЕДАИНО-МАРГАНЦЕВО-ЖЕЛЕЗОРУДНАЯ ФОРМАЦИЯ
Формация представлена мелкими месторождениями и рудопроявле-
ниями железо-марганцевых, мсдисто-серноколчеданных и колчеданно-
медных руд в Калмаккульской, Селетинской, Ерементау-Бощекульской,
Атасу-Нуринской, Саркандской, Центрально-Чингизской и Акчатауской
структурцр-формационных зонах. Во всех зонах оруденение тесно связа-
но с недифференцированной спилит-диабазовой или кремнпсто-спилит-
диабазовой формацией.
В кремнисто-вулканогенных формациях локализованы гидротер-
мально-осадочные железо-марганцевые (Жаксы, Тасоба, Жиланды, Той-
масшокы, Карабайшокы п др.), медисто-серноколчеданные (Ерементау,
Майкаинский район) и метасоматические медноколчеданные руды, свя-
занные с субвулканичсскпми диабазами (Тесиктас). Для вулканогенно-
осадочных руд характерно присутствие кобальта, никеля, тнтата, цинка
и молибдена, в метасоматических медных рудах содержатся барий, сурь-
ма, мышьяк, молибден, кадмий. В зонах окисления руды представлены
желвакоподобными бурыми железняками, опалоярозитами, кремнисто-
железистыми породами, зараженными большинством из перечисленных
сопутствующих компонентов. Морфология колчеданных рудных тел фор-
мации не отличается большим разнообразием. Серноколчеданные и ме-
дисто-колчеданные вулканогенно-осадочные рудные тела имеют пласто-
п линзообразную форму. Рудные тела метасоматических медноколчедан-
ных проявлений обычно неправильной и столбообразной формы. На
отдельных объектах они приближаются к седловидным залежам (Кинк-
бай). Наиболее крупным и изученным колчеданным месторождением
формации является месторождение Тесиктас.
Железо-марганцевые месторождения этой рудной формации сосре-
доточены главным образом в Калмаккульской структурно-формационной
зоне (Приишимье). Здесь марганцеворудной является тасобинская свита
ордовикского возраста, сложенная красноцветными и зеленовато-серыми
кремнистыми аргиллитами, кремнисто-глинистыми сланцами с редкими
прослоями и линзами кремней, песчаников и туфов. Аргиллиты и крем-
нистые сланцы тасобинской свиты имеют пелитовую и алевропелитовую
41
структуру, состоят из тонкодисперсной кремнисто-глинистой массы и
редких алевритовых обломков кварца. А. А. Гаврилов (1972) считает,
что аргиллиты Ишимской Луки внешне и по составу напоминают туфо=
генные аргиллиты Южного Урала и Северных Мугоджар и могли быть
сформированы, как и последние, при постседиментацпонном изменении
вулканического пепла. Кремнистые аргиллиты местами превращены в
кремнисто-гематитовые породы, имеющие желтовато-серый, коричневый,
вишнево-красный и красновато-бурый цвет. Они состоят из микрозернис-
того кварца, гематита и гидрогетита. Содержание железа в них состав-
ляет 17—35%. На правобережье р. Ишим к северу от пос. Курского
осадочные породы замещаются агломератовыми или лавовыми брекчия-
ми диабазов, диабазовых и авгитовых порфиритов, образующими невы-
держанные по простиранию залежи. Мощность кремнисто-сланцевой
толщи 600 м.
Кварц-пирит-пентландит-браунит-магнетит-гематитовый тип
Месторождение Косагалы 1
Участок находится юго-восточнее г. Каражал у сопки Актас. Магнит-
ная аномалия месторождения была выявлена и оконтурена Басагинской
партией в 1962 г. В 1962—1968 гг. на месторождении Каражальской
экспедицией пробурено 35 скважин глубиной от 100 до 460 м.
Рудоносная толща залегает под покровом неогеновых рыхлых отло-
жений мощностью 70—90 м. Месторождение приурочено к северо-восточ-
ному крылу Косагалинской антиклинали. В основании разреза рудовме-
щающей толщи залегают полимиктовые песчаники пижнекосагалинской
подсвиты. Среднекосагалинская рудоносная подсвита начинается пачкой
глинистых сланцев с прослоями микрокварцитов и кремнистых сланцев.
Отдельными скважинами в пачке подсечены 1—2 маломощных (3—5 м)
межпластовых тела диабазовых и дацитовых порфиритов. В верхней
части в сланцах встречаются тончайшие прослойки кварцево-гематито-
вого состава. Мощность пачки 150 м.
Выше наблюдается чередование микрокварцитов, сланцев, мелко-
зернистых песчаников и гематит-магнетитовых руд. В этой пачке также
часто встречаются межпластовые тела диабазовых и дацитовых порфи-
ритов. Общая мощность пачки 250 м.
Все породы рудоносной толщи сильно рассланцованы и значительно
метаморфизованы. Среди сланцев по минеральному составу выделяются
актинолит-эпидот-хлоритовые, эпидот-серицитовые, карбонатно-кварце-
во-хлоритовые, кварцево-серицитовые с хорошо выраженными сланцева-
тыми текстурами, бластопелитовыми и микрогранобластовыми струк-
турами.
Микрокварцпты образуют пласты и линзы мощностью от 0,5 до 30 м.
Они сложены изометричными и удлиненными зернами кварца размером
0,04—0,15 мм, иногда загрязненными пелитовым материалом. В незна-
чительных количествах в них присутствуют серицит, хлорит, иногда био-
тит, кальцит, анкерит, доломит, апатит, турмалин. Отдельные слои
микрокварцитов содержат тонкораспыленную вкрапленность или струи
магнетита и гематита. Содержание железа в них достигает 10—12%. По
простиранию микрокварциты сменяются кремнисто-глинистыми
сланцами.
Пропластки песчаников почти ничем не отличаются от полимикто-
вых песчаников нижнекосагалинской подсвиты. Слагающие их зерна,
кроме кварца, представлены осколками плагиоклазов, а также облом-
ками эффузивов, туфов и туффитов. Иногда в слоях песчаников
42
наблюдаются ритмы с крупнообломочной фракцией в основании слойков
и мелкой, переходящей в тонкообломочную фракцию в верхней части.
Такне ритмослои похожи на пирокластические образования.
Межпластовые тела диабазовых порфиритов имеют мощность 0,5—
2 м. Окраска их серовато-зеленая. Под микроскопом обнаруживается
бластопорфировая структура. Редкие вкрапленники представлены пла-
гиоклазом, вторичным эпидотом и хлоритом. Основная масса породы
имеет диабазовую структуру и 'сложена плагиоклазом, а также развиты-
ми по нему эпидотом, цоизитом, мусковитом, серицитом, хлоритом.
Породы типа дацитовых порфиров также сильно изменены, что
затрудняет однозначное их определение. Однако пластовое залегание
этих пород, так же как и диабазовых порфиритов, может свидетельство-
вать об их эффузивном происхождении. В юго-восточной части Косага-
линского рудного поля среди амфибол-эпидот-хлоритовых сланцев и
рассланцованных полимиктовых песчаников выделены амфиболизирован-
ные диабазовые порфириты, эффузивное происхождение которых не-
сомненно. Восточнее месторождения обнажается крупный массив грани-
тов (Сарытауский), большие апофизы которого в нескольких местах
прорывают рудовмещающую толщу Косагалинского рудного поля. На
контактах с гранитами вмещающие породы ороговикованы, а вдоль зон
трещиноватости метасоматически изменены.
Рудовмещающая толща на месторождении имеет северо-северо-за-
падное простирание и северо-восточное падение под углом 45—50°. В ней
выделяется шесть пластовых рудных тел, залегающих согласно со
сланцами и кварцитами. Пять из них мощностью 2—4 м и длиной по
простиранию от 200 до 500 м, а по падению 150—350 м, и лишь одно —
нижнее рудное тело — имеет мощность от 12 до 40 м, длину по простира-
нию около 500 м и по падению прослежено на 400 м (не оконтурено). Все
рудные тела тесно ассоциируют с микрокварцитами, залегая или в
контакте с ними или внутри их пластов (рис. 8, 9).
Руды тонкозернистые, полосчатые, реже массивные. Контакты с
вмещающими породами обычно резкие. Содержат прослои кварцитов к
кремнисто-глинистых сланцев. Наряду с прямолинейной слоистостью
(полосчатостью) в рудах иногда отмечаются сложная плойчатость, обус-
ловленная, по-видимому, оползневыми явлениями при формировании
слоев, а также всевозможные рисунки усложнения первоначальной сло-
истости в процессах будинажа и перераспределения рудного вещества.
Главными рудными минералами являются магнетит и гематит. Маг-
нетит обычно доминирует ъ сплошных и полосчатых рудах, а в отдельных
участках он является единственным рудным минералом. Размер его
зерен 0,05—0,1 мм. Гематит представлен мелко- и тонкочешуйчатыми, а
также хлопьевидными разностями. Чешуйки обычно ориентированы по
слоистости. Тонкочешуйчатый гематит рассеян по отдельным пластам
микрокварцитов, придавая им красноватые оттенки. Второстепенные
рудные минералы сложены пиритом, марказитом, пирротином, халькопи-
ритом, а в зоне окисления — мартитом, гетитом, гидрогетитом, халькози-
ном, борнитом, ковеллином, псиломеланом. Весьма редко встречаются
сфалерит, галенит и пентландит. Псиломелан развит как вторичный
минерал, возможно, за счет браунита в зоне окисления. Однако в неокис-
ленных рудах марганцевые минералы еще никем не обнаружены, хотя
марганец отмечается повсеместно от 0,5 до 7%. Преобладающий среди
сульфидов пирит развит в виде тонкой редкой вкрапленности в гематит-
магнетитовых агрегатах, а также в виде гнезд и тонких прослоев и струй
в кварцитах и рудах. В ассоциации с магнетитом и гематитом развиты
кварц, хлориты, эпидот, актинолит, кальцит, анкерит, изредка отмечает-
ся апатит.
43
РАЗРЕЗ ПП Линии А-Б
ЕЗ' И2 И5 в4 ЕЗ5 £38 СЗ7 И8
Рис. 8. Схематическая геологическая карта Косагалинского рудного поля (по Б. Г. Ногоспаеву):
1— песчаники мелкозернистые полимиктовые н алевролиты; 2— амфябол-эппдот-хлорнтовыс и ссрпшгг-хлоритовые сланцы; 3 — диабазовые ^порфи-
риты расслакцовапные и амфнболизироваиные; 4 — микрокварцкгы с прослоями яшм, железистых кварцитов и i емагит-магне! нтовых руд; 5 —гру-
бозернистые полимиктовые песчаники и гравелиты; 6 — (ранты; 7 — линии тектонических разрывов; 8—номера рудных участков
Около массивных магнетитовых руд, имеющих более крупное зернис-
тое строение, развиты ореолы кварц-кальцит- актцнолит-эпидот-хлорито-
-вых метасоматитов шириной до 40 м. Эти руды насыщены хлоритом, ак-
тинолитом, эпидотом, содержат реликты тонкополосчатых гематит-маг-
нетитовых руд, кое-где отмечается гранат. Наблюдается также смена
массивных руд полосчатыми по простиранию. Все это свидетельствует о
метаморфизме первичных руд под воздействием верхнепалеозойских
гранитоидных интрузий.
Рис. 9. Геологический разрез по месторождению Косагалы:
1 — рыхлые неогеновые и четвертичные отложения; 2 — песчаники мелкозернистые, по-
лимиктовые; 3 — серицит-хлоритовые п амфибол-эппдот-хлоритовые сланцы; 4 — микро-
кварциты и яшмокварциты; 5 — диабазовые порфириты; 6—магнетитовые и гематит-
магнетитовые руды
Содержание Fe в рудах от 20 до 40%, среднее содержание Mg
около 1,25, S — 0,02, Р — 0,35%. Спектральным анализом в отдельных
рудных пробах установлены повышенные содержания Zn, Pb, Си, Ti, Со,
Ni и Мо.
Руды косагалинского типа при технологических испытаниях пока-
зали хорошую обогатимость. Однако запасы руд месторождения Косага-
лы I невелики и оно, как и другие объекты Туяк-Косагалинского рудного
района, пока не представляет промышленного интереса.
Кварц-гематит-магнетит-браунитовый тип
Месторождение Жпксы
Месторождение находится в Целиноградской области, севернее ж.-д.
ст. Жаксы. Впервые месторождение упоминается Т. Ч. Чолпанкуловым в
1943 г. Разведывалось оно в 1953—1957 гг. (Ф. Г. Хасанов). В структур-
ном отношении месторождение Жаксы расположено в юго-западной
части Калмаккульского синклинория. Оно состоит из шести обособлен-
ных участков, вытянутых на северо-запад на 8 км. На каждом участке
рудный горизонт прослежен на расстояние 100—600 м. Марганцевые
45
руды залегают в вишнево-красных кремнистых аргиллитах и глинисто-
кремнистых сланцах тасобинской свиты нижнего ордовика. Рудные-
пачки состоят из чередующихся слойков браунитовых руд и глинистых
пород, смятых в узкие складки. Количество таких слойков достигает 20 и
более. Суммарная мощность рудных пластов не превышает 10 м. Сами
рудные пачки маломощные, представлены серией тонких линзовидных
пластов протяженностью от нескольких до 100 м. При прослеживании
одной из пачек по падению А. А. Гаврилов (1972) наблюдал следующие
изменения. В приповерхностных частях она сложена 20 маломощными
(от 2 до 10 см) рудными слойками, на глубине 10 м в ней присутствуют
только семь рудных пластов (от 9 до 26 см), а на глубине 70 м она
состоит из десяти слоев (от 4 до 38 см). При этом общая мощность руд-
ной пачки с глубиной почти не меняется и равна 5—6 см. В зонах выкли-
нивания рудных пластов нередко залегают конкреционные руды.
Основным минералом марганцевых руд месторождения Жаксы
является браунит; им сложены как линзовидные пласты, так и мелкие
конкреции. Браунит встречается в тонком прорастании с нерудными ми-
нералами, но чаще наблюдается в виде сплошной, слабо раскристаллпзо-
ванной массы — агрегата слабо индивидуализированных зерен величи-
ной менее 0,01 мм, редко 0,02 мм.
Основная браунитовая масса иногда пересечена жилками, выполнен-
ными кварцем, гаусманитом или псиломеланом. В зоне выветривания
распространены псиломелан-браунитовые руды. Среди них редко наблю-
даются сажистые агрегаты пиролюзита и скопления вернадита. Анали-
зы химического состава марганцевых руд показали, что они на 22—28%
состоят из кремнезема, 2—3% глинозема, 1—2% окиси кальция и неболь-
шого количества щелочей. Среднее 'содержание марганца в первичных
(неокисленных) рудах 24,7%, железа 6,21%- Руды зоны окисления
содержат марганца 30%, железа 4,05%.
Отмечается повышенное содержание в марганцевых рудах цинка,
меди, кобальта и вольфрама (табл. 5.).
Таблица 5. Содержание Mg и Fe (%) и элементов-примесей (1-1О-4О/о)
в марганцевых рудах месторождений Жаксы и Тасоба (Гаврилов, 1972)
Месторож- дение	№ обр.	Мп	Fe	V	Сг	Со	N1	Си	Мо	W	Zn
Жаксы	680	28,79	7,05	90	7	60	150	125	3	40	480
Жаксы	684	53,65	1,01	157	22	ПО	88	75	7	67	222
Тасоба	772	36,09	4,14	90	16	80	38	125	5	47	206
Т асоба	775	30,50	4,46	67	22	60	94	188	3	20	207
Т асоба	757	44,56	2,30	258	42	400	8258	838	17	60	852
В. М. Попов и Т. Ч. Чолпанкулов месторождения Ишимской Луки,
в том числе Жаксы и Тасоба, относили к гидротермальным, возникшим в
результате замещения вмещающих пород марганцем при воздействии на
них термальных марганценосных растворов. Источником марганца, по
их мнению, являлись боковые кремнистые породы, из которых марганец
извлекался термальными или поверхностными водами.
Ф. Г. Хасанов и А. Г. Каримов месторождения Жаксы и Тасоба, свя-
занные с тасобинской свитой, считают первично-осадочными. По мнению
Ф. Г. Хасанова, марганцевые гели приносились в море из района Кокче-
тавского поднятия, размывавшегося в палеозое. А. Г. Каримов на осно-
вании изучения ряда месторождений Ишимской Луки заключил, что
соединения марганца и кремнезема выносились в морской бассейн
гидротермалитами из глубинных магматических очагов и что некоторые
46
из этих месторождений (Жаксы и Тасоба) в дальнейшем были метамор-
физованы.
По А. А. Гаврилову (1972), рассматриваемые месторождения явля-
ются эксгаляционно-осадочными, возникшими на участке подвижной
зоны, разделявшем области с различным тектоническим режимом. Обра-
зование марганцевых руд было связано с выносом марганцевых соеди-
нений в морскую среду подводными эксгаляциями и гидротермами.
МЕГАРЯД ЖЕЛЕЗО-МАРГАНЦЕВО-ЗОЛОТО-
МОЛИБДЕНОВО-ЦИНКОВО-МЕДНЫХ ФОРМАЦИЙ
РЯД МАРГАНЦЕВО ЗОЛОТО-МОЛИБДЕНОВО-МЕДНО-ЦИНКОВЫХ ФОРМАЦИЙ
ЖЕЛЕЗО-МАРГАНЦЕВАЯ ФОРМАЦИЯ
Эта формация включает мелкие месторождения и проявления желе-
зо-марганцевых руд, расположенные в Западно-Мугоджарском и Леп-
синском синклинориях. Рудная формация в этих структурах парагенети-
чески связана с базальт-плагиолипаритовыми магматитами.
В железо-марганцевой рудной формации могут быть выделены два
минеральных типа месторождений, различающихся количественными
соотношениями железных и марганцевых руд и их минеральным соста-
вом. Первый кварц-манганпт-брауннт-гаусманитовый. Он развит главным
образом в Лепсинском синклинории Северо-Джунгарской структурно-
формационной зоны. Представителями этого типа являются месторожде-
ния Карамола, Яблоновое и др. Оруденение приурочено к вулканогенно-
кремнисто-терригенно-карбонатным отложениям верхнего девона — ниж-
него карбона, состоящим из органогенных известняков, сургучно-красных
яшм, кварцитов, кремнистых сланцев, туфоалевролитов и вулканитов
среднеосновного состава. В Лепсинском синклинории известно 29 рудо-
проявлений этого типа, которые не имеют промышленного значения.
Наиболее значительное среди них—-месторождение Карамола.
Второй тип кварц-гематит-браунит-гаусманитовый. Он развит в
Берчогурской синклинали (Западио-Мугоджарский синклинорий). Его
представителем является месторождение Шуулдак. Оруденение на нем
приурочено к кремнисто-терригснно-карбонатным образованиям среднего
девона (?), ассоциирующим с базальт-плагиолипаритовыми магма-
титами.
Кварц-манганит-браунит-гаусманитовый тип
Месторождение Карамола
Месторождение приурочено к северному крылу Жунжурукской
синклинали, осложняющей Лепсинский синклинорий. Рудовмещающая
толща в низах разреза сложена кремнистыми алевролитами с прослоями
(до 5 см) туфопесчаников. Выше залегают тонкослоистые кремнистые
сланцы серого, зеленовато-серого цвета с прослоями яшм (20—40 м),
марганцевой руды, а также с горизонтами зеленовато-серых яшмовидных
пород. Мощность толщи 100—150 м. Простирание пород субширотпое,
падение крутое, моноклинальное, южное, под углом 60—75°. На место-
рождении известно 23 марганцево-рудных тела. Длина их от 18 до
160 м, мощность от 0,5 до 3 м. В рудах содержатся (%): Мп — 15—45, в
среднем — 26, Fe—1,71, Р — 0,5, S — 0,41, РЬ и Zn—до 0,04. Руды
представлены браунитом, гаусманитом, манганитом, силикатами марган-
ца, редко маиганокальцитом, а в зоне окисления — псиломеланом, пиро-
люзитом, вернадитом. Рудные тела пластовой формы, руды сплошные,
массивные, а также сетчатые и прожилковые (оруденелые яшмы).
47
Кварц-гематит-браунит-гаусмаиитовый тип
Месторождение Шуулдак
В северо-восточной части Берчогурской синклинали в 1941 г.
Г, 14. Водорезовым обнаружены пластообразные выходы железо-марган-
цевых руд. Позднее (1962 — 1963 гг.) район месторождения и продуктив-
ные отложения девона изучали В. В. Сатков, Э. П. Сууманеев и другие
геологи Западно-Казахстанского геологоуправления, обнаружившие
вдоль северного обрамления синклинали еще несколько аналогичных
рудопроявлений.
Рис. 10. Схема геологического строения месторождения Шуулдак (по В. Д. Окладни-
кову) :
1 — рыхлые четвертичные отложения; 2 — диабазовые порфириты (Si-2); S'—кремнис-
тые сланцы (S|_2); 4 — альбитофиры (Sj_2); 5 — марганцеворудный горизонт; 6—туф-
фиты, туфопесчапикп, кварциты (D2); 7 — рифовые известняки с прослоями кремнистых
сланцев, конгломераты, песчаники (D3fr); 8—конгломераты, известняки, песчаники
(D3fm)
Месторождение Шуулдак пространственно размещается на северо-
восточным крыле Берчогурской синклинальной структуры и приурочено
к низам разреза кремписто-липарит-андезит-базальтовой формации де-
вона (D2) (рис. 10). Рудные пласты подстилаются альбитофирами
(Di-г?), которые трансгрессивно перекрывают раннегеосинклинальные
вулканиты яшмо-спилит-диабазовой формации силура (Si—2), слагающие
48
Западно-Мугоджарскую синклинорную зону Мугоджар. Надрудный
комплекс представлен в основном осадочными породами углисто-крем-
нисто-карбонатно-граувакковой формации D3—Cit, наращивающими
разрез Берчогурской угленосной синклинали.
Железо-маргаицевый горизонт занимает вполне определенное поло-
жение и локализуется между альбитофирами нижнего — среднего девона
и кремнисто-туффитовой пачкой алабаевской свиты среднего девона, ко-
торые выше по разрезу сменяются конгломератами, известняками фран-
ского яруса (D3fr).
Продуктивный пласт мощностью до 10 м полого (10—20°) погружа-
ется на юго-запад и по падению подсечен поисковой скважиной. По дан-
ным горных выработок, мощность пластообразных рудных тел варьиру-
ет от 0,2—0,5 до 3—5 м при содержании марганца от 15 до 25%. Руды
существенно марганцевые, представлены пиролюзитом, псиломеланом,
гаусманитом и т. д. В результате химического анализа установлены (%):
МпО — 16,1; SiO2— 15,73; Fe2O3 — 16,42; TiO2 — 0,1; А12О3 — 2,3; Р2О5—
0,07; СаО— 11,17; MgO — 0,52.
Южнее месторождения Шуулдак вдоль восточного обрамления син-
клинали в аналогичной геологической обстановке залегает более круп-
ная, но не опоискованная рудоносная зона, прослеживающаяся более чем
на 3 км, где видимая мощность продуктивного горизонта девонских, отло-
жений достигает 300—700 м. Таким образом, по обрамлению Берчогур-
ской синклинали локализуется целый ряд железо-марганцевых рудо-
проявлений, которые весьма сходны с месторождениями атасуйского
типа и, к сожалению, до сих пор не получили должной оценки.
ФОСФОРНО-МЕДНО-СВИНЦОВО-ЦИНКОВО-ЖЕЛЕЗОРУДНАЯ ФОРМАЦИЯ
Месторождения и рудопроявления этой формации в Казахстане раз-
виты довольно широко. Наиболее многочисленны они в Карсакпайском
синклинории п на его северном продолжении в Улутау, а также в Чу-
Илийской геолого-структурной зоне. Известны они в Ерементау, в
Чингиз-Тарбагатае, на Алтае, в Мугоджарах и других районах. Детально
руды формации изучены в Ишим-Улутауском железорудном поясе и в
Бетпак-Дале, где они размещены в толщах аралбайской, карсакпайской
(бетпак-далинской) и майтюбинской серий. В остальных районах они
развиты слабо и почти не изучены. Описание формации дается по мате-
риалам К- И. Сатпаева (1935, 1938), М. С. Маркова (1959), М. Р. Узбе-
кова (1960), Л. И. Филатовой и др. (1962, 1970, 1975), Ю. А. Зайцева,
С. Б. Розанова (1971), С. Б. Розанова (1976) и др. с учетом новых дан-
ных А. Е. Бекмухаметова и др. (1974) по Аркалыкскому району и Бет-
пак-Дале.
Главной составной частью формации являются железистые кварциты
кварц-магнетпт-гематитового минерального типа, состоящего из кварца
и окислов железа и, как правило, имеющего полосчатую текстуру.
Остальные элементы формации развиты в виде редкой минеральной
примеси апатита, халькопирита, галенита и сфалерита, количество кото-
рых местами резко увеличивается в контактово-метаморфизованных ти-
пах месторождений (Ащитасты, Темирское), где содержание апатита в
рудах достигает 20% (Р2О3 — 6,82%).
Возраст месторождений кварц-магнетит-гематиторого типа докем-
брийский, предположительно раннепротерозойский. Они ассоциируют с
вулканитами базальт-липаритовой и осадочно-хемогенными отложениями
кремнисто-зеленосланцевой формаций. Однако в различных железоруд-
ных зонах соот.п ш вне членов формации вмещающих толщ меняется
4—210
49
почти до полного исчезновения одних и преобладающего развития дру-
гих пород.
В кристаллических сланцах железистые кварциты установлены в
Улутау и Бетпак-Дале. В Улутау они представлены бектурганской се-
рией архей (?)-нижнепротерозойского возраста (Зайцев, 1971), состоя-
щей из кристаллических сланцев, амфиболитов и плагиоклазовых гней-
сов общей мощностью 5000 м. В ней слабо железоносна только нижняя
пачка урнекской свиты. Среди сланцев, амфиболитов и порфиритов
(мощностью 50—120 м) встречаются горизонты мраморов и кварцитов
(до 18 м), по простиранию переходящие в магнетитовые кварциты.
В Чуйском антиклинории, в нижней части разреза каракамысской
свиты, среди кварцево-слюдистых сланцев и кварцитов имеются пять
пластов магнетит-К'Варцевых, магнетит-кварцево-слюдистых, магнетит-
плагиоклаз-кварцевых сланцев от 1,5 до 46 м. В верхней части разреза
установлены магнетит-слюдистые кварциты мощностью 32 м.
Железистые кварциты среди базальто-альбитофиро-дацито-сланце-
вой формации отмечаются в Улутау, где представлены аралбайскрй се-
рией нижнепротерозойского возраста мощностью 5800 м. Джеспилиты
в ней ассоциируют с базальтовыми порфиритоидами, дацитовыми и липа-
рито-дацитовыми порфироидами, иногда серицит-хлорит-альбитовыми
сланцами исходно терригенных образований. Джеспилиты встречаются
в виде единичных маломощных (0,5—7 м) прослоев протяженностью до
1000—5000 м. Руды включают магнетит, гематит, кварц и небольшое
количество хлорита.
Промышленные руды месторождений Балбраун, Керегетас, Аши-
тасты, Мирный и Гвардейское установлены в зеленосланцево-спилитовой
(кремнисто-сланцевая) формации Ишим-Улутауского пояса и Бетпак-
Далы.
В Ишим-Улутауском поясе (рис. 11) эта ассоциация представлена
промышленными рудами в Карсакпайском железорудном бассейне. Здесь
она представляет карсакпайскую серию общей мощностью 4150 м, сло-
женную порфиритоидами базальтового, меньше андезитового состава,
кварц-полевошпатовыми сланцами по первично-обломочным породам,
серицитовыми сланцами, филлитами, мраморами, микрокварцитами и
железистыми кварцитами, в незначительной степени липарито-дацитовы-
ми порфироидами. По Ю. А. Зайцеву и Л. И. Филатовой (1971), в составе
серии выделяются четыре макроритма (свитй), каждый из которых на-
чинается пачкой метаморфизованных вулканогенных пород базальтового
и андезито-базальтового состава (порфиритоидная пачка) и завершается
пачкой осадочно-терригенных и хемогенных пород (кварцито-сланцевая
пачка). В верхней части серии появляются порфироиды липарит-дацито-
вого состава. Вулканогенные породы слагают более 60% объема форма-
ции. Макроритмы отражают цикличность в проявлении базальтового
вулканизма, с которым генетически связаны железистые кварциты.
Железистые кварциты состоят из девяти горизонтов мощностью
до 25 м (в среднем 15 м), прослеживающихся с перерывами на многие
десятки километров. Большинство горизонтов приурочено к верхним
частям макроритмов и ассоциирует с тонкозернистыми кварцево-серици-
товыми сланцами, филлитами, мраморами и микрокварцитами. В пор-
фиритоидных пачках железистые кварциты слагают линзовидные
прослои и только в бурмашинской свите образуют выдержанный
горизонт.
В железистых кварцитах кроме главных минералов встречаются
хлорит, серицит, альбит, апатит, иногда щелочные амфиболы и пирит,
количество которых вместе с магнетитом резко возрастает на контакте с
гранитоидами Тастинского батолита. Среднее содержание железа (по
50
Рис. 11. Структурно-формационная карта
Ишим-Улутауского железорудного пояса
(составил А. Е. Бекмухаметов по материа-
лам С. Г. Анкиновича, В. Ф. Беспалова,
Ю. А. Зайцева, Г. X. Ергалиева, Г. Ф. Ля-
пичева, О. В. Минервина, А. Н. Нурлыбае-
ва, Л. И. Филатовой).
Структурно-формационные зоны: 12 —Улу-
тауская, II % — Байконурская, II %— Жар-
каинагашская; 1, 2 — структурные этажи
наложенных прогибов: 1 — континенталь-
ные отложения верхнего этажа (Тенизско-
го и Джезказганского синклинориев, С2—
Ti); 2 — терригенно-карбонатные форма-
ции нижнего и среднего этажей (D2—С2);
3—7 — геологические формации раннего па-
леозоя: 3 — терригенно-базальто-андезито-
вая (Оз), 4 — сероцветная терригенно-угле-
носная молассовая (О3), 5 — флишоидчая
(О2_3), 6 — граувакковая и полимиктовая
песчаниковая (Оз), 7 — углисто-кремнисто-
сланцевая (Ci-2); 8—13 — геологические
формации докембрия: 8 — дикого флиша
(РЁз), 9 — липаритовая (PR3), Ю —
спилито-кератофировая (PR2), И— спи-
литовая (PRi), 12 — терригенно-крем-
нистая (PRi), 13 — гранито-гнейсовая
(А)—PRi); 14—17 — интрузивные форма-
ции: 14 — щелочно-базальтовая	(С—D;),
15— гранитовая (D), 16 — гранодиорит-
гранитовая (О): а — на поверхности, б —
глубокозалегающне, 17 — нсрасчлененпых
докембрийских гранитов и гранито-гнейсов
(PRi); 18—20 — рудные формации: 18 —
редкоэлементно-фосфорно-титаново-медпо-
железорудная, 19, 20 — фосфорпо-медпо-
свинцово-цинково-железорудпая (19 — ко-1-
тактово-метаморфпзованная разность); 21—
рениево-молибденово-железо-маргапцево-ба-
ритово-фосфорно-вападиевая формация; 22,
23 — оси складок: 22 — синклинориев (циф-
ры в кружках: 2 — Карсакпайский, 3 —
Байконурский), 23 — антиклинориев (1 —
Улутауский, 4 — Майтюбинский, 5 — Жар-
каинагашский); 24, 25 — границы: 24 —
структурно-формационных зон, 25 — геоло-
гических тел; 26 — разломы
месторождению Балбраун) 40,4, кремнезема 35, серы 0,2, фосфора
до 0,1%.
Совсем недавно железистые кварциты обнаружены в Аркалыкском
районе — месторождения Ащитасты и Мирный. Геологическая формация
здесь представлена карсакпайской серией мощностью до 2,5 км, сложен-
ной порфиритоидами, различными (плагиоклаз-амфиболовые, хлорит-
кварц-плагиоклазовые, слюдисто-кварцевые) сланцами, возникшими как
по базальтовым вулканитам, так и по первично-осадочным породам,
кварцитами, железистыми кварцитами, редко мраморами. Все породы
серии прорваны интрузиями гранитоидов додевонского возраста, и руды
претерпели контактовый метаморфизм.
В Бетпак-Дале руды формации приурочены к отложениям бетпак-
далинской серии мощностью 1300—2000 м, которая условно расчленена
на четыре свиты, или макроритма (снизу вверх): шинскую (440—600 м),
кабырскую (220—310 м), жуантобинскую (450—500 м) и когашикскую
(более 150 м). Ритмичность отложений серии выражается в чередовании
пачек порфиритоидов (40—250 м), залегающих в нижних частях свит
(макроритмов), и пачек вулканогенно-осадочных пород (220—330 м),
составляющих верхние части овит. Верхние вулканогенно-осадочные
пачки представлены филлитовидными и зелеными сланцами, железисты-
ми кварцитами, мраморами, а также порфироидами и порфиритоидами
(андезитового состава).
Железистые кварциты обнаружены в двух средних свитах: четыре
пачки в кабырской, четыре в жуантобинской. Ширина выходов рудных
пластов от 10 до 100 м. В них содержатся (%): железо — 20—61 (в сред-
нем 40,2), кремнезем — 18—54, сера — 0,01—0,15, фосфор — 0,03—0,13.
Разрез бетпак-далинской серии сопоставляется с разрезом карсакпайской
серии Ишим-Улутауского пояса. Состав и строение описываемой сЬоома-
цип в этих сериях, а также минеральный и химический состав руд
совершенно аналогичны.
Железистые кварциты в кремнисто-базальтово-липаритовой форма-
ции установлены только в Улутау. Здесь она представлена майтюбин-
ской серией среднего протерозоя мощностью 9000 м, сложенной линари-
товыми порфироидами, конгломератами, метаморфическими сланцами,
филлитами, обломочными кварцитами, редко мраморами и порфиритои-
дами базальтового состава и единичными пластами слаборудных желе-
зистых кварцитов (магнетит-гематитового состава) мощностью от 0,7 до
12 м.
Железистые кварциты в терригенно-базальтовой формации отме-
чены в Улутауском, Кокчетавском, Чуйском массивах и Чингиз-Тарбага-
тайском антиклинории.
В Улутау формация сложена маломощными (0,5 м) горизонтами
слабожелезистых кварцитов. Они здесь залегают в самой нижней бел-
кудукской свите боздакской серии, представленной чередующимися
конгломератами, бластопсаммитовыми серицит-кварцевыми и серицит-
кварцево-полевошпатовыми сланцами с прослоями порфиритоидов ба-
зальтового состава, серицит-хлорит-кварцево-полевошпатовыми сланца-
ми по туфам и туффитам липаритового, липарпто-дацитового состава,
мраморами.
В Кокчетавском массиве рудопроявления тонкослоистых гематито-
вых и углистых филлитовидных сланцев (350 м) с содержанием окисей
железа до 12,4° установлены в составе, вероятно, иманбурлукской
свиты мощностью 2500 м, состоящей из миндалекаменных порфиритои-
дов, черных доломитов, углисты , сланцев, порфироидов с прослоями
бластопсаммитовых сланцев и порфиритоидов.
В Чингизском хребте в средней толще муржикской серии, сложен-
52
ной кварцево-серицит-хлоритовыми и кварцево-серицитовыми сланцами
с прослоями рассланцованных песчаников, микрокварцитов и зеленых
сланцев мощностью 700—900 м, среди зеленых сланцев основания
известны два горизонта железистых кварцитов. Мощность их 15—40 м,
содержание железа не превышает 20—25%. Нижняя толша муржикской
серии порфиропдная (мощность 1000 м).
Железистые кварциты в терригенно-порфировой формации развиты
в Чуйском антиклинории в Бетпак-Дале. Формацию вмещает кшпкрпн-
ская свита верхнерифейского возраста мощностью 650 м, выполненная
порфироидами, различными сланцами, порфиритоидами, доломитпзиро-
ванными известняками, кварцево-слюдистыми песчаниками и единичны-
ми горизонтами бедных железистых (гематитовых) кварцитов.
В Мугоджарах формацию включает талдыкская серия верхнерифей-
ского возраста мощностью до 1850 м, состоящая из кварцитов, кварцево-
слюдистых сланцев, графнтистых кварцитов, гнейсов и бедных магнети-
товых кварцитов.
В Уралтау руды формации отмечаются в эбетинской свите, сложен-
ной кристаллическими и зелеными сланцами, кварцитами, маломощными
(до 0,5 м) линзообразными телами бедных железистых кварцитов с со-
держанием окиси железа 18,6—30,6% (Эбетинское рудопроявление).
Потенциальные возможности этих толщ на железо подтверждаются
наличием в российской части гор Уралтау двух перспективных место-
рождений докембрийских магнетитовых кварцитов — Радостного и Та-
рабашского.
Особенности геологического строения и вещественного состава фос-
форно-медно-свинцово-цинково-железорудной формации эвгеосинкли-
нального типа докембрия хорошо изучены на месторождениях Балбраун,
Керегетас, Гвардейское, Ащитасты.
Кварц-магнетит-гематитовый тип
Карсакпайская группа месторождений
Карсакпайская группа месторождений и рудопроявлений железистых
кварцитов находится ,в западной части Джезказганской области. Протя-
гивается в субмеридиональном направлении на 220 км от р. Белеуты на
юге до р. Сары-Тургай на севере. Известна она с 1910 г., изучалась при
проведении геологических съемок, поисково-разведочных и геофизических
работ. Ранние исследования железистых кварцитов и вмещающих
докембрийских толщ принадлежали М. М. Пригоровскому. В 30—40-
годах изучением их занимались И. С. Яговкин, К. И. Сатпаев, Б. С. Дуб-
рова, Н. П. Воронов, Ю. И. Половинкина, И. М. Каниболоцкпй, А. В. Во-
лин, С. Г. Апкинович, Н. Д. Михайлова, М. Р. Узбеков, К. А. Пачковская
и др. С конца 40-х — начала 50-х годов работы проводились Н. А. Штрей-
сом, М. С. Марковым, А. Д. Книппером, Т. Г. Павловой, Ю. А. Зайцевым,
Л. И. Филатовой. В 60-х годах более детально район исследовали
Ю. А. Зайцев, Л. И. Филатова, С. Б. Розанов, Г. В. Жуков, В. М. Добры-
нин, Е. М. Сигитова и др. В 70-х годах закономерностями размещения
железистых кварцитов занимались А. Е. Бекмухаметов и А. А. Жунусов.
В геологическом строении бассейна участвуют разнообразные комп-
лексы пород — от глубокометаморфизоваипых докембрийских до совре-
менных*. В центральной части бассейна развиты породы докембрия, пере-
крытые на востоке и западе палеозойскими, а на юге — кайнозойскими
* Стратиграфию докембрия Карсакпайского железорудного бассейна см.: Вест-
ник Московского ун-та, 1970, № 2; Материалы по геологии Центрального Казахстана-
1. XI. М., 1971.
53
отложениями. Интрузивные породы представлены гранито-гнейсами,
амфпболизированными габбро и габбро-диабазами протерозоя, ордо-
викскими серпентинитами, гранитами, гранодиоритами и диоритами.
Район представляет собой герцинское поднятие, ядро которого сложено
главным образом докембрийскими образованиями. В складчатом комп-
лексе докембрия выделяют (с востока на запад): Улутауский антикли-
норий, Карсакпайский синклинорий и Майтюбинский антиклинорий.
Докембрийские структуры имеют меридиональное «уральское» прости-
рание и характеризуются разной полнотой стратиграфического разреза,
различными соотношениями слагающих их серий пород и разной мощ-
ностью. С востока на запад от центра Улутауского антиклинория к Май-
тюбинскому антиклинорию происходит последовательная смена наиболее
древних толщ относительно молодыми (табл. 6).
Таблица 6. Стратиграфическая схема докембрия*
Возраст	Майтюбинский антиклинорий	Карсакпайский синклинорий	Улутауский антиклинорий
	Коксуйская серия,	Белеутинская серия.	Белеутинская серия,
Pt. Pt.	3500 м Кокчетавская серия, 1200 м Боздакская серия, 3000 м Майтюбинская серия, 3000 м Жийдинская	серия, 5800 м	3000 м	1500—2000 м
		Карсакпайская серия,	Карсакпайская серия,
		4000 м	более 2000 м
Pti	1	Аралбайская серия, 6800 м Бектурганская серия, 5000 м	
* Без вендского комплекса.
Улутауский антиклинорий сложен преимущественно бектурганской
серией кристаллических сланцев и гнейсов, аралбайской серией дацито-
вых, альбитофировых порфироидов и метаморфических сланцев первично
вулканогенно-осадочной природы. На западном крыле антиклинория
известна более молодая карсакпайская железорудная зеленосланцевая
серия. На севере развита жаксы-каиндинская свита базальтовых порфи-
ритов и диабазов верхнего протерозоя — аналог белеутинской серии
Карсакпайского синклинория. Общая мощность 1500 м.
Карсакпайский синклинорий выполнен аралбайской и карсакпайской
сериями, составляющими здесь непрерывный разрез и перекрывающими-
ся резко несогласно более молодой боздакской серией, образованной в
низах метаморфизованными грубообломочными вулканогенно-осадочны-
ми породами, а в верхах терригенно-карбонатными. В южных частях
синклинория карсакпайская серия перекрыта еще более молодыми обра-
зованиями зеленокаменной белеутинской серии. Общая мощность этих
толщ 1700 м. Боздакская и белеутинская серии приурочены к самым
погруженным частям синклинория. С толщами, расположенными запад-
нее Майтюбинского антиклинория, карсакпайская серия повсеместно гра-
ничит по крупному продольному Карсакпайскому разлому, что не позво-
ляет установить их прямые стратиграфические и структурные соотноше-
ния.
Майтюбинский антиклинорий сложен первично-осадочными и вул-
каногенными толщами преимущественно кислого состава, впоследствии
метаморфизованными до порфироидов и серицит-хлоритсодержащих
сланцев, частично гранитизированными вблизи массивов гранито-гней-
54
сов. Внизу разреза выделяются жийдинская и несогласно залегающая
на ней майтюбинская серии. На восточном крыле антиклинория майтю-
бинскую серию несогласно перекрывает боздакская. К более высоким
частям разреза принадлежит кокчетавская серия (уштобинская свита
первично-обломочных кварцитов), а также коксуйская порфировая серия.
Суммарная мощность докембрийских образований здесь 1800 м.
Для докембрия чрезвычайно характерно интенсивное проявление
складчатых и разрывных деформаций. В антиклинориях преобладают
крупные, часто изометричные складки. Для Карсакпайского синклинория
характерны линейные и изоклинальные складки, часто опрокинутые.
Наклон крыльев складок от 45 до 70—80°. Широко развиты изгибы слоев
по простиранию, удваивание и утраивание разреза в широтном направ-
лении.
Региональный метаморфизм пород бектурганской серии отвечает
эпидот-альбит-амфиболитовой и амфиболитовой фациям. Последующие
серии метаморфизованы в фации зеленых сланцев, только на западе и
востоке бассейна породы гранитизированы, превращены в гнейсы и гра-
нито-гнейсы. Самые верхние серии — коксуйская и белеутинская — ли-
шены регионального метаморфизма. Характерной чертой является
наличие в разрезе железистых кварцитов. Их горизонты известны в
аралбайской, карсакпайской и майтюбинской сериях.
Аралбайская серия является слабожелезорудной метаморфизован-
ной базальтово-альбитофиро-дацитово-кератофирово-сланцевой форма-
цией. В этой серии железистые кварциты известны как в ассоциации с
базальтовыми порфиритоидами, так и с дацитовыми и липарито-дацито-
выми порфироидами, а иногда в серицит-хлорит-альбитовых сланцах —
первично-терригенных образованиях. Однако их количество заметно
возрастает с увеличением в разрезе роли базальтовых вулканитов. Же-
лезистые кварциты встречаются в виде единичных маломощных просло-
ев, протягивающихся на расстояние 1—5 км, мощность их от 0,5 до 5—
7 м. Состоят из кварца, магнетита и гематита с небольшой примесью
хлорита. Содержание железорудных минералов обычно не превышает
20—25%- Наряду с железистыми кварцитами отмечены магнетит-альбит-
амфибол-кварцитовые породы с щелочным амфиболом тйпа кроссита —
рибекита.
Карсакпайская серия представляет собой джеспилитоносную зелено-
сланцевую спилитовую формацию, характеризуется резкой обособлен-
ностью в разрезе докембрия, выражающейся в обилии метаморфизован-
ных вулканитов. Сложена она порфиритоидами по туфам и лавам ба-
зальтового и в меньшей степени андезитового состава, кварцево-полево-
шпатовыми сланцами по первично-обломочным породам, серицитовыми
филлитами, мраморами, микрокварцитами и железистыми кварцитами;
в незначительном количестве содержит липарито-дацитовые порфирои-
ды. В составе серии отчетливо выделяются четыре макроритма, соответ-
ствующие четырем свитам. Каждый макроритм начинается пачкой мета-
морфизованных вулканогенных пород базальтового, а в верхней половине
разреза — андезито-базальтового состава (лорфиритоидная пачка) и
завершается пачкой метаморфизованных осадочно-терригенных и хемо-
генных пород (кварцито-сланцевая пачка).
Железистые кварциты слагают девять горизонтов, приуроченных к
определенным стратиграфическим уровням и прослеживающихся обычно
по простиранию на многие десятки километров. Большинство горизонтов
связано с осадочными частями макроритмов, где они ассоциируют с
тонкозернистыми кварцево-серицитовыми сланцами и филлитами. Среди
порфиритоидов и зеленых сланцев железистые кварциты слагают линзо-
видные прослои небольшой протяженности. Лишь в порфиритоидной
55
пачке бурмашинской свиты они образуют выдержанный горизонт, кото-
рый сопровождается кварцево-серицитовыми сланцами и мраморами
(рис. 12).
Мощность горизонтов железистых кварцитов непостоянна — от долей
метра до 20—25 м. Благодаря пластичности этих пород при складчатых
дислокациях рудные тела, приуроченные к замкам и шарнирам складок,
часто имеют ширину до 100—200 м. Сложная складчатость и обилие раз-
рывов обусловливают прерывистость выходов железистых кварцитов.
При этом преобладают небольшие линейные размеры рудных тел —
первые сотни метров, реже 1—2 км.
ЮЖНАЯ 30	1А	ЦЕНТР	АЛЬНАЯ ЗОНА	СЕВЕ	РНАЯ ЗОНА
'Sb
О П5
8.x
S’»-
m ГО
г
г
г
2.
КВАРЦИТО-
СЛАНЦЕВАЯ
ПОРФИР*
ТВИД ПАЯ
КВАРЦИТО-
СЛАНЦЕВАЯ
ПОРФИРИ-
ТСИДНАЯ
КВАРЦИТО-
СЛАНЦЕВАЯ
ПОРФИРИ-
ТОИПНАЯ
кварцито-
сланцевая
порфкри-
ТОИДКАЯ
г


Ряс. 12. Корреляционная схема карсакпайской серии (Pt2)
Железистые кварциты — типичные джеспилиты темного, красно-бу-'
рого до черного цвета с тонкой слоистостью, обусловленной чередованием
рудных и безрудных прослоев. Преобладают разности с отчетливой слан-
цеватой текстурой; малорудные прослои массивны.
Рудные минералы представлены гематитом, мартитом и магнети-
том, причем в большинстве случаев преобладает гематит. Окислы желе-
за достигают 80% • Гематит присутствует в виде мелкочешуйчатой раз-
ности. Магнетит находится в тонкораспыленном состоянии (в малоруд-
ных кварцитах) либо в виде правильно ограненных кристаллов и их
агрегатов.
Кроме окислов железа и микрозернистого кварца джеспилиты со-
держат в небольшом количестве хлорит, серицит, альбит, стильпномелан,
56
апатит, иногда щелочные амфиболы. Изредка присутствуют сульфиды
(пирит).
Майтюбинская серия является слабожелезорудной метаморфизован-
ной терригенно-порфироидной формацией. Железистые кварциты и слан-
цы сосредоточены главным образом в колдыбайшокинской свите, встре-
чаются в единичных прослоях в нижележащих тумурзинской и жиланды-
сайской свитах, а также вверху серии — в татпенской свите. Колдыбай-
шокинская свита сложена конгломератовыми сланцами, ссрицит-биотит
(хлорит)-кварцевыми, кварцитовыми сланцами и кварцитами, обычно с
реликтами первично-обломочной структуры; изредка встречаются
мраморы.
Железистые сланцы и кварциты слагают два стратиграфически само-
стоятельных горизонта. На главном участке, у г. Колдыбайшокы, нижний
горизонт, образованный несколькими прослоями, перемежающимися с
кварцево-серицит-хлоритовыми слабожелезистыми сланцами мощностью
30 м, залегает среди конгломератовых сланцев. Верхний горизонт также
сложного строения мощностью 10 м подстилается конгломератовыми
сланцами, перекрыт серицит-кварцевыми сланцами с реликтовой псам-
митовой структурой. Колдыбайшокинская свита в окрестностях г. Кол-
дыбайшокы слагает синклиналь, погружающуюся к югу, крылья которой
нарушены разрывами. Выходы железистых кварцитов структурно при-
урочены к ее центриклинали. В связи с пологим залеганием (погружение
к югу под углами 10—12°) и осложняющей складчатостью ширина руд-
ных тел составляет 140—300 м, протяженность достигает 1400 м.
Кроме того, железистые кварциты в этом интервале разреза извест-
ны северо-восточнее, где с перерывами простираются на восточном
крыле Майтюбинского антиклинория от р. Байменды к северу через рай-
оны зимовки Насымбай, гор Карамола, Майтюбе и Канттюбе па 40 км, а
также выходят на севере антиклинория на сопках Каражал. Мощность
горизонтов здесь от долей метра до 10 м. Железистые сланцы представ-
лены серицитом, хлоритом, кварцем, магнетитом и гематитом. Они в
разной степени рудные, с максимальным содержанием железа до 40%.
Часть железистых сланцев имеет линзовидно-полосчатую текстуру,
иногда оолитовую. Более распространены тонкополосчатые (первично-
слоистые) разности железистых сланцев. Железистые кварциты состоят
из чередующихся полос кварца и магнетита — гематита или магнетита.
В незначительных количествах присутствуют серицит, хлорит, амфибол.
Содержание железа варьирует от 9 до 51%, среднее 30%. Железистые
кварциты восточных выходов колдыбайшокинской свиты переходят по
простиранию в железисто-графитовые разности. Железистые кварциты и
сланцы имеют микрозернистую структуру, местами содержат примесь
обломочного кварца алевритовой и псаммитовой размерности. В окрест-
ностях сопок Каражал наблюдается переход железистых кварцитов в
амфибол-альбит-кварц-магнетитовые породы, что обусловлено контакто-
вым воздействием позднеордовикских гранитоидов.
Слаборудные железистые, преимущественно гематитовые кварциты,
по типу близкие колдыбайшокипским, частично сохраняющие первичную
псаммитовую структуру, имеются в единичном горизонте внизу татпен-
ской и средней части жиландысайской порфироидных свит. Непосредст-
венно вмещающими породами являются серицитовые и кварцитовые
сланцы. По простиранию железистые кварциты переходят в графитистые
разности. Мощность горизонта железистых кварцитов в жиландысайской
свите 0,7—1 м, а в татпенской — 2—3 м.
В тумурзинской свите, в ее верхней пачке серицит-бпотитовых и
амфиболовых сланцев известны единичные маломощные (до 0,5 м) про-
слои магнетит-кварцево-амфиболовых сланцев с содержанием магнетита
57
до 60%, которые залегают среди амфиболовых сланцев. Они установле-
ны к востоку от г. Тумурзатау и в окрестностях г. Канттюбе. Протяжен-
ность по простиранию — первые сотни метров.
Карсакпайский бассейн разведан в 1931—1951 гг., при этом изучено
и оценено 14 месторождений (Узбеков, 1960). Для наиболее крупных
подсчитаны запасы. Детальными геологосъемочными работами 1961—
1967 гг. (Ю. А. Зайцев, С. Б. Розанов и др.) уточнены стратиграфическое
положение и тектоника рудных полей, что послужило основанием для
переоценки перспектив железорудного бассейна. Разобщенные участки
проявлений и месторождений рассматриваются в группах, связанных
единством структуры и возраста рудных горизонтов. В большинстве слу-
чаев для участков сохранены наименования, хотя их границы понимают-
ся значительно шире и часто оказываются условными. Однако группа
участков, расположенных в черте пос. Карсакпай и к северу от него
(Караджал, Каратас, Каратюбе, Сазтюбе —№ 6—9), объединена под
названием Карсакпайского месторождения. Часть рудных тел участков
Дюсембай и Джийде выделена в самостоятельный участок Жаркудук.
Месторождения, приуроченные к карсакпайской серии, разделяют-
ся на северную, центральную и южную группы. В северную группу вошли
рудопроявления и месторождения Арыстантау, Караш и Боздак, обра-
зующие единое рудное поле на восточном крыле протяженной антикли-
нальной складки, осложняющей Карсакпайский синклинорий в северной
части. Рудные тела месторождений этой группы относятся к третьему го-
ризонту (снизу по разрезу) железистых кварцитов бурмашинской свиты
(Ь3), и лишь несколько мелких рудных тел связаны с нижним горизонтом
(bl,) следующей в разрезе балбраунской свиты. Структурно рудные тела
приурочены к замкам частных складок. В центральную группу вошли
месторождения, связанные с рудными горизонтами балбраунской свиты
главным образом двумя нижними (bli и Ь12), а также третьим горизонтом
(Ы3), — Карсакпайское, Балбраун, Керегетас, Дюсембай, Жаркудук.
Южная группа объединяет месторождения, рудные тела которых сложе-
ны железистыми кварцитами верхней биитской свиты, принадлежащими
двум стратиграфическим горизонтам (Му и Ыг). Кроме этих групп в бас-
сейне имеются две группы рудопроявлений — восточная и юго-восточная,
связанные с бурмашинской и балбраунской (шагырлинской) свитами.
Из-за незначительных размеров промышленного интереса они не пред-
ставляют. При оценке месторождений и рудопроявлений исключались
рудные тела мощностью менее 2 м, содержащие железа менее 30%.
Наибольшее значение имеют месторождения Балбраун и Керегетас,
расположенные южнее пос. Карсакпай. На них сосредоточена главная
часть промышленных руд бассейна. Приведем-краткое описание этих
месторождений.
Месторождения Балбраун и Керегетас. Рудные поля месторождений
вытягиваются полосой от южной окраины пос. Карсакпай на юг до доли-
ны р. Керегетассай. Протяженность ее около 12 км при ширине до 3 км.
Разведывались в 1931—1951 гг. (К. И. Сатпаев, И. В. Дюгаев, С. Г. Ан-
кинович, М. Р. Узбеков и др.). Они были вскрыты канавами, скважина-
ми, а также горными выработками. Составленная ими геологическая
карта рудного поля уточнена Г. В. Жуковым и С. Б. Розановым (рис. 13).
В рудных полях распространены нижнепротерозойские балбраунская
и шагырлинская свиты карсакпайской серии, а на небольших по площа-
ди участках — щебенистые суглинки и зеленые глины миоценового воз-
раста мощностью 50 м.
Все рудные тела месторождений приурочены к верхней пачке бал-
браунской свиты мощностью до 400 м. Она согласно залегает на порфп-
ритоидах нижней пачки, образуя с ними четкий и резкий контакт, и со-
58
гласно перекрыта порфиритоидами шагырлинской свиты. Продуктивная
пачка сложена кварцево-серицитовыми сланцами, вмещающими два го-
ризонта железистых кварцитов (bh и bl2), прослои безрудных кварцитов
и мраморов, 'часто окварцованных, а также линзы порфиритоидов по ту-
фам базальтового состава (рис. 14). В верхней части разреза в основании
мраморов залегает характерный горизонт кварцитов с брекчиевидной
текстурой.
Первый горизонт (ЬЬ) железистых кварцитов расположен в низах
пачки, второй (Ы2) —в середине ее разреза. По кровле второго, горизон-
та пачку можно разделить на рудную и подрудную части. Первый гори-
зонт прослеживается на восточной и южной окраине участка месторож-
дения Балбраун более чем на 10 км. Практическое его значение невелико,
Рис. 13. Схематическая геологическая
карта месторождений Балбраун и
Керегетас (по Г. В. Жукову и
С. Б. Розанову):
1 — кайнозойские отложения; 2 —
боздакская серия среднего протеро-
зоя; карсакпайская серия нижнего
протерозоя: 3 — порфиритоиды ша-
гырлинской свиты; 4—8 — балбраун-
ская свита: 4, 5 — пачки серицитовых
сланцев и кварцитов соответственно
надрудиой и подрудпой части, 6 —
пачка базальтовых порфиритоидов,
7 — горизонты окварцованных мра-
моров, 8 — горизонты железистых
кварцитов Ыь Ы2; 9 — разрывы; 10—
падение пород (а — нормальное, б —
опрокинутое)
хотя мощность образованных им рудных тел достигает 20 м. Второй гори-
зонт слагает все промышленные залежи обоих месторождений. Оценить
мощность горизонта трудно, так как она резко меняется в зависимости
от приуроченности к замкам или крыльям складок. Возможно, она со-
ставляет 20—25 м.
Главным рудообразующим минералом служит гематит, в отдельных
типах руд его содержание достигает 90%. Вторым по значению минера
лом является кварц. Кроме того, в рудах отмечаются мартит, серицит,
хлорит, кальцит, гипс, апатит, турмалин, магнетит, пирит, сидерит. Ка-
чество руд низкое. Содержание железа 31,7—45,9%, среднее 40,4%- Сред-
нее содержание в рудных телах убывает с запада на восток. Содержание
59
кремнезема (кварца) 15—50%, среднее 35%. Сера в руде обычно связана
с пиритом, а у поверхности — с гипсом. Вследствие огипсования руд на
поверхности количество серы достигает 3,5%, а в первичных рудах —
0,7%, в среднем 0,2%. Фосфор (до 0,1%) связан с апатитом. На окись
алюминия в рудах приходится 2,5—4,5%, As — сотые и тысячные доли
процента, Мп — 0,1—0,01 %, Ti — десятые доли процента, СаО— 1%, а
в огипсованных рудах — 6%, Мо — 0,3%, Zn и РЬ — 0,1 %.
Рис. 14. Геологический разрез месторождения Балбраун по линии VIII (по М. Р. Узбе-
кову, I960)-.
1 — кварцево-серицитовые сланцы; 2—4 — руды с содержанием железа (%): 2 — бо-
лее 45, 3 — 45—35, 4 — 35—30
Основными структурами рудных полей месторождений Балбраун
и Керегетас являются две крупные сопряженные складки — антикли-
нальная на западе и синклинальная на востоке, осложненные мелкими
линейными, часто опрокинутыми складками шириной от нескольких до
первых сотен метров и нарушенные многочисленными сбросами. Место-
рождение Балбраун находится на западном крыле антиклинали и ее
северном погружении. Расположенное южнее месторождение Керегетас
приурочено к западному крылу той же антиклинали.
Железные руды Карсакпайского бассейна имеют преимущественно
гематитовый или смешанный гематито-магнетитовый состав и микрозер-
нистую структуру. Существующие способы обогащения этих руд сложны
и стоимость их высока, поэтому промышленное освоение руд этого района
в настоящее время нерентабельно, хотя их запасы, сосредоточенные толь-
ко на месторождениях Балбраун и Керегетас, могли бы обеспечить рабо-
ту крупного обогатительного комбината в течение нескольких десятков
лет.
Гранат-апатит-амфибол-хлорит-кварц-гематит-магнетитовый тип
Ащитастинское месторождение
Месторождение находится на северном погружении Улутауского до-
кембрийского массива. Л4агнитпая аномалия установлена Волковской
экспедицией в 1956—1957 гг. при аэромагнитной съемке. В 1968 г. Аман-
гельдинской геофизической экспедицией были уточнены форма и размеры
аномалии, протягивающейся в северо-западном направлении на 12 км с
интенсивностью в эпицентре до 11 130 гамм. В 1969 г. Аркалыкской
60
поисково-разведочной экспедицией были проведены буровые работы и
определена ее рудная природа. Предварительные разведочные работы
продолжались до 1972 г. Е. К. Конысбаевым и А. Кумалаковым, в ре-
зультате были уточнены площадь распространения рудных тел, общее
геологическое строение месторождения, а также осуществлено техноло-
гическое испытание руд и подсчет запасов. Детальное исследование мес-
торождения проводилось А. Е. Бекмухаметовым, А. Т. Бекботаевым
(1975).
Ащитастинское месторождение приурочено к останцу раннепротеро-
зойской толщи кремнисто-зеленосланцево-спилию-кератофировой фор-
мации карсакпайской серии, захваченному Тастинским гранитоидным
батолитом. Интрузия также прорывает широко развитые в районе кемб-
ро-ордовикские метаморфические толщи, на основании чего возраст опре-
деляется как силурийский.
С северо-востока интрузивный массив и рудовмещающая толща с
резким угловым несогласием полого перекрыты девоно-карбоновыми
отложениями песчаников, конгломератов, гравелитов, известняков, сла-
гающих Каракудукскую синклиналь на юге и Виттинскую мульду на се-
вере. Амплитуда падвига не менее 400 м.
Останец Ащитастинского месторождения сильно вытянут в северо-
западном направлении на 8,5 км при резко меняющейся ширине от 4 км
на юге до 100 м на севере (рис. 15). Сложен он сильно дислоцированны-
ми кристаллическими сланцами, карбонатными породами с горизонтами
железистых кварцитов, которые имеют юго-западное падение под углом
60—85°. Вдоль напластования породы пронизаны апофизами гранитоид-
ных интрузий и местами подвержены магматическому замещению. В раз-
резе метаморфической толщи месторождения выделяются три горизонта,
пли пачки (снизу вверх):
1.	Хлорит-плагиоклазовые и хлорит-кварц-плагиоклазовые славны с
прослоями слюдисто-кварцевых и амфибол-плагиоклазовых сланцев,
мощность более 200 м.
2.	Слюдисто-кварцевые сланцы с прослоями амфибол-плагиоклазо-
вых, биотит-плагиоклазовых, хлорит-плагиоклазовых сланцев, карбонат
ных пород и железистых кварцитов, мощностью 200—240 м.
3.	Магнетит-амфибол-плагиоклазовые, плагиоклаз-амфиболовые
сланцы с прослоями кварц-амфибол-плагиоклазовых сланцев, мощность
более 1000 м.
Аналогичность разреза месторождения по стратиграфическому
строению, петрографическому составу и степени регионального метамор-
физма и опорного разреза Карсакпайского синклинория позволила отнес-
ти всю рудовмещающую толщу к сауктальской свите раннепротерозой-
ского возраста, выделяемой в Северном Улутау как продолжение карсак-
пайской серии (Филатова, 1962).
В метаморфической толще для большинства ее пород установлен
первичный состав. Исходными продуктами для слюдисто-кремнистых
сланцев были терригенно-осадочные образования, по составу и структуре
соответствующие псаммитам кварцевого и кварц-полевошпатового соста-
ва. Плагиоклаз-амфиболовые сланцы представляют собой порфиритоиды,
первичная природа которых отвечает базальтовым лавам и в меньшей
степени их туфам.
Широко развитые в рудном поле интрузивные породы Тастинского
массива по петрографическому и химическому составу, текстурно-струк-
турным особенностям соответствуют формации гранитоидных батолитов
«пестрого»» состава (по классификации Ю. А. Кузнецова, 1964). Основ-
ную часть пород плутона составляют лейкократовые граниты и гранодио-
риты и только в эндоконтакте с порфиритоидами постепенно сменяются
средними, основными и ультраосновными разностями пород. Возраст
61
Рис. 15. Схематическая геологическая карта Ащитастинского месторождения (состав-
лена А. Е. Бекмухаметовым и А. Т. Бекботаевым с использованием материалов Тургай-
с кой ГРЭ).
Мезозой-кайпозойские отложения: 1 — глины, пески, супеси. Верхний девои-фаменский
ярус: 2 — аркозовые песчаники, 3 — известковистые песчаники, 4 — известняки, 5 —
краспоцветные аркозовые песчаники с прослоями конгломератов, гравелитов и алевро-
литов. Докембрийские метаморфические образования: 6 — магиетит-плагиоклаз-амфибо-
ловые, магнетит-амфибол-плагиоклазовые, кварц-магнетит-плагиоклаз-амфиболовые
сланцы, 7 — кварц-хлорит-амфибол-плагиоклазовые, кварц-биотит-амфибол-плагпокла-
зовые сланцы, 8 — магнетит-кварц-мусковит-амфпболовые сланцы, 9 — мраморизован-
ные известняки, 10 — хлорит-кварц-плагиоклазовые сланцы, И—мусковнт-биотит-пла-
гиоклазовые сланцы, 12 — железистые кварциты (па карте), 13 — руды магнетитовые,
— руды гематит-магнетитовые (на разрезах), 15 — руды гематитовые (а — гема-
титовые руды мощностью менее 1,5 м), 16 — кварц-биотит-плагиоклазовые, мускозит-
кварц-плагиоклазовые, биотит-серицпт-кварцевые сланцы, 17 — кварц-магнетит-амфи-
бол-биотитовые сланцы, 18 — амфибол-плагиоклазовые сланцы, 19 — кварц-хлорит-
плагиоклазовые сланцы, 20 — роговики. Магматические породы ащптастииского масси-
ва: 21 — биотит-роговообманкозые порфировпдные граниты и плагиограниты, 22—био-
тит-роговообманковые и роговообманковые гранодиориты, 23 — диориты, кварцевые
габброидов из краевой фации массива по биотиту составляет 460 и
457 млн. лет, гранодиоритов и гранитов внутренней части массива —- 443
и 426 млн. лет, что может свидетельствовать о формировании массива в
период от верхнего ордовика до верхнего силура (по казахстанской шка-
ле, 1963 г.), и вместе с тем эти цифры отвечают возрасту всего интрузив-
ного комплекса по геологическим признакам.
С внедрением гранитного плутона связаны широко проявленные про-
цессы контактового метаморфизма, чему способствовали явления диффу-
зионного магматического замещения в условиях структурной совмещен-
ности внедрения магмы в крутозалегающие пласты кристаллических
сланцев и резкая контрастность состава вмещающих порфиритоидов и
гранитной интрузии. Вокруг останца между гранодиоритами массива и
кристаллическими сланцами наблюдаются постепенные переходы через
множество разностей, которые четко выражены как в химико-минерало-
гическом составе, так и в их структуре и текстуре. От внутренней части
интрузива к вмещающим породам установлен следующий ряд гибридных
пород: меланократовые гранодиориты — сиенодиориты — монцониты —
диориты — габбро-горнблендиты.
Контактовый метаморфизм обусловен одноэтапным процессом маг-
матического диффузионного замещения с образованием пород «пестрого»
состава (Коржинский, 1952; Жариков, 1960; Кузнецов, 1964) и термаль-
ной перекристаллизации в экзоконтакте массива. Процесс магматическо-
го замещения кристаллических сланцев, порфиритоидов, мраморов и
джеспилитов связан с явлениями контактовой гранитизации и габброиди-
зации при поступлении из магматической камеры трансмагматических
флюидов гранитной магмы и встречной диффузией компонентов вме-
щающих толщ (Жариков, 1966, с. 33—35). Образование гранитоидов ря-
да гранодиорит — сиенодиорит происходит с привносом во внешнюю зону
массива Н2О, К2О, SiO2 и А12О3, количество которых, за исключением во-
ды, убывает с удалением от магматической камеры батолита и выносом
FeO, Fe2O3, MgO, СаО, частично Na2O, TiO2 и P2O3. Потоки флюидов,
насыщенные основаниями, по пути дальнейшего просачивания слабо
реагировали с равновесными ортосланцами и порфиритоидами. Послед-
ние подвергались лишь перекристаллизации через стадию анатексиса с
образованием диоритов и габбро (in siti). При благоприятных геолого-
структурных условиях изохимический процесс габброидизации сменяется
зоной развития базификации, в которой образуется ряд меланократовых
габброидов — горнблендитов и штокверковых руд апатит-амфибол-маг-
нетитового типа. В них фиксируется большое количество Fe, MgO, СаО,
TiO2 и P2Os, вынесенных из зоны гранитизации, и резко падает количест-
во SiO2, А12О3 и щелочей. В экзоконтактовую зону массива просачивают-
ся отработанные трансмагматические флюиды, представляющие собой
слабощелочные гидротермальные растворы, которые подвергли контакто-
вому метаморфизму вмещающие породы и джеспилиты до роговообман-
ково-роговиковой фации. По вмещающим породам образуются контак-
товые роговики, мраморы с актинолитовой минерализацией и скарноиды,
по гематиту железистых кварцитов развивается магнетит, из джеспи-
литов частично выносится кремний и вместе с магнетитом развиваются
актинолит и хлорит. Метаморфизм в рудах постепенно затухает по мере
диориты, 24 — габбро-диориты, сиенодиориты, 25 — роговообмаиковые габбро, монцони-
ты, 26 — габбро-нориты, 27 — горнблендиты, 28 — дайки среднего и основного состава,
29— дайки кислого состава; 30 — геологические контуры; 31—границы фациальных
разновидностей пород массива; 32 — тектонические нарушения: установленные (с) и
предполагаемые (б); 33— скважины разведочные (90) и картпровочные (3025)
63
удаления от интрузий с падением активности остывающих растворов, чем
объясняется смена минеральных фаций руд от амфибол-магнетитовых до
типичных джеспилитов. В постмагматическую стадию по амфиболам раз-
вивается хлоритовая минерализация и на метаморфизованные руды на-
кладываются сульфиды.
Таким образом, контактовый метаморфизм стратиформных руд про-
исходит на контакте с гранитоидными интрузиями «пестрого» состава в
две стадии: магматического диффузионного замещения прерывисто-не-
прерывного процесса гранитизации — базификации во внешней зоне мас-
сива и сопряженного с ним метаморфизма вмещающих пород и джеспи-
литов и постмагматического преобразования метаморфитов с наложением
сульфидов.
Тастинский плутон в пределах рудного поля сопровождается серией
жильных образований. Среди них по составу выделяются средние и кис-
лые дайки. Последние представлены гранодиорит-порфирами, аплитами,
пегматоидными жилами, которые генетически тесно связаны с гранодио-
ритовой интрузией и большей частью являются ее апофизами. ОниУимеют
преимущественно северо-западное простирание и юго-восточное падение.
Дайки среднего состава на месторождении развиты больше, чем кислого.
Они слагают маломощные тела северо-западного направления с юго-за-
падным падением, реже наблюдаются дайки северо-восточного прости-
рания. В их формировании участвуют диорит-порфириты, сульдениты,
малхиты, одиниты и спессартиты. Они представляют собой более моло-
дые образования, чем дайки кислого состава.
Скарноиды месторождений отличаются полиминеральностыо. В их
состав входят гранат, пироксен, эпидот, амфибол, биотит, кальцит, кварц
и магнетит с постоянными реликтами кремнисто-известковистых пород,
сланцев и железистых кварцитов. Обычно >в них преобладают один-два
минерала, по которым определяются породы. В Ащитастинском место-
рождении преобладают скарноиды гранатового и актинолитового состава.
Они чаще всего развиваются вдоль известковистых и известково-силикат-
ных прослойков, накладывая на сланцы и железистые кварциты пятнис-
то- или вкрапленно-полосчатую текстуру. В скарноидах и контактово-
метаморфизованных рудах отмечаются также мономинеральные прожил-
ки и жилы скарнов чаще гранатового состава.
Роговики распространены во внешней зоне габброидов гранитоид-
ного массива и пространственно совмещаются с контактово-метаморфи-
зованными рудами и скарноидами. Образованы они путем изохимиче-
ской перекристаллизации амфибол-плагиоклазовых сланцев, порфирито-
идов и слаборудных железистых кварцитов. Это черные, темно-зеленые
плотные породы массивной текстуры и скрытокристаллической структу-
ры, состоящие из.амфибола (до 70%), плагиоклаза, кварца и магнетита.
В участках ороговикования железистых кварцитов преобладает кварц и
магнетит, меньше амфибола, присутствует биотит.
Мраморы развиты в рудном поле в виде пластов и прослойков в
сланцах. По ним образуются скарноиды, особенно на контакте с рудами.
В породе среди плотно сросшихся полигональных и изометричных зерен
кальцита отмечаются вкрапления актинолита, хлорита, цоизита, эпидота,
магнетита. Последний иногда образует значительные концентрации
(ДО 10%).
Железные руды на месторождении слагают два пластообразных те-
ла, которые согласно залегают с вмещающими метаморфическими поро-
дами. Они стратиграфически приурочены к среднему горизонту, залегают
в его верхней и нижней частях и прослеживаются на 8500—9000 м в се-
веро-западном направлении. Мощность рудных тел изменяется от не-
скольких до 40 м, падение их юго-западное под углом 40—85°. По прости-
64
ранию они расчленены интрузией на три части, которые составляют на
месторождении северо-западную, центральную и юго-восточную рудные
залежи. Руды, подобно вмещающим породам, интенсивно подвержены
контактовому метаморфизму.
Северо-западная залежь состоит из двух поэтажно расположенных
2500—2800 м, мощностью
рудных тел, параллельно протягивающихся на :
до 50 м. Рудные тела залегают круто под углом
70—77°, с глубиной они несколько выполаски-
ваются. По падению мощность рудных тел по-
степенно уменьшается и на глубине 600 м пол-
ностью выклинивается. На севере и востоке
рудные тела срезаны взбросом, а к югу разоб-
щены гранодиоритовой интрузией и пронизаны
ее апофизами.
Центральная залежь по размерам рудных
тел наименьшая, но характеризуется довольно
богатыми рудами. На востоке она срезана
взбросом и к западу полностью переработана
интрузией, а в современном разрезе сохранил-
ся лишь один ее пласт. По геолого-геофизиче-
ским данным она протягивается всего на
1500 м, мощность ее до 40 м, падение крутое
(70—80°) юго-западное. Рудные тела развиты
до глубины 200—250 м, видимо, ниже они пол-
ностью переработаны интрузией.
Юго-восточная залежь представлена дву-
мя пластами протяженностью около 2000 м с
крутым (70—80°) падением в верхней части
разреза и пологим (30—40°) на глубине. Меж-
ду собой они разобщены прослоями кристалли-
ческих сланцев и мраморов. Мощность рудных
тел сильно изменчива, что вызвано широким
развитием пликативной и дизъюнктивной тек-
тоники. В отличие от северных залежей в руд-
ной толще распространены двуслюдяные слан-
цы (рис. 16). Рудные тела также лучше сохра-
нились, что объясняется дискордантным харак-
тером контакта интрузии. С глубиной рудные
тела выклиниваются и частично ассимилируют-
ся или трансформируются граподиоритовой
интрузией. По единичным скважинам установ-
лено, что рудные тела на этом участке место-
рождения развиты до глубины 400 м.
Наибольший интерес представляет контак-
товый метаморфизм железистых кварцитов, ко-
торые даже на Ащитастинском месторождении
в ксенолите интрузивного массива не претер-
пели полного метаморфизма. Только в зонах
непосредственного контакта с вмещающей ин-
трузией руды в различной степени подвергнуты
метаморфизму; в центре ксенолита они в основ-
ном сохранились в виде джеспилитов. На кон-
такте интрузии с вмещающей толщей в рудах
гранат-апатит-амфибол-хлорит-кварц-гематит-
магнетитового типа выделяются следующие
минеральные фации: апатит-амфибол-магнети-
2
tj
s "
5-210
65
товая, хлорпт-гематит-магнетитовая, кварц-гематит-магнетптовая, сме-
няющиеся в удалении от контактов типичными джеспилитами кварц-
магнетит-гематитового состава. Б этом же направлении роговики
переходят в кристаллические сланцы, постепенно исчезают эпиге-
нетические минералы, в рудах падает содержание фосфора, серы и халь-.
кофильных элементов, массивные и прожилково-вкрапленные рудные
тела с признаками эпигенеза становятся строго стратифицированными
джеспилитами. Выделенные минеральные фации имеют между собой по-
степенные переходы. Наиболее полный ряд метаморфических рудных фа-
ций проявляется в телах, согласно залегающих в интрузии.
Кварц-гематитовая фация руд, джеспилитовая, составляет примерно
третью часть запасов Ащитастинского месторождения (в остальных
объектах не менее 90%). Пространственно они тяготеют к участкам, не
подверженным контактовому метаморфизму или составляют внешнюю
сферу магнетитовых руд зоны контакта с интрузией. Гематитовые руды
залегают согласно с вмещающими сланцами. Они тонко- и мелкозернис-
тые; главными составляющими являются гематит и кварц, в небольшом
количестве присутствуют магнетит, хлорит, биотит, мусковит. Для руд
характерна слоисто-сланцевая текстура. Мощность отдельных прослой-
ков колеблется от долей до нескольких сантиметров. Структура лепидо-
бластовая, редко порфиробластовая.
Кварц-гематит-магнетитовая фация руд на месторождении пользует-
ся наибольшим распространением. Она занимает промежуточное поло-
жение между гематитовыми и магнетитовыми рудами. Текстура их слан-
цеватая, но с увеличением содержания магнетита она постепенно затуше-
вывается.
Кварц-хлорит-гематит-магнетитовая фация руд на месторождении )
сравнительно мало распространена и составляет около 20% общего
объема руд. Но руды этой фации представляют наибольшую практиче-
скую ценность как легко обогатимые и более богатые, чем джеспилиты.
В целом они сохраняют общую морфологию пластов, но участками умень-
шаются в мощности, исчезают отдельные маломощные прослон. Магне-
титовые залежи развиты в контакте с интрузией и сопровождаются оро-
говикованными сланцами и скарноидами. Количество кварца в таких
рудах незначительное, а гематит сохраняется в виде реликтов. Внешне
это проявляется в исчезновении первичной сланцеватости, и руды приоб-
ретают более или менее массивную текстуру. Изометричные зерна квар-
ца, магнетита и чешуйки хлорита слагают равномернозернистую массу.
В этих рудах больше примесей апатита, граната, амфибола и суль-
фидов.
Апатит-амфибол-магнетитовая фация руд развита весьма ограничен-
но среди габбро, горнблендитов и ороговикованных ортосланцев в виде
вкрапленности, гнезд, полос и прожилков. Кроме магнетита, амфибола
и апатита часты выделения сульфидов.
В целом выделяемые на месторождении фации руд характеризуются
простым минеральным составом и в них кроме главных минералов обна-
ружены биотит, мусковит, плагиоклаз, гранат, кальцит, пирит, халько-
пирит. В единичных знаках отмечены пироксен, эпидот, цоизит, сфен,
турмалин, корунд, рутил, сидерит, ильменит, брукит, дистеи, цеолиты.
Химический состав железных руд определялся многочисленными-
анализами, выполненными в Аркалыкской ГРЭ. Общее содержание желе-
за в кварц-гематит-магнетитовых рудах 32—40% (среднее 35%), в
кварц-хлорит-гематит-магпетитовых — 30—45% (среднее 39%), апатит-
амфибол-магнетитовых — 30—56% (среднее 45%). Количество фосфора
и серы увеличивается от гематитовых руд к магнетитовым, а кремния,
наоборот, уменьшается (табл. 7). Спектрально в рудах обнаруживаются
66
Ni, Co, Pb, Zn, Cu, Rb, Mo, Sn, Ga, Cr, содержание которых обычно не
превышает тысячных долей процента.
Таким образом, Ащитастинское месторождение является контакто-
во-метаморфизованным, регенерация руд в нем произошла в процессе
внедрения Тастинского массива верхнеордовикского гранодиорит-грани-
тового комплекса на северном продолжении Карсакпайской зоны желе-
зистых кварцитов и имеет большое практическое значение. С этой пози-
Таблица 7 Химический состав руд Ащитастинского
месторождения
Скислы	Минеральные фации руд			
	Кварц-гема- титовая (скв. 78. гл. 95 м)	Хлорит- кварц-гема- тит-магне- титовая (скв. 90, гл. 160 м)	Хлорит-ге- матит-маг- нетитовая (скв. 98. гл. 220 м)	Апатит-ам- фибол-хаг- нетитовая (скв. 89, гл. 92 м)
SiO2	80,60	35,50	26,80	22,12
TiOa	0,20	0,10	0,30	0,90
А12Оз	0,66	2,49	4,49	1,07
FesO3	12,39	54,99	52,53	46,88
FeO	3,33	3,18	9,70	17,99
MnO	0,05	0,0б	0,03	0,05
MgO	0,40	1,98	2,77	2,80
CaO	0,61	1,12	1,12	2,42
K2O	Не обн.	0,10	0,56	0,10
NajO	0,25	0,10	0,37	Не обн.
P2O5	0,09	0,58	0,46	4,82
s	Не обн.	0,07	0,27	0,38
F	0,67	0,05	0,02	0,65
CI	0,45	Не обн.	0,45	0,15
HaO	Не обн.	0,31	0,71	Не обн.
co2	0,17	0,30	Не обн.	Не обн.
Сумма	99,56	100,86	100,35	100,08
	0,38				0,10	0,30
Fe	11,28	40,98	44,37	46,95
цни северная часть Улутауского докембрийского массива и район
Ишимской Луки, где широко развиты силуро-девонские гранитные интру-
зии, вполне перспективны для выявления промышленных гематит-магне-
титовых месторождений.
МЕГАРЯД ЗОЛ OTO-СЕРЕБРЯ НОМОЛИ БДЕНОВО-МЕД НО-
ЖЕЛЕЗОРУДНО-СВИНЦОВО-ЦИНКОВЫХ ФОРМАЦИЙ
РЯД ЗОЛОТО-МОЛ ИБДЕНОВО-ЖЕЛЕЗО-МЕДНО-СВИНЦОВО-ЦИНКОВЫХ
ФОРМАЦИЙ
СВИНЦОВО-ЦИНКОВО-ФОСФОРНО-ЖЕЛЕЗОРУДНАЯ ФОРМАЦИЯ
Эта формация, как и остальные разности мегаряда, пространственно
и генетически связана с контрастно дифференцированным базальтово-
габбро-липарито-гранитовым магматизмом, но при доминирующей роли
кислого магматизма с самого начала заложения геосинклинальных про-
гибов. В основном она представлена Холзунско-Сарымсактинской, по
Г. Ф. Ляпичеву (1977), или Белоубинско-Южноалтайской, по Д. Г. Ажги-
67
рею (1969), структурно-формационной зоной с кварц-кератофировой
формацией вулканитов и интрузиями габбро-плагиогранитной формации,
которые целесообразно рассматривать совместно.
Эта зона вытягивается в северо-западном направлении в виде узкой
зоны смятия, разделяя каледониды Горного Алтая и герциниды Рудного
Алтая, и представляет собой медиогеосинклиналь герцинского цикла
развития, заложенную на каледонском фундаменте. Девонские отложе-
ния кварц-кератофировой формации, поданным Э. Г. Кассандрова (1972),
В. С. Кузебного (1973) и И. А. Калугина (1976), сложены щелочно-
кремнекислыми эффузивами трахиандезитовых порфиритов, кератофи-
ров, трахитовых порфиров, трахилипаритовых фельзит-порфиров и квар-
цевых порфиров, туфолав, туфами, игнимбритами и туффитами кислого
состава, а также прослойками известняков, ритмитами железистых туф-
фитов и кварцитов и рудоносными порфиритами с тонкораспыленной
гематитовой минерализацией в отдельных пластах трахиандезитовых
порфиритов и трахитовых порфиров. Габбро-плагиогранитовую форма-
цию составляют рассматриваемые здесь как самостоятельные (Кузебный,
1973) комплексы габбро-диорит-диабазовых интрузий (D3—Ci) и гранит-
ных батолитов калбингкого типа (Р). Железоносный комплекс пород
перекрывается нижнекарбоновыми флишоидами и базальтоидными вул-
канитами инверсионного этажа и средне-верхнекарбоновыми красно-
цветными молассами орогенного этажа.
Месторождения зоны (Холзунское, Родионов Лог и др.) по составу
относятся к гидросиликатно-альбит-амфибол-апатит-магнетитовому ми-
неральному типу. Источником рудного вещества являются синхронные
железистые ритмиты кварц-хлорит-апатит-гематит-магнетитового мине-
рального типа в вулканитах и интрузии габбро-диорит-гранодиоритовой
формации. Железо из них ремобилизовано в постмагматическую стадию \
и локализовано в приконтактовых зонах массивов. Месторождения эти
предпочтительно считать диплогенического происхождения (Бекмухаме-
тов, 1976).
Кварц-хлорит-гематит-магнетитовый
и амфибол-апатит-магнетитовый типы
Холзунское месторождение
Месторождение является самым крупным из известных в Алтае-
Саянской области. Расположено севернее г. Зыряновска.
Месторождение открыто в 1950 г. шлиховой партией под руководст-
вом А. Б. Гиянцингера (ЗСГУ). Разведка его была проведена в 1951 —
1953 гг. А. С. Калугиным, затем возобновлена в 1967 г. Вопросами
геологии, петрографии, минералогии и генезиса руд занимались С. С. Зи-
мин, Д. Г. Ажгирей, Е. С. Ливицкий, В. Е. Попов, В. В. Коробов, Г. Л. По-
спелов, А. С. Калугин, Э. Г. Кассандров.
На месторождении проведены аэромагнитные и наземные магнитные
съемки различных масштабов. С 1974 г. железорудные месторождения
Алтая, в частности Холзунское, исследуются сотрудниками ЙЕН АН
КазССР (А. Е. Бекмухаметов, Н. Л. Панкратова и В. Н. Овчаров).
Холзунское месторождение входит в состав Холзунско-Сарымсак-
тинской структурно-формационной зоны. В структурном отношении оно
приурочено к северо-восточному крылу брахиантиклинали, имеющей про-
стирание 320—350°, с углами падения крыльев 60—80°. В южной части
месторождения выделяется несколько надвигов с амплитудами переме-
щения в первые сотни метров, которые сопровождаются повышенным
рассланцеванием и метаморфизмом пород.
В геологическом строении месторождения участвуют в основном
68
Рис. 17. Схематическая геологическая карта Холзунского месторождения (составила
И. Л. Панкратова с использованием материалов И. А. Калугина и Северо-Алтайской
экспедиции}:
1—трахиаидезитовые порфириты; 2 — кератофиры, трахитовые порфиры и их туфы;
3 — липарптовые и фельзитовые порфиры и их туфы; 4 — известняки; 5 — кальцит-
биотит-альбитовые сланцы; 6 — сланцы и окодоскарновые породы альбит-актинолитово-
го, биотит-альбит-актинолитового состава; 7 — альбититы и альбит-актиполитовые по-
роды; 8 — граниты Тургусунского массива; 9 — рудные тела; 10 — альбитизация; И—
биотитизация; 12 — актиполитизация; 13 — скарновая минерализация; 14 — разломы;
15 — угол падения пород, руд; 16 — скважины
нижнеэйфельские образования, относимые Л. Н. Формозовой (1968) к
железоносной кварц-кератофировой карбонатной формации (рис. 17). На
юго-западе месторождения находится Тургусунский гранитоиднып мас-
сив пермского возраста. Рудовмещающие отложения на месторождении
подразделены на подрудпую и надрудную пачки. Простирание пород
69
Рис. 18. Геологический разрез Хол-
зунского месторождения по ли-
нии I—I. Условные обозначения
те же, что и на рис. 17
северо-западное, падение крутое, под углом 55—70°. Подрудная пачка
(западная часть месторождения) сложена породами с унаследованными
структурами лав и туфов кератофировых, трахилипаритовых, фельзито-
вых, кварцевых и дацитовых порфиров, реже трахиапдезитовых порфири-
тов. В подчиненном количестве присутствуют туффиты, карбонатно-туфо-
генные и кремнистые сланцы, мраморизованпыс известняки и доломиты.
Отдельные прослои и горизонты этих пород обогащены марганцем, фос-
фором и железом вплоть до сплошных гематитовых прослоев и линз.
Породы подрудной пачки слабо рассланпованы и в различной степени
калишпатизированы. Надрудная пачка (северо-восточная часть место-
рождения) сложена метасоматическими массивными и рассланцованны-
ми альбитовыми породами с примесью актинолита, хлорита, биотита и
эпидота. Первичная природа этих образований трактуется по-разному.
По Э. Г. Кассандрову (1972) доальбититовые породы представляли
собой граносиепит-порфиры, кварцевые сиениты, сиениты, плагиограни-
ты и гранит-порфиры субвулканической интрузии девонского возпаста.
И. А. Калугин (1976) считает альбититы
•Ks	также метасоматическими образования-
ми, ио развитыми во вмещающих вулка-
ногенных образованиях и имеющими с ни-
ми постепенные переходы через слабоаль-
битизировапные разности. Скорее всего,
исходными породами альбититов были ин-
трузивные породы среднего состава.
Холзунское месторождение включает
в себя железорудные тела и вмещающие
их околорудные метасоматические породы
(рис. 18). По составу и структуре они от-
вечают альбититам, скарнам и сланцам
альбит-актинолитового, альбит-актиио-
лпт-биотитового, альбит-биотит-кальци-
тового составов. Среди железных руд
Холзунского месторождения выделяются
два генетических типа: сингенетичные
вулканогенно-осадочные и метасоматиче-
ские руды. Первый тип руд самостоятель-
ного промышленного значения не имеет.
Развит он среди пород подрудной пачки,
представлен гематитовыми кварцитами,
туффнтами и рудными порфиритами.
Кроме гематита, присутствующего в виде тончайшей пылевид-
ной массы, .в рудах обычно наблюдается мелкокристаллический магне-
тит. Гематитовые кварциты и туффиты имеют полосчатую и слоистую
текстуру, характеризующуюся ритмичным чередованием рудных и без-
рудных прослоев. Мощность рудоносных прослоев в пачках варьирует от
миллиметров до первых метров. Такие ритмично-полосчатые породы,
обогащенные рудным веществом в виде слойков и мелких линз, выделяют-
ся в группу вулканогснно-кремнисто-железпстых ритмитов. Они совмест-
но с рудными порфиритами в дальнейшем и послужили источником для
формирования богатых метасоматических магнетитовых залежей (Бек-
мухаметов, 1974 а, 1976; Поспелов, 1974). Такие залежи составляют
основные запасы железных руд на месторождении. Рудные тела просле-
живаются па сотни метров в виде линзовидно-пластообразнух тел. Их
мощность по разрезу достигает 70—100 м. Залегают тела моноклинально
с крутым падением на северо-восток под углами 60—80°. Для рудной
зоны характерна наибольшая степень рассланцованности пород. Преоб-
70
ладают руды массивной или линзовидно-полосчатой текстуры. По соста-
ву они отвечают амфибол-магнетитовому типу, содержат повышенные
количества апатита. Среди них наиболее распространены актинолит-био-
тит-магнетитовые, биотит-альбит-магнетитовые и кальцит-актинолит-
магнетитовые руды. Главным минералом является магнетит — 50—95%.
Самые высокие содержания железа в рудах составляют 40—45%, сред-
ние— 28—32%. Апатит в очень небольших количествах присутствует во
всех типах руд, в отдельных участках до 35%• Обычные его содержания
в апатит-магнститовых рудах 2—4%. И. А. Калугин (1976) отмечает, что
повышенные количества его характерны для магнетитовых руд, содер-
жащих кальцит, биотит и кварц. На юго-западе месторождения выделя-
ются также апатит-магнститовые п магнетит-гематитовые руды со скар-
новой ассоциацией минералов. На участке насчитывается всего около
десятка рудных и безрудных скарновых гнезд или жил с резкими пере-
жимами и раздувами. Максимальная их мощность 4—5 м, обычно меньше
1 м. В них всегда наблюдается примесь граната, пироксена, амфибола,
апатита, эпидота, ортита и кварца. Содержание апатита в этих рудах
самое высокое— 10—30%. Апатит в контакте с силикатной породой об-
разует крупные кристаллы.
Э. Г. Кассандрой (1972) формирование скарнов связывает с внедре-
нием Тургусунского гранитного массива. Однако скарновая минерали-
зация наблюдается в значительной удаленности от контакта с кислой
интрузией. Детальные исследования И. А. Калугина, а также работы
А. Е. Бекмухаметова и Н. Л. Панкратовой показали, что щелочные мета-
соматиты, скарны и магнетитовые руды формировались раньше Тургу-
сунского массива и широко распространенные альбититы являются око-
лоскарновыми и околорудными метасоматическими образованиями.
Маркакульское месторождение
Железорудное Маркакульское месторождение находится на северо-
западе Караиртышской (Маркакульской) зоны смятия. Эта структура
сформировалась как шовный антиклинорий в области сближения Иртыш-
ско-Маркакульского и Березовско-Маркакульского разломов. Первые
сведения о нахождении здесь железных руд относятся к 1911 г., когда
А. Б. Нечаевым в 7 км к западу от оз. Маркаколь было описано железо-
рудное проявление Таскайнат*'.
В 1960—1961 гг. в районе рудопроявления Таскайнат в результате
магнитной съемки масштаба 1 : 50 000, проведенной под руководством
я. В. Маркушина, выявлена 20-километровая аномальная зона, состоя-
щая из двух параллельно-вытянутых возмущений северо-западного про-
стирания, расположенных в 1000 м друг от друга. Интенсивность магнит-
ного поля от 700 до 1700 гамм. Этим аномалиям исследователь не дал
исчерпывающего объяснения, связав их возникновение с влиянием габ-
броидных интрузий. При среднемасштабном геологическом картирова-
нии, проведенном в районе рудопроявления Таскайнат Е. С. Шуликовым
и Т. И. Лебедевым, в пределах этих магнитных аномалий выделены три
крупные зоны с магнетитовым оруденением: Темиртас, Таскайнат и Сар-
ная, объединенные в Маркакульское железорудное месторождение
(рис. 19, 20).
Площадь Маркакульского месторождения сложена породами мета-
морфической толщи среднего девона (D2?): кварц-альбит-биотитовыми,
мусковит-альбит-кварцевыми, биотит-амфибол-альбит-кварцевыми слан-
цами с реликтами туфогенных и полимиктовых песчаников. К северу от
* Позднее это рудопроявление одними исследователями называлось Маркакуль-
ским, другими — Чумекскнм.
71
месторождения распространены песчаники и алевролиты джайдакской
свиты верхнедевонского—нижнекаменноугольного возраста (D3fm—C(t).
На контакте пород метаморфической толщи и джайдакской свиты в зоне
крупного тектонического нарушения залегают линейно-вытянутые тела
габбро-диабазов и диабазов нижненамюрского возраста (С]П) Березов-
ско-Маркакульского пояса. Породы метаморфической толщи и джайдак-
ской свиты образуют крупную Жаймулдинскую антиклиналь. Простира-
ние ее осевой линии 275—285°, падение пород в крыльях под углами
Рис. 19. Геологическая карта Маркакульского месторождения (по Е. С. Шулакову)-.
1 — рыхлые отложения кайнозоя; 2, 3—отложения джайдакской свиты (Dsfm—СЦ):
2 — переслаивание известковистых песчаников и алевролитов. 3 — аркозовые и полимик-
товые песчаники; 4— отложения среднего девона (Г>2?): кристаллические сланцы и
гнейсы; 5 — мигматиты и гнейсовидные метатектические граниты прииртышской инт-
рузивной серии; 6 — анатектические граниты прииртышской интрузивной серии; 7 —
габбро-диабазы, диабазы нижиекамениоугольного возраста; тектонические нарушения:
8— установленные, 9— предполагаемые под наносами рыхлых отложений; 10 — просле-
женные железорудные зоны: а — по горным выработкам, б — по данным магнитной
съемки; 11—рудные участки; 1—Темиртас, 2 — Таскайиат, 3 — Сарная; 12 — рудо-
проявление Таскайиат
30—60°. В осевой части и северо-восточном крыле структуры закартиро-
ваны крупные разрывы, фиксирующиеся аномалиями КП и AZ. Их
простирание 275—290°, падение на северо-восток с углами 45—80°.
К этим тектоническим нарушениям приурочено магнетитовое оруденение
Маркакульского месторождения. Количественная интерпретация рас-
четных графиков AZ, изучение рудных зон по горным выработкам и в
естественных выходах позволило проследить их по простиранию на
Рис. 20. Схема геологического строения рудного участка Темиртас:
1 — кварц-альбит-бпотитовые, мусковит-альбит-цварцевые, амфибол-альбит-биотит-квар-
цевые сланцы; 2 — мигматиты и гнейсовидные метатектические граниты; 3 — габбро-диа-
базы и диабазы; 4— габбро-дпабазы и диабазы рассланцованные и амфиболизирован-
ные; 5—альбититы, кварцевые альбититы; 6 — кварц-альбит-амфнболовые, альбит-
апатит-кварц-амфиболовые метасоматиты с вкрапленной магнетитовой минерализацией;
7 — прожилково-вкрапленные апатнт-магнетитовые руды в альбит амфиболовых метасо-
матитах; 8— сплошные преимущественно магнетитовые руды; 9— прожилковые и ipo-
жилково-вкрапленные магнетитовые руды в биотнтовых сланцах; 10 — зоны рассланце-
вания и катаклаза; 11—элементы залегания сланцеватости; 12 — элементы залегания
сланцеватости и линейно-плоскостной ориентировки минералов
участках Темиртас, Таскайиат и Сарная соответственно на 3,5, 5 и 3 км.
Рудные зоны на этих участках занимают секущее положение по отноше-
нию к складчатым структурам и унаследуют анизотропию разломов, к
которым они приурочены. Мощность рудных тел 1 —12 м. Для рудной
зоны Таскайиат, по данным количественной интерпретации графиков
72
&Z, отмечается резкое увеличение мощности рудных тел до 400 м. Боль-
шая часть площади рудных зон Сарная и Таскайнат перекрыта палеоге-
новыми, неогеновыми и четвертичными отложениями от первых метров
до 80—100 м. В связи с этим для суждений о морфологии, составе и гене-
зисе магнетитовых руд Маркакульского месторождения приводим описа-
ние наиболее изученной г поверхности рудной зоны Темиртас.
Рудная зона Темиртас расположена западнее оз. Маркаколь по ле-
вому борту одноименной реки. Она приурочена к разлому, рассекающему
под острым углом линейное тело габбро-диабазов (С,п) и породы мета-
морфической толщи (D2?). Простирание пород участка 270—275°, паде-
ние на север и северо-восток с углами 35—70°. Рудная зона имеет прости-
рание 275—290° и северо-западное падение с углами 35—80°, юго-восточ-
ное склонение 5—15°. Ее продольное строение неоднородно и с учетом
установленного 'Склонения отражает одновременно вертикальную зональ-
ность. С северо-запада на юго-восток (а в вертикальном разрезе снизу
вверх) в рудной зоне Темиртас выделяются следующие разновидности
пород, сменяющие друг друга по простиранию (рис. 20):
1)	альбититы и кварцевые альбититы, сменяющиеся по простиранию
амфибол-кварц-альбитовыми породами;
2)	кварц-альбит-амфиболовые,	альбит-апатит-кварц-амфиболовые
породы с вкрапленной магнетитовой минерализацией;
3)	прожилково-вкраплепные апатит-магнетитовые руды в альбит-
амфиболовых сланцах;
4)	сплошные магнетитовые и амфпбол-магнетитовые руды;
5)	прожилковые магнетитовые руды, сменяющиеся вкрапленными в
биотитовых сланцах.
Изучение вещественного состава, сопоставление качественных и
количественных изменений элементных и минеральных ассоциаций в
продольном (и вертикальном) разрезе при переходе от одних пород к
другим показывает, что все они возникли в результате проявления желе-
зо-магнезиально-натриевого метасоматоза и являются продуктами единой
метасоматической колонны. Полярные члены этой колонны — альбитито-
вые метасоматиты и метасоматические магнетитовые руды. Формирова-
ние в нижней части метасоматической колонны альбититов представляет
собой закономерный процесс, связанный с привносом натрия и одновре-
менным выносом из области его накопления практически всех осталь-
ных компонентов. Базификация выносимых продуктов в зависимости от
их химической активности происходит на некотором удалении от зоны
альбитизации (гранитизации). На периферии зоны альбитизации проис-
ходит высаждение кремния, магния и железа в количествах, обратно
пропорциональных содержанию в ней натрия. Это приводит к образова-
нию парагенезиса — альбит — амфибол — кварц. В более высоких частях
метасоматической колонны активными компонентами остаются практи-
чески только железо и фтор, которые способны образовывать крупные
скопления сплошных магнетитовых или апатит-магнетитовых руд.
В рудной зоне Темиртас сплошные магнетитовые руды прослежива-
ются по простиранию на 2,5 км при мощности 1—12 м. Они образуют
лентовидные залежи, склоняющиеся к юго-востоку. Иногда устанавлива-
ется кулисообразное размещение залежей. Внутреннее строение сплошных
рудных тел неоднородно. В центре участка Темиртас от висячего к лежа-
чему боку наблюдается следующее чередование структурно-текстурных
и минеральных разновидностей руд:
1.	Апатит-кварц-магнетитовые крупнокристаллические полосчатые руды . 1,7 м.
2.	Чередование средне- и мелкокристаллических массивных гематит-магнетитовых
руд. Ширина полос 1—5 см .	......................... 5,5 м.
3.	Руды магнетитовые, массивные, мелкокристаллические, с гнездами гематита 4,8 м.
73
В этом разрезе, впрочем, как и в целом на Маркакульском место-
рождении, от висячего к лежачему боку рудных тел наблюдается увели-
чение железа от 59 до 70%, уменьшение фосфора от 0,13 до 0,0017% и
прочих (нерудных) компонентов от 15 до 5%. Среднее содержание желе-
за в сплошных магнетитовых рудах 62,5%, фосфора 0,03%, серы 0,017%.
Из элементов-примесей присутствуют (%): РЬ— 0,001—0,002; Си —
0,003—0,08; Zn —0,01—0,1; Ni — 0,01—0,04; V — 0,002—0,02; Со — до
0,04; Bi — до 0,003, Ва — до 0,04.
По текстурным особенностям на Маркакульском месторождении
выделяются руды брекчисвидные, полосчатые, массивные, по минераль-
ному составу — сплошные магнетитовые, апатит-магнститовые с незна-
чительной примесью нерудных минералов, вкрапленные и прожилково-
вкраплснные кварц-альбит-магнетитовые и кварц-амфибол-апатит-маг-
нетитовые. Главное значение имеют сплошные магнетитовые руды,
состоящие из магнетита — 72—78%, гематита — 15—20%, единичных
кристаллов пирита, гидроокислов железа—менее 1%, рутила — до 0,5%,
нерудных— 1—7%- В апатит-магнетитовых рудах апатита 5—14%
Сказанное позволяет считать генезис Маркакульского железоруд-
ного месторождения метасоматическим. К этому же генетическому типу
относятся многочисленные точки минерализации и рудопроявления:
Маркакульское, Матобайское II, Алкабекское в Маркакульской зоне
смятия, а также точки жслезооруденения в массиве Югонтас и его экзо-
контактах, фиксирующиеся высокими положительными магнитными
аномалиями.
Анализ пространственного размещения железорудных проявлений
метасоматического генетического типа показал, что они теснейшим обра-
зом ассоциируют с гнейсовидными гранитоидами метатектического типа.
В структурном отношении они. тяготеют к зоне Иртышско-Маркакуль-
ского разлома, образуя узкую полосу, которая может быть выделена в
качестве 'специализированной железорудной металлогенической линии
внутри полиметаллического пояса Рудного Алтая.
СЕРНОКОЛЧЕДАННО-ЖЕЛЕЗОРУДНАЯ ФОРМАЦИЯ
Эта формация объединяет стратиформные колчеданные и железо-
рудные отложения, образованные при базальтоидном вулканизме в раз-
личных условиях глубинности морского дна и, следовательно, в различ-
ной окислительно-восстановительной обстановке. Прибрежные условия
накопления вулканитов андезитовой формации инверсионного этапа раз-
вития Валерьяновской структурно-формационной зоны соответствовали
высокому потенциалу окислительно-восстановительной обстановки, при
которой железо оседало исключительно в виде окисных минералов маг-
нетита, гематита и даже лепидокрокита и гидрогетита. По генезису это
вулканогенно-осадочные образования, залегающие среди андезито-ба-
зальтовых пирокластов верхней пачки куржункульской свиты (СгУа—п)_,
где они составляют два горизонта железистых туффитов мощностью 25
и Юме валовым содержанием железа в них не более 20%. Рудопроявле-
ния железистых туффитов вскрыты лишь в скарновых месторождениях
Елтай I, II и IV в средней части главного железорудного пояса. Скарно-
во-магнетитовые тела и железистые туффиты на этих месторождениях
пространственно разобщены небольшими по мощности толщами вулка-
нитов (Дымкин, Щербак, 1973).
Железистые туффиты отличаются отчетливо выраженной ритмичной
слоистостью, что, по систематике Л. Н. Ботвинкиной (1966), характерно
для железистых ритмитов. Мельчайшие выделения магнетита и гематита
74
размерами не больше 0,05 мм ассоциируют с такими же обломками пла-
гиоклаза, пепловыми частицами, включениями кремнистых радиолярий и
кремнИ'Сто-карбонатным цементом вмещающих туффитов. Сульфиды,
представленные полосчатыми и прожилковыми выделениями пирита и
реже халькопирита, постоянно сопровождаются альбитом, актинолитом,
эпидотом, хлоритом и являются метасоматически наложенными образо-
ваниями. В неизмененных же железистых туффитах в штуфных анали-
зах рудных прослойков отсутствуют даже следы халькофильных элемен-
тов-примесей. Из примесей в повышенных количествах отмечается только
титан (TiO2 до 0,072%)•
Слоистые руды довольно четко отличаются от метасоматических
разностей полосчатой текстуры, в которых рудные прослойки обычно
сложены зернистыми агрегатами магнетита, которые тесно ассоциируют
с пироксеном, гранатом, актинолитом, флогопитом, кальцитом и чере-
дуются с безрудными прослойками скарнов или сопровождаются ими.
В железистых туффитах многообразный состав минералов окислов желе-
за меняется относительно вулканического центра, создавая по отноше-
нию к нему зональное размещение аутигенных рудных минералов.
Поскольку в участках слабо разведанных Елтайских рудопроявлений
не установлено положение вулканического аппарата, вопросы рудной
зональности в железистых туффитах следует рассматривать по аналогии
с заведомо вулканогенно-осадочными рудами атасуйекого типа. На За-
падном Каражале четко проявлена зональность в виде постепенной
смены закисных минеральных фаций железа вблизи подводного вулкани-
ческого очага окисными образованиями вдали от него (Бондаренко,
1978). Такие ассоциации минералов также выделяются на разрозненных
участках Елтай 1, П и III г широкой вариацией количества магнетита
(до 80%) до сплошных гематитовых отложений с лепидокрокитом и
гидрогетитом. О существующей зональности здесь можно судить, кроме
того, по стехиометрии окислов железа в рудах. На Елтае IV она состав-
ляет около 2,5 при повышенном содержании магнетита в рудах, что со-
ответствует закисной фации, на Елтае II уменьшается от 2,5 до 1,8 и
устойчива со значением 1,7 в железистых туффитах Елтая I, что соответ-
ствует окисной фации. Надо полагать, что вулканический очаг, если он
был один, находился в юго-восточной части Елтайского рудного поля,
вблизи Елтая IV. Во всяком случае, существующая вариация минераль-
ных фаций и химического состава только в железистых туффитах Елтая
II свидетельствует о концентрированном поступлении рудного раствора
в водный бассейн и меняющихся окислительно-восстановительных усло-
виях седиментации. Таким образом, для месторождений вулканогенно-
осадочного типа этой формации существует аутигенная зональность
смены минеральных фаций, что может служить типоморфным критерием
их генезиса. Совершенно однозначным показателем сингенетичпости руд
являются включения в них пзометрпчпых выделений кремнистых ра-
диолярий.
Кварц-кальцит-плагиоклаз-магнАит-гематитовый
и флогопит-амфибол-магнетитовый типы
Месторождение Елтай II
Елтайская группа мелких скарново-магнетитовых месторождений в
последнее время привлекла внимание геологов находками в рудных
полях Елтая I, II и IV железистых туффитов кварц-кальцит-плагиоклаз-
магнетит-гематитового состава. Впервые их обнаружили в 1963 г.
75
О. М. Чугуевская и П. Н. Кобзарь на месторождении Елтай I. Эти свое-
образные рудопроявления с содержанием железа не более 20% не имеют
пока никакого практического значения.
При описании месторождения использованы данные А. М. Дымкина,
В. ДЕ Щербака, детализированные и дополненные материалами
А. Е. Бекмухаметова, собранными по Елтайской группе месторождений
в 1969—1970 гг.
Месторождение приурочено к западному крылу Ушсорско-Валерья-
новской (Ломоносовской ?) антиклинали. Рудовмещаюшая вулканоген-
но-осадочная толща представлена куржункульской свитой (C1V3—щ),
которая в рудном поле вытянута в северо-восточном направлении, близ-
ком к субширотному, и моноклинально падает на северо-запад под углом
30°. Северную половину рудного поля составляет интрузивный массив
диоритов и диоритовых порфиритов, согласно залегающий с вмещающи-
ми толщами. Кроме того, вулканогенно-осадочные породы прорываются
вкрест простирания и под прямым углом серией даек диорит-порфиритов,
подвергнутых альбитизации и окварцеванию; маломощные разности их
превращены в метагранит-порфиры. Рудное поле нарушено двумя пост-
рудными разломами северо-восточного направления и расчленено на три
блока, которые с запада на восток ступенчато сдвинуты на север z
наибольшей амплитудой смещения Восточного блока на 200 м.
Куржункульская свита в пределах месторождения состоит из туф-
фитов, известняков и доломитов с прослойками туфов и меньше — из
порфиритов андезито-базальтового состава (рис. 21). Мощность карбо-
натной толщи около 100 м, центральную часть ее составляют доломиты.
Рассмотрим их подробнее, поскольку они имеют важное значение для
образования магнезиальных скарнов.
Доломитовый пласт 35—85 м разделяет известняки карбонатной
толщи на два горизонта. По восстанию доломиты совместно г известня-
ками сменяются туффитами, по падению, уменьшаясь, переходят посте-
пенно в доломитистые известняки. Это белые и светло-серые породы
мелкозернистого строения, раскристаллизованные иногда до бластовой
структуры. Зернистость доломитов и степень их раскристаллизации уве-
личиваются по мере приближения к зонам метасоматоза, в частности к
магнетитовым и интрузивным телам. Доломиты сравнительно чистые и,
судя по их составу, протяженности и залеганию, они, несомненно, явля-
ются седиментогенными хемогенпыми осадками морского бассейна с
повышенным содержанием магния. По данным Л. В. Рухина (1969,
с. 197), известно, что накопление доломитов связано с аридным климатом,
однако не исключено, что источником доломитов могли быть, как и для
железистых туффитов, гидротермальные и фумарольные растворы вул-
канической деятельности, которые в морской бассейн кроме железа
выносили магний.
Пирокласты куржункульской свиты образуют ритмично-слоистую
толщу более 400 м. Ритмичность толщи проявлена в частой перемежае-
мости прослоек мощностью от нескольких миллиметров до 20 см, разли-
чающихся по составу, гранулометрии и окраске. Тонкообломочные
прослои с размером остроугольных частиц от 0,01 до 0,1 мм заметно
преобладают. Тонкослоистое внутреннее строение и существенно карбо-
натный цемент с примесью кремнистого криптокристаллического вещест-
ва и пепла (до 25%) позволяет их отнести к туффитам. Именно такие
туффиты Центрального и Восточного блока месторождения содержат
прослойки гематит-магнетитовой минерализации, которые, не нарушая
текстуры этих пород, вписываются в их ритмично-слоистое строение. Ру-
доносные горизонты мощностью 25 и 12 м залегают в верхней пачке
туффитов над известняками, третий горизонт мощностью 10 м отмечается
76
в туффитах южной части месторождения, которые фациально по падению
быстро сменяются известняково-доломитовой толщей.
Железистые туффиты отличаются чередованием темных прослоек :
серыми и зеленовато-серыми. Черная окраска в ритмитах обусловлена
присутствием магнетита, мельчайшие выделения которого занимают от 50
до 80% объема прослоев с размером зерен 0,01—0,05 мм. Цементом явля-
ется кремнисто-карбонатное вещество. Встречающиеся здесь обломки
Рис. 21. Геологическая карта месторождения Елтай I (по А. Е. Бекмухаметову):
1 — известняки; 2 — туффиты; 3 — железистые ритмиты; 4 — диориты; 5 — диоритовые
порфириты и их дайки; 6 — альбитизированные породы и альбититы; 7 — околорудные
измененные породы; 8 — реликты первичных пород; 9 — магнетитовые руды; 10 — каль-
цитовая минерализация; 11 — флогопитовая минерализация; 12 — разведочные скважи-
ны; 13 — линии тектонических нарушений; 14 — границы между породами (а) и фа-
циальные переходы (б); 15 — отложения мезозой-кайиозойских пород
порфиритов не содержат магнетита, но часто окаймлены им. В рудных
прослоях кроме магнетита отмечается гематит и, по данным А. М. Дым-
кина, В. М. Щербака (1973), лепидокрокит и гидрогетит. В зеленовато-
серых и серых разностях туффитов рудное вещество либо отсутствует,
либо представлено одиночными вкраплениями; кремнистый материал в
них не характерен или образует тонкие самостоятельные прослойки.
Рудоносные прослои по вертикали сближены между собой и обособляют-
ся в отдельные рудпые пачки мощностью от 2 до 20 см, перемежающиеся
с прослоями безрудных туффитов, у которых мощность в несколько раз
выше (рис. 22). Рудные пачки, в свою очередь, ритмично-слоистые, обус-
77
Рис, 22. Геологический разрез месторождения Елтай II по линии II—II (по /1. Е. Бекмухаметову). Условные обозначения те же, что и на рис. 21
ловленные тонким последовательным чередованием миллиметровых про-
слоев рудных, слаборудных и безрудных слойков. Заметим, что в хими-
ческих железистых туффитах (Чугуевская и др., 1968; Дымкин и др.,
1973) высокие содержания железа (39—47%) относятся к штуфным
образцам из рудных пачек.
Кремнистое вещество в рудных прослойках обнаруживает все при-
знаки хемогенной осадки: тонко- и криптокристаллическая структуры со
слаборазвитыми и подавленными кремнистыми радиоляриями. Очевидно,
для пышного развития кремнистой фауны были весьма неблагоприятные
условия: во-первых, неповсеместное развитие кремнистого вещества в
туффитах и известняках свидетельствует об ограниченной насыщенности
кремнеземом бассейна, во-вторых, для этого мало благоприятны мелко-
водные лагуны, куда планктон заносился и погибал (Маслов, 1958).
В условиях формирования железистых туффитов, отличающихся отсут-
ствием сульфидов и даже халькофнльных элементов-примесей, окисли-
тельно-восстановительный потенциал был чрезвычайно высоким, что
способствовало отложению только окислов железа в ритмитах.
Интрузивный массив, как отмечалось, слагает северную часть руд-
ного поля. Его лежачий бок полого погружается на северо-запад, соглас-
но залегая с вмещающими толщами. Весь массив состоит из диоритов и
только небольшая оторочка его с лежачего бока выполнена диоритовыми
порфиритами, ими же сложены межслоевые и секущие апофизы. Диори-
товые порфириты как краевой фации, так и в апофизах и дайках интен-
сивно альбитизированы и окварцованы.
Железистые туффиты, залегающие непосредственно в контакте с
интрузивным массивом, подвержены постмагматическому перераспределе-
нию и обогащены аллохтонным железом до образования средних и бога-
тых скарпово-магнетитовых руд только в зоне контакта с альбитизиро-
ванными диоритовыми порфиритами, которые, как показано на рис. 22,
по существу, являются альбититами с реликтами структур диоритового
порфирита. Далее по восстанию с затуханием альбитизации в интрузив-
ных породах скарново-магнетитовые руды сменяются железистыми туф-
фитами, хотя залегают они вдоль контакта того же массива. Здесь они
только катаклазированы под механическим воздействием интрузии, и
трещины залечены кварцем и кальцитом. Следующее скарново-магнети-
товое тело залегает в известняках вдоль контакта с вышележащими туф-
фитами, подверженными альбитизации и околорудному изменению, т. е.
образованными также вдоль контакта двух сред различной компетенции,
где могли просачиваться рудоносные растворы. Примечательно, что
между двумя поэтажно расположенными рудными телами магнетитов в
однородной толще туффитов сохранились железистые туффиты, подвер-
женные только в краевых частях слабой альбитизации. Процесс альби-
тизации в них проявляется послойно, в основном вдоль контакта желе-
зистых прослойков с туффитами или же внутри рудных пачек по безруд-
ным микроритмитам. Наконец, третье скарново-магнетитовое тело лока-
лизовано также в карбонатной толще, но приурочено к подошве вдоль
контакта с нижележащими туффитами. Мошность каждого рудного тела
не превышает 20 м, вытянуты они согласно с залеганием вмещающих
пород в северо-восточном направлении до 1200 м и прослежены по паде-
нию на 300 м с наклоном 30° к северо-западу.
Магнетитовые руды отличаются от железистых туффитов крпстал-
лически-зернистым строением, реликтами «остаточного» кальцита или
доломита и примесями тремолита, эпидота, флогопита и сульфидов,
прежде всего пирита.
Руды, возникшие по доломитам, содержат вкрапленники раскристал-
лизованного доломита, а верхнее рудное тело в известняках — только
79
кальцит. Кроме того, магнетитовые рудные тела постоянно сопровожда-
ются ореолом околорудных и осветленных пород.
Таким бразом, в рудном поле выделяются: 1) седиментные желе-
зистые ритмиты со всеми признаками синхронности, литификации, учас-
тия в складкообразовании вмещающих толщ и дробления при внедрении
интрузии и 2) метасоматические магнетитовые руды с гидросиликатной
сорудной минерализацией, которые наделены признаками эпигенеза даже
по отношению к интрузии (самая верхняя линза магнетитовых руд по
скважине 815 аподиоритовая, рис. 22) и представляют описанную далее
золото-молибденово-медно-железорудную формацию.
Источником рудного вещества кроме осветленных магматических
пород, несомненно, могли быть железистые туффиты. В частности, верх-
нее рудное тело, развиваясь по горизонту железистых туффитов, образо-
вано с большой долей участия автохтонного железа, а аллохтонная
часть мобилизована не только из альбитизированпых диоритов, но и из
железистых туффитов, в которых магнетитовое тело по падению выкли-
нивается. Щелочные растворы, просачиваясь вдоль подошвы интрузии
по горизонту железистых туффитов, экстрагировали рудное вещество и
переотлагали его по пути восхождения, обогащая железистые туффиты
до сплошных руд.
ЗОЛОТО-МОЛИБДЕНОВО-МЕДНО-ЖЕЛЕЗОРУДНАЯ ФОРМАЦИЯ
Эта рудная формация пространственно и генетически тесно связана
с контрастно дифференцированной базальтово-габбро-липарито-гранито-
вой мегаформацией и сопутствующими ей дайкам 1 и II этапов в медио-
геосинклинальных зонах типа Валерьяновской, Иргизской, Александров-
ской. Габброиды и сопутствующие им дайки I этапа диабаз-порфиритов
и диорит-порфиритов этой мегаформации (габбро-диоритовая субформа-
ция, по А. Е. Бекмухаметову, 1978) — первая фаза интрузивного магма-
тизма, комагматичная е андезито-базальтовыми вулканитами. Гранитон-
ды второй фазы комагматичны с липаритами и широко представлены
гранодиоритами, плагиогранитами, гранитами в батолитовых телах и
дайках II этапа гранит-порфиров.
По вещественному составу в этой формации выделяются следующие
минеральные типы: диопсид-альбит-скаполит-титаномагнетитовый (Да-
выдовское, Введенское), авгит-оливин-титаномагнетитовый (Надеждин-
ское, Аккаргинское), флогопит-амфибол-магнетитовый (Куржункуль-
ское, Елтай II, Шагыркуль), флогопит-амфибол-пироксен-альбит-скапо-
лит-магнетитовый (Канарское, Соколовское, Сарбайское), флогопит-пи-
роксен-магнетитовый (Адаевская группа, Елтай III, Бенкалинское), гра-
нат-пироксен-магнетитовый (Ломоносовское, Талкульское, Глубочен-
ское, Иргпзское, Алешинское, Кияктинское, Узынсорское, Ушкольское) и
березитово-молибденит-халькопиритовый (Бенкалинское, Ушкольское),
связанные с гидротермальным этапом формирования скарново-магнети-
товых месторождений.
Выделенные минеральные типы руд отличаются от подтипов около-
рудных пород этих же месторождений в классификации Г. А. Соколова
и А. М. Дымкина (1967) наличием в них флогопита и отсутствием суще-
ственно скаполитового подтипа. Это вызвано тем, что ранее широко
развитый во многих месторождениях «крупнолистоватый хлорит» по
аналитическим данным оказался флогопитом или в различной степени
хлоритизированной его псевдоморфозой. Флогопит в виде редкой мине-
рализации и ранее отмечался в месторождениях Тургая (Онтоев, 1958;
Дымкин, 1962), но незначительное замещение его искажало оптические
константы, и он принимался за хлорит с соответствующими представле-
80
ниями о гистерогепности его образования в послерудную стадию и выде-
лением гидросиликатного типа (на примере Куржункуля). По составу
этот минерал отвечает флогопит-биотитовому изоморфному ряду, под-
вергнутому частичной хлоритизации, иногда до полной псевдоморфозы
(Бекмухаметов, 1970). В мёссбауэрских спектрах этого минерала из
Соколовского, Куржункульского и Адаевского месторождений присутст-
вуют линии слюд [квадрупольные расщепления (А) равны 2,6 и
2,62 мм/с] и хлорита (Д=2,9 мм/с), определенные в лаборатории гео-
химии изотопов ИГН АН КазССР (Сыромятников и др., 1976; Бекмуха-
метов, 1978). Рентгеноскопические определения показали, что хлорити-
зированный флогопит является смешанослойным образованием, так как
С
содержит базальные рефлексы слюд и хлорита (10,95 и 3,376 А). Данные
химических анализов подтверждают, что это хлоритизированный флого-
пит. Для примера приведем кристаллохимическую формулу флогопита
из Куржункульского месторождения: Коле (Mg2. з Fe3+7)3i0 (Si2,37 Ali,2-(
рео,з)3-'16 (О*-4 OHi.5)10 (OHi.91 Feo.oj)2.o- Результаты инфракрасной
спектроскопии минерала из Адаевского месторождения (Каймаков и др.,
1974) также указывают на то, что это флогопит.
Широко распространенные диопсид-скаполитовые породы относятся
к околоскарновым породам (по Д. С. Коржинскому, 1953), на которых
на Канарском и других месторождениях накладывается вкрапленное
тнтаномагнетитовое оруденение. В богатых массивных рудах, составляю-
щих основной баланс запасов этих месторождений, магнетит ассоциирует
с пироксеном, амфиболом, флогопитом, кальцитом, ангидритом и апати-
том без примесей скаполита.
В связи с широким развитием флогопита в ассоциации с тремолитом
и диопсидом фассаитового состава (Бекмухаметов, 1970, 1978) включе-
ния шпинели в магнетитах (Беляшов, Шангиреева, 1969), находки сер-
пентинизированпого форстерита (Бекмухаметов, 1970; Заварицкий, Ки-
рова, 1973) и, наконец, останцы доломитов на Елтае I, II и Сорском
месторождении свидетельствуют о преимущественном развитии руд
месторождений Валерьяновской зоны по доломитам, содержавшимся в
толщах известняков Соколовской и куржункульской свит. В целом эти
месторождения, по Л. И. Шабынину (1978), могут быть отнесены к апо-
магнезиальной известково-скарновой формации. Следовательно, положе-
ние скарново-рудных зон с магнезиальной минерализацией определяется
в карбонатных толщах положением пластов и линз доломитов, оказав-
шихся в зоне контакта с габбро-диоритовыми интрузиями. Этот вывод
значительно уточняет металлогенический аспект размещения и форми-
рования месторождений.
Скарновые месторождения этой формации всегда характеризовались
наличием наложенной сульфидной минерализации, содержащей медь,
молибден, кобальт, свинец, цинк. Однако в последнее время установлены
промышленные концентрации меди и повышенное содержание молибдена
и золота на Бенкалинском месторождении в Валерьяновской зоне и
Ушкольском месторождении в Иргизской зоне, что позволило выделить
березит-молибденит-халькопиритовый тип.
Насколько благотворно влияют вулканизм, магматизм и послемаг-
матические процессы натрового типа щелочности на оруденение и зако-
номерность размещения месторождений таких минеральных типов, мож-
но установить, сравнив Валерьяновскую, Иргизскую и Александровскую
зоны, поскольку геосинклинальный режим тектоно-магматического раз-
вития и возраст у них одинаковые. Это медиогеосинклинальные струк-
туры с нижнекарбоновыми толщами вулканогенно-осадочных пород и
средпекарбоновыми интрузиями соколовско-сарбайского, иргизского и
6-210
81
кулевчинского комплексов в соседних субмеридионально-вытянутых
зонах (см. рис. 21). Вместе с тем эти зоны различаются по тектоническо-
му развитию, литологии и мощности вмещающих толщ, интенсивности и
основности магматизма и послемагматической деятельности, глубине
прогибания геосинклинали и уровням эрозионного среза, что, несомнен-
но, повлияло на металлогению зон.
Валерьяновскую зону, прослеженную более чем на 1000 км при ши-
рине 50—100 км, можно по геологическому строению и рудоносности
разделить на три мегаблока: Северный, территориально совпадающий с
Главным железорудным поясом, Центральный внутригеосинклинального
поднятия, по параметрам соответствующий параллельно вытянутой со-
седней Иргизской зоне, и Приаральский, также опущенный, как и Север-
ный, на крайнем юге зоны. Главный железорудный пояс, в свою очередь,
исторически принято подразделять на южную (Адаевское, Бенкалпнское,
Шагыркульское, Сорское), центральную (Елтай-Куржункульское), се-
верную (Канарское, Соколовское, Давыдовское и др.) и крайнего севера
(Глубоченское и др.) группы месторождений.
В герцинском комплексе Валерьяновской зоны выделяются три
структурных подъяруса: верхнедевонско-нижневизейскин, средневизей-
ско-нижненамюрский и верхненамюрско-верхнепалеозойский (рис. 23).
Рудогенерирующими являются породы средневизейско-нижиенамюрского
подъяруса. Нижняя его граница связана с началом эвгеосинклинального
развития, которое завершилось складчатостью, внедрением интрузий
соколовско-сарбайского комплекса и геосинклинальным развитием зоны
с образованием горной страны. Начиная с верхнего намюра в межгорных
впадинах происходило формирование молассовой красноцветной
формации.
Среднсвизейско-нижненамюрский подъярус слагают породы трех
свит. Подрудная сарбайская свита (C1v* ) состоит в основном из туфо-
генной толщи андезитового состава мощностью до 3000 м с уменьшением
на юге до 700 м. Рудоконтролирующая соколовская свита (C|V| ) обра-
зована преимущественно известняками с прослоями доломитов, ангидри-
тов, туффитов, аргиллитов и песчаников, реже туфов суммарной мощ-
ностью 600—1000 км. В этой свите размещено большинство скарновых
месторождений: Соколовское, Сарбайское, Ломоносовское, Талкульское,
Адаевское, Бенкалпнское, Сорскос, Шагыркульское и др. Надрудная
куржункульская свита (Cfv| —nJ имеет фациальные переходы в Соко-
ловскую свиту и нижняя ее пачка состоит также из известняков с плас-
тами доломитов, но в ней заметно увеличивается доля чередующихся
туфогенных пород. Верхняя пачка в районе развития месторождений
северной группы пояса сложена красноцветными андезито-базальтовыми
порфиритами, их туфами и туфобрекчиями. Южнее по латерали они
сменяются сероцветными вулканитами андезитового состава с отдельны-
ми пластами лав дацитовых порфиров, которые приобретают широкое
развитие в Центральном мегаблоке Валерьяновской зоны и вновь исче-
зают в Прпаральском, южнее Иргизского разлома. В нижней пачке
свиты локализованы крупное Канарское, Куржункульское и месторожде-
ния Елтайской группы. Для этих месторождений свита служит рудо-
контролирующей, а надрудными являются вулканиты верхней пачки,
которые содержат два горизонта железистых туффитов кварц-кальцпт-
плагиоклаз-магнетит-гематитового минерального типа на участках руд-
ных полей, описанных скарновых месторождений Елтай I, II и IV. Мощ-
ность евпты в районе Канарского месторождения 1200 м, но на юге зоны
она наполовину сокращается’ (см. рис. 22).
Верхненамюрско-всрхнепалеозойский структурный подъярус сложен
красноцветными терригенно-вулканогенной (андезито-базальтовой) мо-
82
Рис. 23. Структурно-формационная карта железо-
рудных поясов Тургая, Зауралья и Мугоджар (со-
ставил Л. Е. Бекмухаметов с использованием ма-
териалов /1. А. Абдулина, В. Ф. Беспалова,
Д. А. Венкова, А. М. Захарова, Т. А. Костик,
И. И. Кузнецова, Г. Ф. Ляпичеви).
Структурно-формационные зоны: Не — Вал^рья-
новская, II. । — Александровская, III J — Ирглз-
ская. Геологические формации: 1 — терригенная
молассовая красноцветная (С2_3); формационные
члены вулканитов слабодпфферснцнрованной ба-
зальт-андезнт-дацитовой нерасчлснепнои осадочно-
вулканогенной толщи (2—4): 2 — андезито-базаль-
товый (Civ3—п2), 3—андезитовый (патрнческии,
CiVz—11), 4—андезито-дацитовый (C;V2—п); фор-
мации: 5 — спилнто-лнпаритовая контрастно диф-
ференцированная	(CjV2—п);	6 — известковая
(Cit2—Vi), 7— терригенная ранняя	(Civ2—п.),
8 — гипербазитовая (S2—Ci), 9 — габбро-диори-
товая (С]_2) (названия и размещения массивов в
основном соответствуют месторождениям), 10 —
габбро-гранитовая серия; интрузивные массивы
(Ci-з): 1 — Терисбутакский, 2 — Су чукольский,
3 — Телькаринскпй, 4 — Иргизский, 5 — Тастаи-
бекекий, 6 — Ащисайский, 7 — Космуруиский, 8—
Каракольский, 9 — Аккольский, 10 — Мантайсор-
скип, 11 — Акмолинский; // — структурные эта-
жн складчатого основания (Rf—D2); месторожде-
ния различных минеральных типов золото-молиб-
деново-медно-титаново-железорудной формации:
12 — авгпт-олнвпн-титаномагнетитовый (Нд —
Надеждинское),	13 — дпопсид-альбит-скаполит-
титаиомагнетитовый (Дв—Давыдовское), 14—
флогопит-амфибол-магнетитовый (Кж — Куржун-
кульское, Ел-2 — Елтай II, Шг — Шагыркульское),
15	— флогопит-амфибол-ппроксеи-альбит-скапо-
лит-магнетитовый (Кч — Канарское, Ск — Соко-
ловское, Срб — Сарбайское), 16 — флогопнт-пи-
роксен-магнститовый (Ад — Адасвская группа,
Е.п-3 — Елтай III, Би — Бенкалинское, Ср — Сор-
ское), 17 — гранат-пироксен-магнетнтовый (Гл —
Глубоченское, Ал — Алешинское, Тл — Талкуль-
ское, Лм — Ломоносовское, Ир — Иргнзское,
Кк — Кияктппское, Уз — Узынсорское, Уш — Уш-
кольское), 18 — кварц-кальцнт-плагноклаз-магне-
тит-гематитовый (Ел-2 — Елтай 11); оси складок:
19 — синклинальных (1 — Алешинской, 2 — Шиш-
кинской, 5 — Граничной, 8 — Сергеевской, 9 —
Кызылжарской, 12 — Жарсорской, 14 — Шагыр-
кульскоп, 15 — Александровской, 16 — Иргиз-
ской), 20 —антиклинальных (3 —Канарской, 4 —
Ломоносовской, 6 — Соколовско-Сарбайской, 7 —
Узынкульской, 10 — Адайкульской, 11 Ушсор-
скоп, 13 — Таунсорской); 21 — глубинные регио-
нальные (а) и локальные (б) разломы
Рис. 24. Литолого-стратиграфические колонки основных рудных полей Валерьяновской
Н. М. Беляшова, Д. А. Венкова, А. М. Димкина, П. С. Галкина, А. М. Захарова, И. Д.
Поротова, А. С. Поспеловой и др.):
1 — мезозой-кайнозойскне отложения; 2 — алевролиты; 3 — аргиллиты; 4 — песчанн-
зальтовые порфириты; 7 — туфы красноцветных порфиритов (а — пепловые, б — ла
с пепловыми туфами; 9 — переслаивание гравийных красноцветных туффитов и туфов
базальтового состава; 10 — сероцветные андезито-базальтовые порфириты; 11 — их
порфириты; 13 — андезитовые порфириты сероцветные; 14 — их туфы (а — пепловые,
известняки серые до черных; 17 — известняки туфогенные, часто красноцветные; 18 —
миты; 21 — туффпты; 22 — сланцы и глинистые отложения; 23 — туфопесчаники и пес
ды габбро-дпоритовой субформации: 25 — диабазовые порфириты, 26 — диоритовые
ция; 30 — основные залежи магнетитовых руд
лассой Давыдовской свиты (С^г) и терригенной молассой (С2—С3)
мощностью от 2500 м в районе Канарского месторождения до первых
сотен метров, сохранен от эрозии лишь в ядрах синклиналей и вдоль
глубинных разломов (рис. 24).
Сарбайская, соколовская и куржункульская свиты, сформированные
в подводных условиях, и наземные красноцветы давыдовской свиты сла-
гают валерьяновскую серию. Мощно проявленный в ней вулканизм отно-
сится к последовательно дифференцированной базальто-андезито-даци-
товой формации, выраженной антидромно, по крайней мере, в Главном
железорудном поясе. При этом в районе развития месторождений север-
ной группы вулканиты относятся к слабодифференцированной андезито-
базальтовой формации, а на юге они через андезитовую постепенно сме-
няются андезито-дацитовой, затем в Приаралье вновь переходят в
вулканиты андезитовой формации. В целом по зоне подводный вулка-
84
зоны (составлена .1. £. Бекмухаметевым с использованием материалов Т. Е. Баяндарова,
Кочергина, И. И. Кузнецова, Л. Г. Марченко, А. И. Москаленко, Е. А. Мазиной, Г. С.
кп; 5 — гравелиты и конгломераты; 6 — красноцветные андезитовые и андезито-ба-
пиллиевые н вулканические брекчии); 8 — красноцветные туффиты, переслаивающиеся
с туфоконгломератами, туфопесчаниками и вулканомпктовыми песчаниками андезито-
туфы (а — пепловые, б — лапиллиевые и вулканические брекчии); 12 — дацитовые
б — лапиллиевые и вулканические брекчии); 15 — туфогравелиты и туфопесчаникп; 16—
туфы пепловые известковистые; 19 — известняки глинистые темно-серые; 20 — доло-
чаники с примесью пирокластического материала; 24 — ангидриты; интрузивные поро-
порфнриты, 27 — габбро-диориты, 28 — диориты; 29 — габбро-гранитовая субформа-
низм происходил в мобильных условиях, в которых преобладали проги-
бание и излияние центрального типа с мощным взрывным вулканизмом,
с коэффициентом эксплозивности 85%. Динамика извержения исключала
возможность мощного осадочного рудообразования, поскольку энергия
взрывов накапливалась в вулканических аппаратах при закупорке жерл
и затишье фумарольно-сольфаторной деятельности. Красноцветные вул-
каниты и терригенные отложения образуют монолитную непроницаемую
покрышку, с угловым несогласием перекрывающую нижележащие тол-
щи. При наземном вулканизме преобладали излияния лав гавайского
типа.
Интрузивные массивы Валерьяновской зоны по составу, фазности,
возрасту и глубинности четко разделяются на сарбайско-соколовскую
(габбро-диорит-гранодиоритовый комплекс) и сулукульскую серии гра-
нитоидных батолитов.
85
Сарбайско-соколовский комплекс ранне-среднекарбопового возраста
развит на севере зоны в Главном железорудном поясе и па юге в При-
аралье. В самих массивах комплекса развиты титаномагнетитовые руды
Давыдовского и Введенского месторождений. В зоне непосредственного
контакта или эндоконтакта интрузий этого комплекса размещены все
известные скарновые месторождения и рудопроявления. Он состоит из
небольших однофазных массивов, которые увеличиваются по размерам
к югу вдоль пояса с 10 до 150 км2 (Адаевский массив). В зависимости от
глубины эрозионного среза с севера на юг в интрузиях сарбайско-соко-
ловского комплекса обнажается апикальная, ядерно-краевая и ядерная
фации глубинности. К апикальной фации относятся массивы, целиком
сложенные интрузивными порфиритами. Интрузии апикально-ядерной
и ядерно-краевой фации представлены габбро, габбро-диоритами и дио-
ритами, которые к краям массива через порфировидные разности сме-
няются порфиритовыми. ЛВюгочисленные силловые апофизы здесь также
представлены интрузивными порфиритами. К этой фации принадлежит
большинство интрузий комплекса. На юге пояса интрузии представлены
ядерпой фацией. Они отличаются штокообразной формой более крупных
массивов среднего состава, в основном состоящих из полнокристалличе-
ских диоритов со слаборазвитыми апофизами диоритовых порфиритов.
Между выделенными фациями глубинности отмечаются взаимопереходы
в зависимости от уровня эрозионного среза. Так, например, Глубоченский
массив служит зоной перехода апикальной фации частично эродирован-
ного купола в ядерно-краевую пигмалитообразного тела, сложенного лишь
в центральной части зернистыми габброидами. Акцептация внимания
на интрузивных фациях вызвана также спорностью вопроса о происхож-
дении интрузивных порфиритов апикальной и краевой фаций массивов,
по внешнему облику сходных с эффузивными. Зто сходство усиливает-
ся до полной конвергентное™, когда на них накладываются автоплуто-
нические текстурные изменения и постмагматические процессы альби-
тизации, калишпатизации и окзарцевания с последующей собирательной
перекристаллизацией кварца в порфиробластовые выделения, идентич-
ные фенокристаллам порфиров. Так, после выхода работ (Заварицкпй,
1960, 1963: Яковлев, 1962а; Изоитко, Поротов, 1964), в которых главным
образом на основании брекчиевой текстуры, порфировой структуры и
кислого состава пород межпластовые интрузии порфиритов относятся к
«кварцевым порфирам, их туфам и игнимбритам , был сделан вывод об
отсутствии пространственной,связи месторождений с интрузиями (Ивлев,
Ксенофонтов и др., 1969). В частности, Соколовское, Сарбайское и дру-
гие месторождения, приуроченные к интрузиям ядерно-'-’раевой фации,
объединены в удаленный тип, Канарское, Куржункульское, залегающие
в апикальной фации массивов, отнесены к безынтрузивному типу место-
рождений, потому 'что порфиритовая фация интрузий принимается за
эффузивы. Проведенные исследования (Бекмухаметов, 1978) показали,
что месторождения северной группы (более детальные доказательства
приведены в генотипах) не являются исключением и, как остальные мес-
торождения такой формации Казахстана, находятся в закономерной про-
странственной связи с интрузивными массивами различных фаций глу-
бинности.
Сулукульская серия гранитоидиых батолитов обнажена в Централь-
ном мегаблоке внутригеосинклипального поднятия между диагональны-
ми разломами Сорским и Иргизским, в которых также обнажены интру-
зии гипербазитовой формации (см. рис. 23). Это батолитообразные тела
глубинной фации с двумя комплексами внедрения: габброидов сарбай-
ско-соколовского и орогенных гранитоидов верхнепалеозойского возрас-
86
та, в которых габбро и диориты сохранились в виде крупных ксенолитов
и продуктов различной стадии гибридизации и ассимиляции.
В целом реконструированная интрузивная колонна комплекса имеет,
очевидно, сфенолитообразную форму в верхней части с многообразными
формами залегания согласных тел в раздвинутых слоях и дискордант-
ную на уровнях ядерной и глубинных фаций, тела которых строго контро-
лируются дизъюнктивными нарушениями. Резкое увеличение объема
массивов глубинной фации произошло за счет внедрения орогенных гра-
нитоидов. В верхних горизонтах Валерьяновской зоны они фиксируются
в виде субширотных даек плагиогранит-порфиров верхнепалеозойского
возраста и фронта восхождения кислых трансмагматических растворов,
продукты деятельности которых повсеместны в зонах эндо- и экзоконтак-
тов интрузий сарбайско-соколовского комплекса. Присутствие в массивах
сарбайско-соколовского комплекса, как и в иргизском, гранитоидов мета-
соматического происхождения отражено и на петрохимических диаграм-
мах (Бекмухаметов, 1970, 1978). Трансмагматические флюиды гранитной
магмы, контрастные и неравновесные с комагматитами среднеосиовного
состава, вызвали в них перераспределение вещества с образованием
осветленных пород и локализацией железа, магния и других элементов в
скарново-рудных зонах месторождений Валерьяновской зоны (Бекмуха-
метов, 1965; Дымкин, 1966 и др.) и других эвгеосинклинальных зонах с
фемическим профилем магматизма (Коржинский, 1948; Овчинников,
1960; Баклаев, 1963; Павлов, 1964; Поляков, 1967; Корель, 1972; и др.).
Расчеты показали, что количество высвобожденного железа из осветлен-
ных пород отдельных рудных зон только до разведанных глубин (до
1200 м) в 7—11 раз превышает его запасы в рудных телах таких место-
рождений, как Канарское, Соколовское и Сарбайское. Экстракция желе-
_ из магматогенных пород и его локализация в карбонатной среде — это
е шный непрерывно-прерывистый петрологический процесс перераспреде-
ления и локализации рудного вещества. С постмагматическими раство-
рами орогенных грапитоидных батолитов связано наложенное сульфид-
ное оруденение березитово-молибденито-халькопиритового типа в скар-
нах и магнетитовых рудах месторождений.
Иргизская и Александровская зоны во многом сходны между собой,
поэтому им дана общая характеристика на фоне сравнения с Валерьянов-
ской. В Иргизскую зону входят четыре мелких забалансовых месторож
дения, в Александровскую — столько же рудопроявлений. Эти две зоны
(см. рис. 24), как и Валерьяновская, являются вторичными прогибами
(Пейпе, Синицын, 1960), унаследовавшими тектоническое развитие гер-
цинского складчатого основания Уральской системы.
Ранпекаменноугольный вулканизм в этих зонах кратковременный, и
значительно слабее, с позднего и среднего визе до намюра мощность
в”лканитов 1,5—2 км. Рудовмещающие толщи более детально изученной
Иргизской зоны состоят из трех свит: подручной кияктысайской (CfVg),
сложенной терригенными отложениями (мощность 1000 м), рудоконтро-
лпруюшей кияктинской (С,Уз—и) терригенно-известняковой с прослоями
туфов основного состава и спилитов (мощность 700 м) и надрудной кна-
лыкольской (С1П2) существенно вулканогенной с андезито-базальтовыми
порфиритами, переходящими в липариты и кварцевые порфиры (мощ-
ность 1500 м). Нижнекарбоновая вулканогенно-осадочная толща, сфор-
мированная в подводных условиях, также с несогласием перекрывается
красноцветпыми молассами мощностью 500 м. Как видно, вулканиты
относятся к контрастно дифференцированной спилито-липаритовой фор-
мации с коэффициентом эксплозивности 15% и во времени проявления
имеют гомодромиую направленность.
Среди интрузивных массивов Иргизского синклинория выделяются
87
собственно иргизский габбро-диорит-граподиоритовый ранне-среднекар-
боновый комплекс и карашатауская серия грапитоидных батолитов, в
которой гранитовая формация имеет верхнепалеозойский возраст. Интру-
зии Александровской зоны состоят из штокообразных габброидных мас-
сивов кулевчинского комплекса и грапитоидных батолитов милютинско-
михайловской серии. Эти гранитоидные батолиты габбро-гранитной серии
или формационного ряда развиты в.блоках внутригеосипклинальных под-
нятий. Они, по данным Л. И. Киселева и др. (1966), А. И. Райхлина
(1970), А. Е. Бекмухаметова (1978), из габброидной и преобладающей
поздней фазы гранитоидов, т. е. также делятся на две формации — габ-
броидную и контрастно дифференцированную габбро-гранитовую. Тита-
номагнетитовые месторождения из рудопроявления Надеждинско-Аккар-
гинской группы тесно связаны с габброидными интрузиями кулевчинско-
го комплекса или с их останцами из милютинско-михайловской серии.
Скарново-рудные тела месторождений возникли в Иргизской зоне
в надынтрузивных зонах габброидов интрузий иргизского комплекса за
счет замещения известняков кияктинской свиты. Роль сплошных вулка-
нитов кналыкольской свиты сводилась к эффузивной покрышке, под ко-
торой локализовались руды. Источником рудного вещества являются
осветленные интрузивные породы иргизского габбро-диоритового комп-
лекса, так как подрудная кияктинская свита (в отличие от сарбайской)
не содержит вулканогенных пород. Этим, а также значительной эродиро-
ванностью объясняются сравнительно небольшие размеры месторожде-
ний Иргизской зоны. Рудопроявления Александровской зоны являются
корнями месторождений, рудные тела которых вместе с вмещающими
толщами неглубокой грабен-синклинали, наложенной на Зауральское
поднятие (Захаров,1974), были эродированы.
Месторождения этих структурно-формационных зон отличаются ши-
роким развитием ореола осветленных пород, сопровождающих скарново-
рудные тела, и разнообразием минеральных типов руд и скарнов. Экст-
ракция элементов из магматических пород при осветлении и возникающая
в них при этом зональность рассмотрены далее на примерах некоторых
месторождений Тургая и Мугоджар, а также в работах А. Е. Бекму-
хаметова (1965, 1970). При общей щелочной направленности постмагма-
тических изменений боковых пород каждая зона имеет свою специфику.
Осветленные породы месторождений Валерьяновской зоны относятся к
диопсид-альбит-скаполитовой фации повышенной щелочности, Иргиз-
ской — к диопсид-плагиоклазовой нормальной щелочности (по В. А. Жа-
рикову, 1963). Кроме того, в щелочных растворах месторождений Валерь-
яновской зоны в большом количестве присутствовал хлор, что фиксиро-
валось в обильно проявленной скаполитовой минерализации.
Диопсид-альбит-скаполит-ильменит-титаномагнетитовый тип
Давыдовское месторождение
Месторождение расположено восточнее Канарского месторождения и
северо-западнее г. Кустаная, в северной части Главного железорудного
пояса Тургайского прогиба. Давыдовскую магнитную аномалию открыл
в 1950 г. В. П. Носиков при аэромагнитной съемке. В разведке и изучении
обогатимости бедных руд (Fe 25,6%), минералогии, петрографии и гене-
зиса месторождения принимали участие М. Ш. Вайс, Н. М. Беляшов,
А. И. Круглов, Н. А. Сухоносенко, Н. Г. Пиунов, С. И. Кандауров,
А. С. Кандаурова, О. А. Горюнова, В. Н. Корнилкова, А. М. Дымкин,
Н. В. Иванов, Н. И. Руденко, А. Е. Бекмухаметов, Д. В. Аброскин,
В. П. Потаскуев, В. М. Щербак, X. Г. Шангиреев, Л. Г. Марченко,
Б. А. Шадрина, Р. Д. Шангиреева и др.
88
Рис. 25. Схематическая геологическая карта Давыдовского рудного поля (составлена
Н. Л1. Беляшовым, Л. Г. Марченко, В. А. Шадриной, X. Г. Шангиреевым с использова-
нием материалов Канарской ГРП, В. П. Потаскуева. В. М. Щербакова и др.):
1 — известняки; 2 — туффиты; 3 — порфириты андезитовые; 4 — туфы андезитовых
порфиритов (соколовская свита, CiV3—nt); 5 — кварцевые порфиры (СiП]); порфири-
ты: 6 — андезито-базальтовые, базальтовые, андезитовые эффузивные, 7 — экструзив-
ные; 8 — туфолавы, туфы порфиритов среднего и основного состава (давыдовская сви-
та, С2); 9 — конгломераты полимиктовые (С2—С3); 10 — песчаники, алевролиты красно-
цветные; 11 — туфы андезитовых порфиритов красноцветные; 12 — порфириты андези-
то-базальтовые вишневые (Р2); 13 — габбро-днабазы, габбро; 14 — габбро-диорнты,
диориты; руды: 15 — ороговикованные, 16— магнетитовые; породы: 17 — пироксен-ска-
политовые, 18 — пироксен-альбитовые; 19 — реликты исходных пород; 20 — рыхлые
осадки мезозоя и кайнозоя (па разрезах); 21 — направление падения пород; 22 — ли-
нии дизъюнктивных контактов; 23 — буровые скважины; 24—липин геологических раз-
резов
Давыдовское рудное поле приурочено к восточному крылу Валерья-
новской структурно-фациальной зоны и находится в пределах горст-
антиклинальной структуры, на пересечении серии субмеридиональных и
субширотных глубинных разломов. Месторождение локализовано в ин-
трузиве сложного 'состава, прорывающем вулканогенные и осадочные
образования валерьяновской серии (C|V2-n) и Давыдовской свиты (С2).
В Давыдовском рудном поле (рис. 25) прослежено три субширотных
и три субмеридиональных глубинных разлома, которыми оно разбито на
89
ряд тектонических блоков, существенно различающихся по геологическо-
му строению.
Давыдовское месторождение расположено севернее разлома IV в
сложно построенном блоке, собранном в пологие брахискладки. В ядре
западной брахискладки залегают верхнепермские эффузивы, контакти-
рующие по разлому I с давыдовскнми вулканитами. Центральная брахи-
антиклиналь, к осевой части которой приурочен рудоносный интрузив, в
ядре сложена валерьяповскпми кварцевыми порфирами, а на крыльях —
порфиритами, лавобрекчпями и туфами среднего и основного состава. По
оси складка сечется субмеридиональным разломом III. Центральная бра-
хисинклиналь нечетко выражена изгибом слоев вулканитов Давыдовской
евнты, на большой площади замещенных интрузивными образованиями.
Восточная брахиантиклиналь сложена лавобрекчпями с прослоями и
экструзиями порфиритов той же свиты. В апикальной части этой складки
отмечено бедное магнетитовое оруденение со скаполитом и пироксеном.
В блоке, зажатом между разломами IV и V значительно смещенном
к западу, заключено рудопроявление аномалии 8 (рис. 26, скв. 615 и др.).
Центральная часть рудного поля (между нарушениями V и VI) сложена
вулканитами давыдовской свиты и прорывающим их интрузивом габбро
и габбро-диоритов. К югу от разлома VI расположены Куттукское (на за-
паде) и Светложаркульское (на юге) месторождения.
По данным Л. Г. Марченко (1971), формирование интрузивов сред-
некаменноугольного сарбайско-соколовского габбро-диоритового комп-
лекса происходило в две сближенные фазы (субфазы) внедрения. К про-
дуктам первой относятся габбро-нориты и габбро-диабазы, а второй —
габбро-диориты и диориты. Среди тех и других в Давыдовском интрузиве
преобладают порфировидные разности, менее распространены полно-
кристаллические мелко- и среднезернистые породы. Все интрузивные
образования участками интенсивно переработаны щелочным метасомато-
зом, в результате которого возникли кварцевые диориты, альбититы и ка-
лишпатиты. Иногда габбро-диориты содержат ксенолиты габбро-диаба-
зов и порфиритов давыдовской свиты.
Руды заключены преимущественно в габбро-диабазах и габбро, зна-
чительно меньше — в габбро-диоритах. Незначительные по запасам зале-
жи бедных магнетитовых руд отмечаются среди вулканитов в экзоконтак-
те интрузива. Руды вскрыты в центральной и юго-восточной более
глубоко эродированных частях массива. Рудная зона мощностью 500 м
прослежена на протяжении 2 км при ширине 950 м. Она представлена
серией пологопадающих (20—30°) линзообразных или неправильной фор-
мы залежей с резко меняющимися мощностями (до 60 м), часто выклини-
вающихся па небольших расстояниях (рис. 26). Переходы от руд к слабо
оруденелым породам постепенные. Среди руд преобладают вкрапленные,
незначительно распространены шлпровые и прожилковые разности.
Вкрапленные руды мелко- и среднезернистые; из рудных минералов
содержат титаномагнетит, магнетит, редко и в небольших количествах —
гематит, пирит, ильменит, шпинель, ульвошпинель. Последние три мине-
рала обычно присутствуют в титаномагнетите, создавая структуры распа-
да твердых растворов. Ильменит довольно часто отмечается в виде
самостоятельных выделений. Нерудными компонентами па отдельных
участках являются основной плагиоклаз и пироксен. Руды здесь имеют
типичную 'сидеронитовую структуру. В преобладающей массе руд в ре-
зультате наложенного метасоматоза наблюдаются 'структуры замещения,
где нерудная часть представлена либо измененным плагиоклазом, либо
метасоматическими скаполитом, пироксеном, альбитом, биотитом, сфе-
ном. Изредка встречаются шлировые и прожилковые руды ,в габбро-диа-
базах и габбро-диоритах. Они состоят из крупнокристаллических
90
пироксена, апатита, титаномагнетита и ильменита (до 10%). Характер
контактов шлиров с породой свидетельствует о метасоматическом их
образовании.
Значительно чаще развиты крутопадающие жилы средне- и крупно-
кристаллического титаномагнетита, ассоциирующего с ильменитом, пи-
роксеном, апатитом, биотитом, скаполитом, редко пиритом, сфеном, секу-
щие как слабо измененные, так и интенсивно переработанные послемаг-
матическим метасоматозом интрузивные породы и вкрапленные руды, ко-
торые, несомненно, являются более поздними жильными образованиями.
Рис. 26. Геологические разрезы Давыдовского месторождения по линиям В—В
(вверху) и Б—Б (внизу):
1 — биотитпзация; 2— скаполптпзация пород; 3 — монетитовое (тптаномагнетптовое)
оруденение (Fe 10—20%); 4 — opгговиковапные руды. Остальны условные обозначе-
ния те же, что и на рис. 25
Руды месторождения и магнитные концентраты из них характери-
зуются более высокими содержаниями титана и ванадия, чем руды ме-
тасоматических (скарновых) месторождений, и более низкими, чем ти-
пичные магматические титаномагнетитоные. По содержаниям Ti, Мп, V,
(де магнитные концентраты из вкрапленных руд и оруденелых альбит-
скаполитовых пород наиболее близки таковым из диоритов. Содержание
(де в породах и рудах в 1,5—2 раза выше, чем в извлеченном из них
магнетите.
Авгит-оливин-титаномагнетитовый тип
Надеждинское месторождение
Месторождение находится в северной части западного железорудно-
го пояса Тургайского прогиба, на среднем течении р. Тогузак, вблизи
пос. Надеждинка Комсомольского района. Магнитная аномалия напря-
женностью от 3000 до 14 000 гамм открыта Амангельдинской геофизи-
ческой экспедицией. Предварительная его разведка проведена Канарской
геологоразведочной экспедицией СКТГУ. Выявленные запасы магнетито-
вых руд составляют около 10 млн. т. В открытии, разведке и изучении
месторождения принимали участие В. Н. Воинов, А. К- Михайлов,
Г. И. Липатов, А. И. Ивлев, О. К. Ксенофонтов, Ы. М. Беляшов, В. П. По-
та скуев, Л. Г. Марченко, X. Г. Шангиреев и др.
Месторождение площадью 6 км2 локализовано на пересечении зон
разломов северо-восточного и северо-западного простираний в Тогузак-
ском габбро-перидотитовом массиве, производном ранней фазы кулевчин-
91
____________5013	5007	5011	5012	____________SOU	5016	£
Рис. 27. Схематическая геологическая карта и разрез Надеждинского месторождения
(по Л. Г. Марченко и А. К. Михайлову).
Перидотиты: 1 — крупнозернистые, 2 — средпезернпстые; ппроксенпты: 3 — крупнозер-
нистые, 4 — средпезернпстые; 5 — габбро-нориты; 6 — габбро-диориты и мелкозернис-
тые габбро; 7 — аплиты; 8— магнетитовые руды (Fe больше 20%); 9 — бедное вкрап-
ленное магнетитовое оруденение (Fe 10—20%); 10 — горнблендитизация и актинолпти-
зация; И — флогопитизация; 12 — диабазовые порфириты жильные
ского интрузивного комплекса. Этот массив приурочен к восточному
контакту Михайловского гранитоидного интрузива, вытянутого в мери-
диональном направлении на НО км при ширине 10—15 км. Восточнее
Тогузакского массива развиты вулканогенные и осадочные образования
девона и нижнего карбона.
Тогузакский массив детально описан О. К- Ксенофонтовым и
А. И. Ивлевым (1971). По их данным, он сформирован в перидотит-габ-
бровую фазу внедрения интрузии, разделенную на три субфазы: перидо-
титовую, габбро и мелкозернигтных габбро и дайковую (диоритовые пор-
фириты, лампрофиры, гранодиорит-порфиры, плагиогранит-порфиры).
Л. Г. Марченко (1971) выделяет две фазы: собственно интрузивную и
жильную. Первая представлена лерцолитами, верлитами, вебстеритами,
диаллагитами, оливиновыми норитами, оливнновыми габбро-норитами,
габбро-норитами, горнблендитами. К жильной фазе относятся мелкозер-
нистые габбро-диориты, диорит-порфириты, редко лампрофиры. Встре-
чаются и отщепленные аплиты. Такие разновидности перидотитов, пи-
роксенитов и габбро часто перемежаются друг с другом в пределах
92
небольших участков. Породы массива перекрыты рыхлыми осадками
кайнозоя мощностью до 17 м.
Месторождение представлено компактными пласто- и линзообразны-
ми рудными телами, прослеженными по простиранию до 600 м, по паде-
нию (под углом 30—35°) до 300 м при мощности до 30 м (рис. 27). Маг-
нетитовые руды неравномерно вкрапленные, мелкозернистые, локализо-
ваны преимущественно в пироксенитах, реже в перидотитах. Сложены
магнетитом, пироксеном (ромбическим и моноклинным), оливином.
Минеральный состав магнетитовых руд, рассчитанный по химическим
анализам двух проб, следующий (об. %): оливин — 51,8—31,7; гипер-
стен— 0—17,7; диопсид — 7,5—8,0; авгит — 3,9—2,5; эгирин — 3,3—1,0;
магнетит — 33,0—38,4; ильменит — 0,5—0,7. Пироксен и оливин в рудах
неравномерно хлоритизированы и серпентинизированы, особенно по тон-
ким трещинкам и вокруг неправильных зерен магнетита. Иногда отмеча-
ется замещение пироксена оливином или амфиболом.
В бедных рудах и оруденелых породах структура обычно сидерони-
товая, а в более богатых разностях нерудные минералы часто разъедены
и замещены магнетитом. В рудных телах и на их продолжении по паде-
нию встречаются слабо оруденелые перидотиты и пирокссниты с содер-
жанием Fe 10—15%. Нижний контакт рудного тела с вмещающими поро-
дами резкий. Признаки существенного метасоматоза на контактах руд-
ных тел с вмещающими породами отсутствуют.
В магнетитовых рудах иногда наблюдались мелкие гнезда (3—6 см)
крупночешуйчатого флогопита, который замещает оливин и пироксен,
разъедает магнетит. В таких гнездах с флогопитом ассоциируют мелкие
зерна темно-зеленой шпинели (герцинит). Отмечаются признаки замеще-
ния шпинелью магнетита. Возраст гнездового флогопита, определенный
калий-аргоновым методом в лаборатории ИГН АН КазССР, составляет
280 млн. лет (Pj). Следовательно, образование флогопитовых гнезд
оторвано во времени от становления кулевчинского интрузивного комп-
лекса (С2) и связанного с ним поздпемагматического оруденения.
Сульфиды в рудах практически отсутствуют, но во вмещающих поро-
дах отмечаются скопления мелких зерен и тонкая сыпь пирротина, пири-
та, халькопирита, очень редко пентландита.
Магнетитовые руды характеризуются низкими содержаниями Ti
(среднее содержание TiO2 по 60 пробам 0,33% )> в повышенных количест-
вах присутствуют Zn и Ni.
Флогопит-амфибол-магнетитовый тип
Куржункульское месторождение
Месторождение расположено в центральной части Главного железо-
рудного пояса Тургайского прогиба. При проведении в 1948 г. Е. Б. Бель-
теневым, В. П. Сухачевым аэромагнитной съемки масштаба 1:100 000
первой была выявлена Куржункульская аномалия с самой высокой ин-
тенсивностью 70 000 гамм по сравнению с крупнейшими месторожде-
ниями Главного железорудного пояса. В' том же году буровыми работа-
ми установлена рудная природа этой аномалии. Основной объем разве-
дочных работ (около 430 глубоких скважин) с генеральным подсчетом
запасов проведен в 1948—1956 гг. Д. Д. Топорковым, Ю. В. Крысовым и
Л. И. Колотиловым с дальнейшим уточнением сложной по морфологии
рудной зоны.
В работах Д. Д. Топоркова (1958), Г. А. Соколова (1958),
В. И. Фрей (1958), Д. А. Онтоева (1958) месторождение было охаракте-
ризовано как эндоконтактовое, сформированное в массиве диоритовых
93
порфиритов с замещением ксенолитов известняков. Б трех рудных зале-
жах Д. Д. Топорковым насчитано 79 рудных тел, в которых он подчерки-
вал преобладающую брекчиевидпую текстуру руд при цементации интру-
зивной породы магнетитом. Вместе с тем рудные тела на разрезах
изображались в пластообразных и линзовых формах, «расположенных
этажеобразно друг над другом». Подробное исследование руд Д. О. Он-
тоевым (1958) позволило отнести месторождение к гидросилнкатному
подтипу, формирование которого началось при «температурах несколько
ниже, чем температура собственно скарнового процесса».
Ю. Н. Яковлев (1962а) в результате исследований, как и В. А. За-
варицкий, пришел к выводу, что «на месторождении интрузивных пород
нет, а вся толща, лежащая над известняками, представляет собой пере-
слаивание различных эффузивных образований: дацитовых, андезитовых
и дацит-андезитовых порфиритов, кварцевых порфиров и маломощных
прослоев туфов». Для увязки в разрезах вулканических покровов и плас-
тообразной формы рудных тел он выдвинул на «первое место фактор
тектоники двух направлений: северо-восточного и северо-западного» со
значительными смещениями вдоль них и получил мозаично-блоковую
структуру месторождения, в котором были выделены на сравнительно
ограниченной площади рудного поля 50 блоков размером от первых де-
сятков метров в поперечнике до 200X300 м.
Исследования А. М. Дымкина (1962, 1966) и В. М. Щербака (1965,
1969) не подтвердили этих построений и, больше того, развили первона-
чальные представления Г. А. Соколова, Д. О. Оитоева и др. Они рассмат-
ривали этот массив как порфировый интрузив гипабиссальной фации,
который по составу отвечает «пироксеновым, роговообманково-пироксе-
новым и кварцевым диорит-порфиритам». Вместо двух систем трещин
ими намечена лишь система северо-восточного заложения, согласная с
простиранием вмещающих пород. В этой системе выделены две плоскос-
ти ориентации трещин: межпластовые и крутопадающие под прямым
углом к первым. Оруденение месторождения отнесено по разработанной
ранее классификации (Соколов, Дымкин, 1967) к смешанному скарново-
гидросиликатному подтипу со «столбообразными залежами в зонах дроб-
ления». Тем нс менее рудные тела на картах и разрезах по-прежнему
изображаются как поэтажно расположенные пластообразные, линзовид-
ные и столбообразные тела, согласно залегающие с вмещающими поро-
дами и силлами диоритовых порфиритов.
В предлагаемой характеристике месторождения использованы мате-
риалы работ Г. А. Соколова, Д. Д. Топоркова, Д. О. Оитоева, А. М. Дым-
кина, В. М. Щербака, Ю. Н. и А. К. Яковлевых с существенными допол-
нениями и изменениями, касающимися постмагматического изменения
интрузивных пород, морфологии рудных тел и состава сорудных минера-
лов (А. Е. Бекмухаметов, 1969—1970 гг.).
Месторождение локализовано в северо-западном крыле Соколовско-
Сарбайской антиклинальной складки северо-западного простирания,
сложенной вулканогенно-осадочными породами визе — намюра п про-
рванной межпластовой интрузией диоритовых порфиритов (рис. 28).
Рудовмещающую толщу составляют почти сплошные карбонатные
породы СОКОЛОВСКОЙ свиты (Сц’ ) мощностью около 600 м, которая толь-
ко за пределами месторождения (к северо-западу) перекрывается анле-
овыми и андезито-базальтовыми порфиритами, их туфами, маломощ-
ными прослоями туффитов и известняков куржункульской спиты
(СрЗ —Гц). В рудном поле над известняками залегает мощное силловое
тело диоритовых порфиритов, которое внедрилось по межформацпонному
срыву двух свит — пород различной компетенции. Силловыс апофизы,
послойно внедряясь в карбонатную толщу, отторгли ее останцы. Значи-
94
тельных смещений вмещающих пород, обусловленных внедрением магмы,
.щ наблюдается. В плане интрузивное тело сильно вытянуто узкой поло-
сой в северо-восточном направлении на 16 км при ширине 500 м и в мес-
тах раздува до 1000 м. На юго-западе района оно смыкается с выходом
штокообразного массива габбро-диоритов.
На месторождении диоритовые порфириты повсеместно подвергались
щелочно-кремниевому метасоматозу, это привело к образованию конвер-
гентных пород диопсид-альбитовых или существенно альбитовых пород,
которые сторонниками вулканического происхождения магматических
иород принимались за «дацитовые порфириты и кварцевые порфиры», а
А. М. Дымкипым (1962) —за «кварцевые и пироксеновые диорит-порфи-
риты», хотя допускается преобразование интрузивных пород в условиях
щелочно-кремниевого метасоматоза, выраженного окварцеванием, альби-
тизацией, сопровождаемое «разложением темноцветных минералов с
выносом из интрузивных пород ряда химических элементов, в том числе
и железа», и возникновением кварцитов и альбититов.
Рис. 28. Схематическая геологическая карта Куржункульского месторождения (по В. М.
Щербаку с дополнениями Л. Е. Бекмухаметова)-.
1 — известняки перекристаллизованные; 2 — диоритовые порфириты; 3 — альбитиза-
ция; 4 — руды магнетитовые сплошные и брекчиевндные; 5 — дизъюнктивные нар\ ше-
пни; 6 — пзодинамы, в тысячах гамм; 7—разведочные скважины
Детальное петрографическое исследование массива позволило уста-
новить, что свежие диоритовые порфириты с основным плагиоклазом
(андезин — лабрадор) и порфировыми выделениями обыкновенной рого-
зой обманки (Ng= 1,678—1,675; Np= 1,651 —1,651;	217 =72—78°,
cNg=20—23°) в виде реликтов все чаще и чаще появляются в глубоких
горизонтах куржупкульского массива (рис. 29, скв. 113т), где также
встречены порфпровидиые диориты (у забоя скв. 51т и др.), переходящие
в полнокристаллические разности гипидиоморфнозернистой структуры.
95

Такие данные однозначно свидетельствуют, во-первых, об интрузивной
природе массива, поскольку до сих пор порфировая структура этих пород
позволяла рассматривать их и как эффузивные образования, и, во-вторых,
о псевдоморфном преобразовании роговообманковых диоритов в диопсид-
альбитовые метасоматиты.
Процессы альбитизации диоритовых порфиритов сопровождаются
петельчатым обрастанием роговой обманки диопсидом вплоть до образо-
вания псевдоморфоз диопсида по роговой обманке, что связано с дегидра-
тацией амфиболов, высвобождением и выносом железа. На альбитизиро-
ванные и пироксенизированные диоритовые порфириты рудной зоны
накладывается более поздняя сорудная минерализация в виде скаполити-
зации, сплошного скарнирования пироксеном, редко гранатом, эпидотиза-
ции, актинолитизации, пренитизации и хлоритизации. В целом же фрон-
тальное замещение исходных пород на месторождении развито относи-
тельно слабо; значительно сильнее проявлены вкрапленно-прожилковые
скарны и руды, секущие вмещающие интрузивные породы. Выше зоны
оруденения отмечаются окварцованные диоритовые порфириты (см
рис. 29). Эти породы, находясь за пределами зоны оруденения, после ще-
лочио-кремниевого метасоматоза испытали лишь местную собирательную
перекристаллизацию, в результате чего неравномерно рассеянные вклю-
чения и скопления мелкозернистого кварца перекристаллизовались до
изометричных порфиробластовых выделений. Однако сохранились пер-
вично-реакционные реликты кварца в виде прожилков или неправильных
гнезд и вкрапленников с сильно извилистыми очертаниями.
Известняки под воздействием контактового метаморфизма интрузии
и послемагматической деятельности растворов в рудном поле претерпели
перекристаллизацию и превратились в сахарно-белые кальцититы мас-
сивной текстуры, и только в непосредственном контакте с интрузией или
рудными телами, размещенными в зонах контакта, они сменялись внача-
ле светло-зелеными, а затем темно-зелеными разностями. Окраска в них
сгущалась за счет увеличения вкраплений пироксена, актинолита и хло-
рита до полного замещения, когда пироксеновый скарн или актинолито-
вая порода содержат реликты «остаточного» кальцита.
Морфология рудных тел штокверковая. Такая морфологическая ха-
рактеристика предлагается впервые. Количество рудных тел — несколь-
ко сотен, если принимать во внимание и мелкие рудные обособления мощ-
ностью в поперечнике около метра и более. Ранее их объединяли, так как
близко размещенные рудные интервалы вдоль керна «прессовались» и
соединялись с подобными участками соседних скважин. В результате бы-
ло установлено большое множество поэтажно расположенных линзовид-
ных тел.
Исследование внутреннего строения рудных тел показало, что облом-
ки пород вытянутой формы в брекчиевых рудах ориентированы вдоль
керна. Контакты руд с вмещающими породами и магнетитовые прожил-
Рис. 29. Геологический разрез Куржункульского месторождения по линии 5—5 (по
А. Е. Бекмухаметову):
1 — известняки перекристаллизованные; 2 — диоритовые порфириты; 3 — окварцован-
ные диоритовые порфириты с диопсидом; 4 — альбитизированные диоритовые порфири-
ты с диопсидом; 5 — диориты; 6 — гранатовые скарны и гранатовая минерализация;
7 — пироксеновые скарны и пироксенизация; 8 — скаполитовые породы и скаполити-
зация; 9 — пренптпзация; 10 — эпидотизация; 11 — флогопитизация; 12 — карбонати-
зация; 13— околорудные метасоматиты; 14—17—руды: 14— мартитовые, 15—бо-
гатые магнетитовые, 16 — магнетитовые с обломками диоритовых порфиритов, 17 —
брекчиевые магнетитовые; 18 — бедная вкрапленность магнетита в метасоматитах; 19—
рудные прожилки; 20 — мезозой-кайнозойские отложения; 21 — границы между поро-
дами; 22 — линии тектонических нарушений
7-210
97
ковые ответвления также круто ориентированы, и, следовательно, рудные
интервалы в смежных скважинах нельзя объединять в единые тела. Эти
руды возникли при выполнении магнетитом трещин, ориентированных
под прямым углом к поверхности напластования. Пластообразными и
линзовидными формами обладает ограниченное число тел, возникших при
замещении останцов известняков. Они отличаются массивной текстурой,
всегда содержат реликты «остаточного» кальцита, контакты с вмещаю-
щими породами ровные и их ориентировка совпадает с углом падения
вмещающих пород. Таким образом, сплошные рудные столбы возникли
вдоль межпластовых систем трещин по передробленным останцам карбо-
натных пород, но основная масса руд штокверкового типа имеет брекчие-
вую текстуру и сформирована вдоль вертикальных систем трещин северо-
восточного простирания. Штокверковые тела обычно сопровождаются
системой прожилков и жил, сменяющихся сетчатыми рудами прожилко-
во-вкрапленной и в местах сгущения брекчиевой текстуры, которые да-
лее переходят в сплошное рудное тело с одиночными обломками сильно
измененных диоритовых порфиритов, чаще небольших размеров. Встре-
чаются и крупные глыбы, которые при пересечении скважинами прини-
маются по керну за прослои между пластообразными рудными телами.
Доминирующий штокверковый характер рудных тел месторождения
подтверждается электрокаротажными исследованиями в соседних сква-
жинах. По высокой электропроводности магнетитовых тел отбивается
обособленность рудных интервалов, вскрывших самостоятельные шток-
верковые тела, а не сплошные линзы или пласты. Проверка результатов
каротажных работ контрольным бурением подтвердила штокверковую
форму залегания рудных тел. На рис. 30 показано, как рудный цемент
брекчиевых руд ранее объединялся в этажно размещенные линзовые и
пластовые тела.
По минеральному составу рудные столбы в основном сложены массив-
ными кальцит-термолит-магнетитовыми рудами с примесью флогопита.
Штокверковые тела состоят преимущественно из скоплений флогопит-
магнетитовых и сплошных магнетитовых тонкозернистых жил. Ранее фло-
гопит в этих рудах принимался за круппочешуйчатый хлорит. Следова-
тельно, это «не гистерогенное» образование, а первично-реакционный
сорудный минерал, выделившийся несколько раньше магнетита и возник-
ший при щелочно-магнезиальном изменении вмещающей среды перед
рудоотложением. Поскольку ассоциация флогопит-)-тремолит наиболее
развита в рудах, месторождение относится к флогопит-амфибол-магнети-
товому минеральному типу.
Своеобразные формы выделений магнетитов в виде колломорфных
и почковидных образований с концентрически-зональиой внутренней
структурой (Онтоев, 1958; Дымкин, 1962), сферолитовые и сферолитопо-
добные агрегаты радиально-лучистого строения в брекчиевых рудах
штокверковых тел свидетельствуют, как полагают А. Г. Бетехтин,
А. Д. Генкин и др. (1958, 1964), о пересыщенности растворов и возникно-
вении тонкодисперсной массы с множеством центров кристаллизации.
Такие резкие переходы истинных растворов в лиофобные коллоиды могли
происходить в зонах дробления, открытое состояние которых легко могло
вызвать перепады давления, и рудоотложение шло не путем метасома-
тического замещения, а путем выполнения открытых полостей. Широко
распространенная в Куржункульской месторождении кокардовая тексту-
ра бедных брекчиевых руд также указывает на рудоотложение из гидро-
термальных растворов, циркулировавших в открытых полостях, когда
гель окислов железа осаждался на омываемых поверхностях обломков
диоритовых порфиритов и постепенно обволакивал их в виде сплошных
тонких каемок.
98
____	____ 5695	166
□Ji ЕНО5 TT4 -г~5
Рис. 30. Геолого-геофизический разрез Куржункульского месторождения по линии II—
II (по П. Д. Рябинову):
1 — рудные тела, подсеченные скважинами и выделенные по магнитному каротажу;
2— контуры предполагаемых пластообразных и линзообразных тел, выделенных на
основании бурения разведочных скважин; 3 — области развития рудных тел по дан-
ным электрокорреляцип, соответствующие штокверковым телам; 4 — разведочные
скважины; 5 — контрольные скважины геофизиков
Таким образом, месторождение является штокверковым, локализо-
вано в эндоконтакте массива диоритовых порфиритов, т. е. в апикальной
фации интрузий сарбайско-соколовского комплекса. Оруденению пред-
шествовал щелочно-кремнпевый метасоматоз, подвергший диоритовые
порфириты сплошной альбитизации, которая сопровождалась диопсиди-
зацией в зоне оруденения или окварцеванием. Доминирующая сорудная
минерализация диопсид-флогопит-тремолитового состава. Формирова-
ние месторождения происходило путем гидротермально-пневматолитово-
го рудоотложения в метасоматически преобразованных магнезиальных
скарнах.
Флогопит-амфибол-пироксен-альбиг-скаполит-магнетитовый тип
Канарское месторождение
Своеобразие Канарского месторождения заключается не только в
самом крупном скоплении магнетитовых руд в Главном железорудном
99
поясе Тургая, но и в структуре рудного поля, литологии вмещающих
толщ, магматизме, сорудной минерализации и сильно проявленном ще-
лочно-кремниевом метасоматозе. В силу специфичности многих особен-
ностей месторождения по-разному понималось и его геологическое
строение.
Геология рудного поля чрезвычайно сложна и, несмотря на большой
объем пробуренных скважин и проведенных научно-исследовательских
работ, каждый раз представлялась по-разному. В самых первых сведе-
ниях А. М. Дымкиным (1956) интрузивный массив был охарактеризован
как тело «гранит-порфиров» с крупными вкрапленниками кварца в апи-
кальной части и без них в более глубоких горизонтах. Такая же харак-
теристика массива позднее была дана Н. М. Беляшовым и М. П. Фали-
ной (1958). Однако В'. А. Заварицкий (1960, 1963) пришел к выводу, что
«на участке Качарского месторождения нет интрузии и ранее выделяе-
мые «интрузивные гранит-порфиры» в действительности являются раз-
нообразными вулканическими породами кислого состава, среди которых
выделены кварцевые, кварцсодержащие порфиры и пирокластические
породы». При этом основным доводом в пользу вулканического происхож-
дения пород является брекчиевая текстура в них. Позднее Л. Г. Марченко
и Н. М. Беляшов (1969) «кварцсодержащие порфиры» отнесли к «гра-
нит-порфирам» Качарского массива, однако считали их гранитизирован-
ными производными габбро-диоритов и в доказательство приводили
снимки реликтов диабазовых порфиритов в «граннт-порфирах». По
«кварцевым порфиритам, их туфам и игнимбритам» Н. М. Беляшов вы-
делил кислые вулканиты кунайжаркульской свиты (рис. 31, 32).
По-разному толковалась и структура месторождения. Г. А. Соколов
и А. М. Дымкин так же, как и впоследствии Н. М. Беляшов с М. П. Фа-
линой, опубликовавшие геологическую карту, в рудном поле выдёляли
три дизъюнктивных нарушения — северное, центральное и южное.
В. А. Заварицкий для месторождения принял мозанчпо-блоковое строе-
ние и выделил тринадцать смещенных относительно друг друга блоков.
Вдоль сложных систем трещин, по В. А. Заварицкому (1963), циркули-
ровали рудоносные растворы и отлагали руды и скарны метасоматиче-
ским путем вне пространственной и тем более генетической связи с
плутоном. Н. М. Беляшов (см. рис. 31) в своих построениях сохранил
блоковую структуру рудного поля, но сократил число блоков до семи.
Еще меньше их стало в последующих работах Н. Г. Пиунова и С. И. Кан-
даурова. На составленной геологической карте и разрезе (рис. 33, 34)
вообще не подтвердилось такое сложное строение месторождения, по-
скольку существенные сдвиги отмечаются лишь но двум разломам.
Сложноблоковое строение месторождения было вызвано необходимостью
вписать в геологию месторождения «интрузивные тела» Качарского
массива в виде вулканических покровов.
Проведенное А. Е. Бекмухаметовым петрологическое изучение маг-
матических пород показало, что Качарское месторождение является ти-
пичным контактово-метасоматичоским, сформированным в эндоконтак-
товой, интенсивно осветленной апикальной части массива. При картиров-
ке интрузивных пород, залегающих в виде факколитового тела с двумя
выходами и многочисленными силловыми апофизами, строение рудного
поля во многом упрощается и становится аналогичным другим место-
рождениям Главного железорудного пояса.
Месторождение приурочено к восточному крылу Канарской анти-
клинали субмеридионального простирания. Б рудном поле оно осложне-
но S-образным ундулирующим изгибом и двумя брахиантиклинальными
складками северо-восточного направления, которые, в свою очередь, ос-
ложнены складками более высоких порядков и флексурным изгибом.
100
ИЮ0	EZJwEZjtt Ebw05®®j №
[ZZ'^cEEI'Z' [^221^23 ivUI tePQsD^z?
р^8Г®19ПО0рО Мз^Мзз
Рис. 31. Геологическая карта Канарского месторождения (по Н. Л1. Беляиюву}-.
1 — известняки, мраморы; 2 — ангидриты; 3 — туффиты, туфопесчапики с прослоями
г.тиипсто-карбопатных пород; 4 — порфириты андезитовые; 5 — туфы андезитовых
порфиритов; 6 — кислые эффузивы и экструзивы; 7 — конгломераты полимиктовые на
гематитиэированном пепловом или терригенном цементе; 8 — песчаники полимиктовые,
туфопесчапики, алевролиты, аргиллпты красноцветные; 9 — порфириты базальтовые
зеленые; 10 — туфы дацитовых порфиритов; 11 — туфы андезитовых полпфпровых
порфиритов вишневые; 12 — порфириты андезитовые и их туфы; 13 — порфириты и
туфы андезито-базальтовые; 14 — гранит-порфиры; 15—19 — руды: 15 — магнетитовые
маргапцевистые богатые и вкрапленные (Мп 0,30%), 16 — магнетитовые фосфористые
(Р2О5 0,30%): а — богатые, б — вкрапленные, 17— магнетитовые с реликтами туффи-
тов и известняков соколовской свиты: а — богатые, б — вкрапленные, 18— магнетито-
вые с реликтами кварцевых порфиров, 19 — магнетитовые с реликтами пород качар-
ской серии: а — богатые, б—вкрапленные; 20 — скарны гранатовые и пироксен-грана-
товые; породы: 21 — пироксен-скаполитовые, хлорптнзпрованпые, альбитизированиые,
22 — пироксен-альбптовые и альбит-пироксеновые, 23 — кварц-альбитовые, 24 — алу-
нитовые и алунитизпрованные; 25 — рыхлые осадки мезозоя и кайнозоя (на разрезах);
26—направление падения слоев (па карте); 27 — дизъюнктивные нарушения; 28 —
контакты пород: а — прослеженные, б — предполагаемые; номера: 29—рудных пачек,
30 — тектонических блоков, 31 — разломов, 32 — разведочных линий; 33 — верхняя
граница распространения ангидритов и гипсов
Вдоль флексурного изгиба Северо-Восточного участка месторождения
отмечается единственное разрывное нарушение с пострудным сдвигом
северо-западного заложения. Параллельно же оси юго-восточной брахи-
антиклинальной складки произошло нарушение северо-восточного зало-
жения, по которому был надвиг верхнепалеозойских красноцветных
отложений на нижнекарбоновые толщи (см. рис. 33, 34).
101
В ядрах Канарской антиклинали и брахиантиклинальных складок
залегает мощная толща верхневизе-намюрских отложений (Поспелова,
Захаров, 1971) куржункулнекой свиты (С1П1), состоящих из лито- и
кристаллокластических туфов базальтовых порфиритов и вулканомикто-
вых песчаников серовато-бурой и вишневой окраски с прослоями пяти
пачек серых и светло-розовых известняков. На западе рудного поля
породы куржункульской свиты выходят па палеозойскую поверхность, к
северо-востоку они постепенно погружаются с небольшими антиклиналь-
ными осложнениями и флексурными изгибами в сторону падения толщ.
Рис. 32. Канарское месторождение. Геологические разрезы по разведочным линиям XIII
(а) и 46 (б) (по Н. М. Беляшову). Условные обозначения те же, что и на рис. 31
Оруденению подверглись две верхние пачки доломитов суммарной мощ-
ностью более 300 м, разделенных выклинивающейся толщей известковых
вулканомиктовых песчаников и туфов. По этим пачкам доломитов соот-
ветственно возникли два поэтажно размещенных рудных тела пласто-
образной формы. Характерной особенностью нижележащих известняков,
по данным А. С. Поспеловой и А. Т. Захарова, является их органоген-
ность с богатыми комплексами фораминифер намюра, коралловых банок
и детрита. Общая мощность куржункульской свиты по разрезам место-
рождения составляет 1000—1200 м. Отложения накапливаются в усло-
виях регрессии мелководного морского бассейна.
Выше залегают верхненамюрские отложения Давыдовской свиты
(Ctn2), выделенные условно по положению их в разрезе. Самые низы
красноцветной толщи представлены андезито-базальтовыми порфирита-
ми. Затем они сменяются сплошными толщами крупнообломочных туфо-
брекчий и псаммитовыми кристаллокластическими туфами, обломки ко-
торых сцементированы карбонатным веществом, пропитанным гидро-
окислами железа, и хорошо окатанными песчаниками с прослоями
гравелитов и мелкогалечных конгломератов. Терригенно-пирокластиче-
скую толщу Н. М. Беляшов расчленяет на маслоковецкую и арчагалин-
скую свиты, датируя их средне-всрхнекарбоновым и пермским возрастом
102
А
и объединяет вместе с Давыдовской свитой в качарскую серию. Вряд ли
такая детализация обоснована и оправдана в условиях полного отсутст-
вия фауны в них и маркирующих горизонтов. Единственным исходным
материалом служит неориентированный керн скважин, пробуренных на
больших расстояниях. Е1адо согласиться с теми исследователями, кото-
рые всю красноцветную немую толщу относят к нерасчлененным верхне-
палеозойским отложениям. Мощность краспоцветов на месторождении
порядка 600 м, накапливались они при континентальном режиме в усло-
виях жаркого сухого климата.
К-Щ 41	!Г'°Н3 |ь [(у j?|5 рГ7~л]6
I* Iх к % 13
Рис. 33. Схематическая геологическая карта Качарского месторождения (ио А. Е. Бек-
мухаметову):
1 — туфы базальтовых порфиритов сероцветиые, реже красноцветные; 2— известняки
туфогсппые пелптоморфные и перекристаллизованные; 3 — порфириты андезитовые
красноцветные; 4 — туфы андезитовых порфиритов; 5 — туфы слоистые андезитовых
порфиритов; 6 — диоритовые порфириты; 7 — метагранит-порфиры; 8 — метаплагно-
граннт-порфиры; 9 — скаполит-альбитовые и пироксеп-скаполптовые породы; 10 — руды
магнетитовые; 11—линии тектонических нарушений; 12 — элементы залегания пород
Интрузивное тело представлено двумя небольшими выходами в
юго-западной и северо-восточной частях рудного поля (см. рис. 33). Это
штокообразные тела с. куполовидными сводами в апикальной части мас-
сива, которые, видимо, имеют один корень внедрения где-то в глубоких
горизонтах в центральной части месторождения. Апикальная часть мас-
сива, хотя в общих чертах и наделена контурами куполообразного свода,
в деталях расщепляется на отдельные мелкие межпластовые апофизы.
Внедрение интрузии происходило в крыльях брахисинклинальных скла-
док по межпластовым срывам. Юго-западный шток, несколько удален-
ный от скарново-рудной зоны месторождения и прикорневой части
интрузии, представлен метаплагиогранит-порфирами. Сводовые и крае-
103

вые фации массива и апофизы, непосредственно контактирующие с пи-
роксен-скаполитовыми породами и магнетитовыми рудами и местами
замещенные ими, состоят из метагранит-порфиров, частично переходя-
щих в сплошные кварциты с реликтами альбита и калишпата. Метапоро-
ды являются апоинтрузивными образованиями, возникшими за счет
альбитизации, калишпатизации и последующего окварцевания диабазо-
вых порфиритов апикальной фации, переходящих с глубиной в габбро и
габбро-диориты ядерной фации. Отдельные силлы неизмененных габбро-
диабазов и диабазовых порфиритов в последнее время вскрыты на Севе-
ро-Восточном участке месторождения. По геофизическим данным, массив
габбро отчетливо фиксируется под месторождением на глубине около
2 км. Реликты диабазовых и габбро-диоритовых порфиритов отмечаются
среди глубокозалегающих и менее окварцованных метаплагиогранит-
порфиров. Остатки исходных пород и детали их метасоматического рас-
кисления подробно описаны Л. Г. Марченко и Н. М. Беляшовым. Однако
они эти реликты рассматривают как ксенолиты, окварцевание и альби-
тизацию — как продукт гранитизации, а к интрузивным образованиям
относят лишь слабее измененные штокообразные тела мстаплагиогранит-
порфиров.
В. А. Заварицкий при выделении кварцевых и кварцсодержащих
порфиритов совершенно справедливо говорил о «несомненной генетиче-
ской связи этих пород». Следовательно, какого бы происхождения они ни
были, их необходимо рассматривать вместе, а не врозь, как это делают
Л. Г. Марченко и Н. М. Беляшов (1969), Г. С. Поротов и Е. В. Веселов
(1972). Метаплагиогранит-порфиры они выделяют как интрузивные об-
разования «гранит-порфиров», а метагранит-порфиры рассматривают в
качестве «кварцевых порфиров» и их туфов вулканогенных толщ. Однако
эти породы достаточно четко картируются в виде единого штокообразно-
го массива, занимающего строго определенное положение в геологиче-
ском строении месторождения. Выделенная Н. М. Беляшовым «кунай-
жаркульская свита» на основании «кварцевых порфиров» распростране-
на лишь в восточной части месторождения. Более детальные исследова-
ния вскрывают постепенные переходы между метаплагиогранит-порфира-
мп и мстагранит-порфирами. Последние образуются за счет постепенного
увеличения содержания кварца в основной массе метаплагиогранит-пор-
фиров с последующей собирательной перекристаллизацией их и разрас-
тания до вкрапленных выделений.
Дальнейшее же окварцевание приводит к полному замещению
кварцем основной массы породы. Сохраняются лишь разъеденные ре-
ликты порфиритовых выделений полевых шпатов. Содержание SIO2 в
таких породах превышает 95%. На рис. 35 видно-, что при щелочно-крем-
ниевом метасоматозе, как и во многих массивах сарбайско-соколовского
комплекса, происходит экстракция из первичных диабазовых порфири-
Рпс. 34. Геологический разрез Канарского месторождения по линии 50 (по А. Е. Бекму-
хаметову):
1 — туфы базальтовых порфиритов литокластические и кристаллокластическпе и туфо-
лавы сероцветные, реже краспоцветные, известковистые; известняки: 2—туфогенные,
органогенно-обломочные серые и розовато-бурые, 3—пелитоморфные, 4— перекристал-
лизованные; 5 — метаграпит-порфиры; 6 — порфириты андезитовые и базальтовые крас-
ноцветные; туфы; 7 — красноцветных порфиритов агломератовые и липпллевые, 8 —
андезитовых порфиритов слоистые псефитовые, псаммитовые пелитовые, 9 — андезито-
вых порфиритов; 10— альбитизированные брекчии диоритовых порфиритов, переходя-
щих в метаплагнргранит-порфиры; минерализация: 11— гранатовая, 12 — пироксеновая,
13 — альбитовая, 14 — скаполитовая, 15—-апатитовая, 16—цеолитовая, 17 — хлорито-
вая, 18 — флогопитовая, 19—ангидритовая, 20— алунитовая; руды: 21 — богатые,
22 — средние, 23 — бедные; 24 — оруденелые породы; 25 — границы фаций
105
тов большого количества железа, магния, кальция и других компонентов.
Примечательной особенностью метасоматоза Качарского массива
является сильное перераспределение кремния, сопровождающееся акку-
муляцией алюминия, сульфата серы и образованием апогабброидных
алунитовых пород и каолинитов.
Доказывая вулканогенное происхождение силловых образований
кислых пород, В. А. Заварицкий (1960, с. 57) писал: «Существование
несомненно пирокластических пород в толще кварцевых порфиров явля-
ется важным доводом в пользу того, что эта толща вулканического проис-
хождения. В настоящее время еще нельзя выделить отдельные слои
туфов или вулканических брекчий и проследить их по падению и по про-
стиранию».
Действительно, исследования показали, что брекчиевая текстура от-
мечается только в эндоконтактовой части массивов, мощностью не
превышающих первые десятки метров и не прослеживающихся в сосед-
106
них скважинах. При этом в К а чарском массиве выделяются два типа
эруптивных брекчий: автоплутоничсского и вулкано-плутонического про-
исхождения.
Автоплутонические эруптивные брекчии образуются в эпдокинетиче-
скую фазу становления интрузии. Первый этап этой фазы возможен, по
А. Е. Райту и Д. Р. Боуесу (Wright, Bowes, 1968), когда фронтальная
часть поднимающейся магматической колонны достигает зоны повышен-
ной трещиноватости окружающих пород и резко высвобождается от га-
зов и пневматолитов, богатых СО2, С1, со взрывами, вызывающими
брекчированпе. Второй этап фазы, следы которого более отчетливы в
брекчированных метапородах, проявился при становлении массива в
структурах рудного поля, когда вязкая интрузия диабазовых порфири-
тов, лишенная остаточных растворов и летучих компонентов, преодолева-
ла сопротивление вмещающих толщ, затем бороздила подошвой подсти-
лающие породы и подвергалась дальнейшему катаклазу в эндоконтакто-
вой части внедряющейся магмы. Эндокинетические явления в полурас-
крпсталлизованной магме прежде всего отражались на интрателлуриче-
ских порфировых выделениях, которые ломались и затем цементирова-
лись основной массой. Иногда обломки кристаллических зерен фенокрис-
тов скапливались и создавали гломерокластические участки. Все это
придавало описываемым породам облик кристаллокластических туфов и
вулканических брекчий. Однако при тщательном исследовании основной
массы таких пород в ней обнаруживаются не пирокласты, а тесно срос-
шиеся микролейсты плагиоклазов без вулканического стекла. Как видно
из рис. 34, эруптивные интрузивные брекчии отмечаются в подошвах
крутопадающих апофиз и стратифицировать их как отложения пиро-
кластов невозможно.
Эруптивные брекчии вулкано-плутонического происхождения разви-
ты в апикальной части массива и служат зоной перехода от метагранит-
порфиров в красноцветные андезито-базальтовые порфириты Давыдов-
ской свиты. Обломки эруптивных брекчий состоят из полифировых пи-
роксен-плагиоклазовых порфиритов, а цементом являются апогабброид-
ные метагранит-порфиры. Поскольку последние представляют собой
осветленную породу с возросшей эффективной пористостью в ходе щелоч-
но-кремниевой переработки, то они, естественно, легче подвергались
позднейшему избирательному замещению при скарновых процессах. Как
отмечает Т. В. Кирова (1964), «цемент брекчий нередко превращен в
скаполитовый, пироксен-скаполитовый или магнетито-скаполитовый ме-
тасоматит, тогда как в обломках сохраняется неизменная вулканическая
порода». Изучение таких пород показало, что они относятся к эруптивным
брекчиям с различной компетентностью составных частей, а не к туфам
п вулканическим брекчиям порфиритов, которые как образования,
возникшие в однородной физико-химической среде, аналогично другим
участкам развития пирокластов подвергались бы фронтальному замеще-
нию. Механизм формирования эруптивных брекчий вулкано-плутониче-
ского происхождения аналогичен подобным образованиям в Шагыркуль-
ском массиве (Бекмухаметов, 1970), где «интрузивные порфириты
апикальной части массива при внедрении частично взламывали перекры-
вающие их эффузивные порфириты и при кристаллизации в приповерх-
ностных условиях цементировали эти обломки. В результате в висячем
боку рудной зоны Западного участка образовались весьма сложные по
составу эруптивные брекчии вулкано-плутонического происхождения, в
которых обломки состоят из эффузивных порфиритов, а цемент — из
интрудировавшего порфирита». Метасоматизм в Шагыркульском масси-
ве проявлен значительно слабее, и природа первичных пород решается
однозначно, хотя в северо-восточной части месторождения, где орудене-
107
ние развито слабее, также имеются участки с четкими обломками красно-
цветных порфиритов и осветленной цементирующей массой метагранит-
порфиритов, которые до сих пор принимались за туфы смешанного
состава андезитовых и дацитовых порфиров. Различное состояние изме-
ненности обломков красноцветных порфиритов и интрузивного цемента
объясняется разной компетентностью составных пород и сплошностью
цемента для фронтального просачивания постмагматических растворов.
Морфология рудных залежей описывалась неоднократно, но с пози-
ции мозаично-блоковой структуры рудного поля при отсутствии интру-
зивного, массива (Иванов, Поротов, 1962) или наличии лишь небольшого
тела «гранит-порфиров» (см. рис. 31, 32). Рудные тела при этом имели
вид вогнутых линз. На месторождении разведаны три рудные залежи:
южная, северо-западная и северо-восточная. Пространственная законо-
мерность размещения их в рудном поле обусловлена не границами тек-
тонических разломов, а прежде всего морфологией интрузивного массива
и затем уже структурными условиями залегания исходных вулканогенно-
осадочных пород в брахискладках (см. рис. 33).
Южная залежь образовалась по останцу карбонатных пород, захва-
ченному силлами интрузивных пород. Основная часть рудного тела
залегает между телами метагранит-порфиров, а его продолжение просле-
живается среди туфов куржункульской свиты-. Залежь имеет вытянутую
форму с извилистыми контурами, северо-западное простирание и протя-
женность по плану 600 м. Ее контуры в общих чертах соответствуют
коленообразному изгибу вмещающих пород южного участка месторож-
дения и имеют северо-восточное падение под углом 50—60°. С глубиной
мощность залежи возрастает до 300 м, разведочными скважинами она
не оконтурена. Состав богатых руд флогопит-апатит-диопсид-магнетито-
вый, иногда с кальцитом и хлоритом. На флангах эти руды переходят или
чередуются с бедными вкрапленными рудами альбит-скаполит-магнети-
тового состава с примесью хлорита и реликтами метагранит-порфиров.
Богатые руды возникли по фосфористым доломитам, а бедные с при-
месью альбита и реликтами исходной породы заместили метаплагиогра-
нит-порфиры.
Северная залежь наиболее крупная. В плане основная масса руд,
образуя изометричное тело, локализуется внутри ядра S-образного
изгиба антиклинальной складки. В целом же рудное тело вытянуто в се-
веро-восточном направлении на 7 км. В поперечном разрезе рудная зона
состоит из трех поэтажно размещенных тел (верхнего, среднего и ниж-
него), расположенных над северо-западным ответвлением мощной апо-
физы метаплагиогранит-порфиров, которая залегает в ядре брахисин-
клипальной складки (рис. 34). Именно здесь отмечается наибольший
раздув рудных тел мощностью до 300 м. Два нижних, наиболее мощных
(около 250 м) тела имеют пластообразиые формы и. повторяя изгибы
брахискладки, на глубине непосредственно контактируют с крутовосстаю-
щей мсжпластовой интрузией и моноклинально погружаются вместе с
ней на юго-восток под углом 60—70° (см. рис. 34).
Среднее и нижнее тела разделены слабооруденелыми диопсид-ска-
политовыми породами и состоят из богатых хлорит-апатит-диопсид-маг-
нетитовых руд. Местами они содержат линзы бедных диопсид-скаполпт-
магнетитовых руд, которые чаще отмечаются в среднем теле. Оба рудных
тела по восстанию уменьшаются в мощности и, -сочленяясь между собой,
сменяются толщей карбонатных пород. Такая же смена рудной залежи
карбонатными породами наблюдается и в плане, где ее северное и южное
продолжения, уменьшаясь в мощности, сменяются известняками. Можно
считать, что пластообразные тела богатых руд хлорит-апатит-диопсид-
магнетитового состава сформировались путем псевдоморфного замеще-
108
ния фосфоритоносных доломитов карбонатных толщ, содержащих линзы
туфов и туффитов, по которым развивались бедные вкрапленные руды
пироксен-скаполит-магнетитового состава.
Верхнее рудное тело представлено ассоциацией мелких штокверков
и рудных 'столбов, часть которых имеет по отношению к двум нижним
телам обратное падение под углом 80°. При этом несколько линзовидных
тел как бы сопровождает с висячего бока среднее рудное тело и состав-
ляет переходную зону к вышележащим красноцветным толщам. Верхнее
тело отличается бедными, реже средними рудами, но всегда вкрапленной
текстуры и диопсид-'скаполит-магнетитового состава с примесью цеоли-
тов, псевдоморфно замещающих скаполит. Эта особенность связана с
образованием руд по неблагоприятным для замещения полевошпатовым
породам, которые, видимо, могли оруденевать после предварительной
хлоридно-щелочной обработки и скаполитизации. Вкрапленники магне-
тита кристаллизовались лишь в интсрстициях скаполитового каркаса.
Сказанное подтверждается высоким содержанием титана в этих рудах —
до 0,6—1,5% против 0,3% в богатых рудах нижележащих тел, возникших
по карбонатным породам. При замещении андезито-базальтовых порфи-
ритов титан как инертный компонент переходил в состав скаполит-магне-
титовых руд верхнего тела.
Северо-восточная залежь является, по существу, продолжением
северной залежи вдоль оси брахиантиклинальной складки, простираю-
щейся к северо-востоку. Направление продольного разреза линии XXVI
(см. рис. 32) примерно совпадает с этой осью (ближе к ней линия XXIV)
и отражает соотношение этих двух залежей. Участок северо-восточной
залежи представляет собой опущенный блок с амплитудой смещения на
500 м вдоль северо-западного пострудного разлома. Эта залежь, как и
южная, полностью образовалась за счет останца куржункульской свиты,
захваченного межпластовыми интрузиями. Останец свиты мощностью до
450 м состоит из двух горизонтов карбонатных пород (с прослоями ан-
гидритов, доломитов), разделенных между собой туфами. По доло-
митам и ангидритам образовались два поэтажно расположенных
рудных тела, представленных богатыми рудами соответственно кальцит-
ангидрит-магнетитового и кальцит-диопсид-магнетитового состава с
постоянной примесью апатита. Доминируют бедные вкрапленные руды
скаполит-альбит-магнетитового и диопсид-скаполит-магнетитового соста-
ва. Последние сформировались путем замещения туфов и повсеместно
пронизывающих их интрузивных инъекций. Метаплагиогранит-порфиры
висячего и лежачего бока отличаются постоянной примесью ангидрита,
который рассеялся в окружающей среде при замещении ангидритовых
прослоев рудами и в ряде случаев обусловил сернокислый околорудный
метасоматоз, приведший к образованию алунитов. При этом процессе
отмечается привнос серы и алюминия и вынос кремния (см. рис. 35).
Таким образом, выделяются два типа руд: сплошные и вкрапленные.
Сплошные руды почти всегда содержат примесь пироксена и кальцита,
реже хлорита, флогопита и ангидрита. Эти руды слагают тела пласто-
образной формы, унаследованной от исходных карбонатных толщ, в ко-
торые они переходят на участках выклинивания. Во вкрапленных рудах
составной частью кроме магнетита являются скаполит и альбит с при-
месью пироксена, цеолита и хлорита. Эти руды возникли по вулканоген-
ным и интрузивным породам. Присутствие в них альбита чаще свидетель-
ствует об оруденении метагранит-порфиров. Обычно вкрапленные руды,
отвечающие по промышленной классификации бедным и средним, чере-
дуются со сплошными рудами, когда они образуются по линзам туфов
или интрузивным инъекциям, залегающим в карбонатных толщах, а так-
же сопровождают сплошные руды с лежачего и висячего бока.
109
Итак, вкрапленные руды образуют ореол вокруг богатых магнетито-
вых руд. Кроме того, на северном участке они слагают самостоятельное
верхнее тело, а точнее, ореол неравномерно вкрапленного оруденения,
постепенно сменяющегося безрудными метасоматитами и красноцвет-
ными толщами.
Метасоматические породы представлены диопсид-скаполитовымп и
собственно скаполитовыми образованиями, пространственно примыкаю-
щими к оруденелым их разностям, и альбититами, которые довольно
быстро переходят в альбитизированные интрузивные и вулканогенные <
породы. По преобладающей примеси тонкорассеянной вкрапленности
среди альбититов можно различать и пространственно выделять пироксе-
новые, гранатовые, эппдотовые, актинолитовые, хлоритовые, кварцевые,
серицитовые и ангидритовые разности. С последними обычно ассоции-
руют алунитовые и диккитовые породы.
Таким образом, месторождение приурочено к сложноскладчатой
антиклинальной структуре с уидулирующей и горизонтально изгибаю-
щейся осью, восточное крыло которой вмещает все рудное поле Качара.
Крыло это осложнено брахискладками более высоких порядков. Форми-
рование метасоматитов происходило в куржункульской (C(vg —п) и
частично в давыдовской (Cin2) свитах, которые обычно завершают разрез
валериановской серии. Руды первоначально замещали останцы, заклю-
ченные в массиве апикальной фации интрузий сарбайско-соколовского
комплекса, которая до известных нам глубин полностью подвергалась
щелочно-кремниевой переработке с сохранением лишь реликтов исход-
ных диабазовых и габбро-диоритовых порфиритов. Ведущими соруднымп
минералами, возникшими по доломитам, являются диопсид, апатит и
хлоритизированный флогопит, по алюмосиликатным породам — скаполит
и альбит. На месторождении отчетливо выражена экранирующая роль
верхнепалеозойских красноцветных толщ. Примечательная особенность
месторождения — слабое развитие в рудах сульфидов (Scp— 0,52%), по
данным Д. Д. Топоркова (1958), и образование алунитов и диккитов при
пропилитизации осветленных пород.
Соколовское месторождение
Месторождение входит в северную группу месторождений Главного
железорудного пояса Тургая. Выявлено оно в 1949 г. при аэромагнитной
съемке масштаба 1 : 100 000 В. П. Носиковым, длина его магнитной ано-
малии по пзодипаме 1000 гамм превышает 8 км, в ее пределах имеются
шесть эпицентров с напряженностью от 9000 до 28 000 гамм. По всей
аномалии в разнос время осуществлялись геологоразведочные работы
СКТГУ (В. К. Пятунин, С. Н. Гайс, Н. Г. Пиупов, Т. Е. Баяндаров,
А. С. Кумалаков), которые показали, что по запасам месторождение за-
нимает третье место после Качара и Сарбая.
По составу околорудных пород Г. А. Соколов (1958) и Д. О. Онтоев
(1958) отнесли месторождение к смешанному скаполито-скарновому под-
типу контактово-метасоматического типа. По данным разведочных работ,
В. К. Пятунин (1958) предположил, что вмещающие породы и руды
имеют запатное падение иод углом от 45 до 80°, однако сотрудники
КазПМСа (Кобзарь, Каймаков, Шапгиресв и др., 1962) установили их
восточное падение. В дальнейшем детализацией структуры месторожде-
ния занимался Н. И. Руденко (1969), который выделил ряд разрывных
нарушении, изучил состав и строение жил в рудах главным образом по
материалам разрабатываемого карьера. Однако он, как и его сотрудники
на других месторождениях, ограничил поле развития интрузивных пород,
оставив за ними лишь небольшой штокверковый массив в юго-западной
110
части рудного поля. Большую работу по петрографии магматических и
метасоматических пород провел X. Г. Шангиреев (1971), который сов-
местно с Л. Г. Марченко (1971) кроме гипабиссального массива габбро-
диабазов, габбро-диоритов и диоритов на юго-западе месторождения
установил широкое развитие субвулканических образований диабазовых
порфиритов, внедрившихся вдоль восточного крыла антиклинали.
В основу излагаемых представлений положены структурные и гео-
логические построения Н. И. Руденко, X. Г. Шангиреева и Л. Г. Марчен-
ко с детализацией по минеральному составу руд и околорудных измене-
ний А. Е. Бекмухаметова.
Месторождение приурочено к восточному крылу вытянутой в мери-
диональном направлении Соколовско-Сарбайской антиклинали. Крыло
прослежено по простиранию на 15 км, размах его около 7 км с падением
на восток к Сергиевской синклинали под углом от 35 до 60° и флексур-
ными перегибами до вертикального, а на Южном участке даже опроки-
нутое на запад под углом 80°. Широтными разрывными нарушениями
месторождение разбито на серию тектонических блоков, по которым вы-
деляются следующие участки (с севера на юг): Шестой эпицентр, Север-
ный, Центральный, Южный и Восьмой эпицентр. Кроме того, вдоль всего
крыла установлен Главный меридиональный разлом (Руденко, 1969).
По мнению А. Е. БекмухамеГова (1962), эти разломы пострудные (вдоль
них широко развиты порошковатыс руды) и по ним существенных сдви-
гов не было. Исключение составляет лишь Южпо-Соколовский разлом
взбросово-сдвигового типа, который ограничивает с юга (рис. 36) и под-
резает на глубине Южный участок и смещает участок Восьмого эпицент-
ра в юго-западном направлении на 2,5 км.
В основании вмещающей толщи и ядре антиклинали залегает сар-
байская свита (рис. 37). Низы се сложены туфами андезитовых порфи-
ритов с редкими прослоями порфиров, над которыми залегают грубооб-
ломочные вулканические брекчии среднего состава мощностью более
300 м. Вверху свиты выделяется пачка (50—100 м) кристаллокластиче-
ских туфов андезитовых и андезито-базальтовых порфиритов, часто из-
вестковых с прослоями известняков. Переход от этих туфов к вышеле-
жащим карбонатным породам соколовской свиты постепенный. На участ-
ке Шестого эпицентра туфобрекчии и туфы по простиранию фациально
сменяются зеленовато-красными и вишнево-бурыми туфопесчаппками,
туфоалевролитами и туфоконгломератами. Подсеченная мощность свиты
на месторождении около 400 м, общая мощность 1000—1800 м.
Соколовская свита (Цуг-гц) подразделяется на две пачки (рис. 38).
Нижняя, мощностью 300—500 м, представлена известняками с мало-
мощными прослоями и гнездами ангидритов, доломитов и доломитнзи-
рованных известняков с маломощными прослоями базальтовых микро-
порфиритов и их туфами и лавобрекчиями. Известняки часто содержат
большое количество вулканогенного материала и в верхних горизонтах
по восстанию нередко фациально сменяются туффитами. Верхняя толща
свиты (60—350 м) сложена тонкослоистыми известковыми и туффитами
с редкими прослоями известняков, андезитовых порфиритов и их туфов.
Куржункульская свита (С1Щ) широко распространена на востоке
месторождения. В ее составе выделяются две фации вулканогенных по-
род: эффузивная и экструзивная. Первая залегает выше туффитов и ин-
трузива диабазовых порфиритов. Она сложена туфобрекчпями и туфами
основного и среднего состава, иногда с мощными (80—200 ^м) прослоями
полифировых базальтовых порфиритов. Экструзивная фация предстагле-
на небольшими субпластовыми, иногда секущими телами полифирозых
базальтовых порфиритов. Мощность свиты 1000—1500 м.
Венчают разрез красноцветные отложения верхнего палеезоя,
111
Рис. 36. Геологическая кар-
та Соколовского железоруд-
ного месторождения (по
X. Г. Шангирееву, А. Е. Бек-
мухаметову):
1 — туфы андезитовых пор-
фиритов; 2 — туфы андези-
то-базальтовых порфиритов,
псаммитовые; 3 — известня-
ки; 4 — перекристаллизован-
ные известняки; 5 — туффи-
ты; 6 — базальтовые и анде-
зито-базальтовые порфириты
эффузивные; 7 — туфобрек-
чии и туфы базальтовых и
андезито-базальтовых пор-
фиритов; 8 — туфопесчани-
ки, туфоконгломераты, алев-
ролиты, аргиллиты красно-
цветные; 9 — базальтовые и
андезито-базальтовые пор-
фириты красноцветные; 10—
габбро-диабазы, габбро-дио-
риты; 11 — габбро-диабазо-
вые и диабазовые интрузив-
ные порфириты, 12 — диори-
товые и габбро-диоритовые
интрузивные порфириты;
13 — метаплагиогранит-пор-
фиры; 14 — дайки кварце-
вых порфиров послерудные;
15 — альбитизация (нало-
женный знак); 16 — скапо-
литовые породы; 17 — скар-
ны; 18 — гидросиликатные
породы; 19 — магнетитовые
руды; 20 — контуры метасо-
матических изменений или
реликтов; 21 — контуры по-
род и руд; 22 — тектониче-
ские нарушения; 23 — на-
правление и угол падения
пород; 24 — контур карьера;
25 — линии разведочных
профилей; 26 — номера раз-
ведочных скважин
112
состоящие из туфопесчаников, туфоалевролитов, туфоконгломератов
(с обломками мартитовых руд), андезитовых порфиритов и их туфов.
Мощность красноцветных отложений более 300 м.
Интрузивный массив относится к ядерно-краевой фации сарбайско-
соколовского комплекса и имеет два выхода. Ядерная фация представле-
на штокообразным телом, залегающим на юго-западе месторождения в
шарнирной части антиклинали. Интрузия вытянута вдоль оси складки
на 10 км при ширине до 3 км и сложена порфировидными габбро-диаба-
зами, габбро-диоритами, переходящими в диабазовые порфириты к краям
I массива. Восточная ее сторона, тяготеющая к скарново-рудной зоне, в
значительной степени подвержена окварцеванию, альбитизации и скарни-
рованию до образования метагранодиоритов и альбитизированных дио-
ритов с вкрапленностью диопсида, развитого по роговой обманке.
t,	В восточном крыле антиклинали среди скарново-рудной зоны и
выше залегает апофиза краевой фации массива, представленная силлами
диабазовых и диоритовых порфиритов. В южной части месторождения,
особенно во взброшенном участке Восьмого эпицентра, они подвержены
интенсивному кремниево-щелочному метасоматозу до образования мета-
гранодиорит-порфиров, представляющих здесь линзообразное тело, вы-
тянутое вдоль скарново-рудной зоны па 1,5 км при мощности 150 м.
К северу по про'стиранию и к западу по мощности они переходят в аль-
битизированные диабазовые порфириты с вкрапленностью эпидота, пи-
. роксена, граната и скаполита, перекрывая скарново-рудную зону с
висячего бока. Дайковый комплекс состоит из диабаз-порфиритов и
плагиогранит-порфиров, секущих скарны, руды и вмещающие породы
под отвесным углом в субширотном направлении.
Основная масса руд приурочена к зоне контакта диабазовых и дио-
ритовых порфиритов и их метасоматически измененных производных с
известковой толщей соколовской свиты. Здесь сформирована серия этаж-
но расположенных линзовидных тел, которые на Южном участке, сли-
ваясь между собой по вертикали, образуют сплошные рудные столбы с
продуктивной мощностью до 250 м или группируются в рудные пачки.
Эти пачки разобщены на разных уровнях невыдержанными телами
скарнов, останцов вмещающих пород или сильно вытянутыми апофизами
диабазовых порфиритов, которые сильно изменены, и первичную их
природу можно установить лишь под микроскопом. Скарново-рудная
зона вытянута в меридиональном направлении на 8 км при мощности до
600 м, прослежена по падению под углом от 40 до 60° до 1000 м. В попе-
речном срезе ромбовидная скарново-рудная зона размещена между
интрузией и известняками. Лишь на Южном участке скарново-рудная
зона имеет вытянутую форму, состоит из пластообразных рудных тел с
обратным падением на запад под углом 80—85° в связи с опрокидывани-
ем вмещающего крыла антиклинали в пострудный период.
По простиранию зоны число рудных тел меняется от одного сплош-
ного рудного столба до шести этажно размещенных пачек, среди которых
более или менее выдержанными являются три: нижняя, средняя и верх-
няя. У всех рудных пачек широко развита примесь флогопита, который
считался редковстречающимся минералом (Онтоев, 1958; Руденко, 1969
и др.). Количество флогопита в рудах возрастает с глубиной.
Нижняя рудная пачка локализована в известняках, обогащенных
вулканогенным материалом с прослоями ангидридов и доломитов. Маг-
нетитовые руды слагают здесь богатые и наиболее мощные линзообраз-
ные тела, тупо выклинивающиеся по падению в диабазовых порфиритах.
Состав руд преимущественно флогопит-магнетйтовы'й, по восстанию
рудного тела сменяющийся хлорит-диопсид-магнетитовым, причем хлорит
в рудах представляет псевдоморфозу по флогопиту. Встречаются также
8-210	ИЗ
41_J49 42
отдельные тела кальцит-магнетитовых руд. В промежутках между руд-
ными телами нижней пачки отмечаются гранат-пироксеновые скарны,
эпидозиты, альбититы, образованные, видимо, по прослойкам туфов и
туффитов. Руды же возникли путем замещения доломитов и известняков,
о чем свидетельствует обилие в них примеси флогопита, «остаточного»
кальцита, имеют низкое содержание титана в магнетите (в среднем TiO2
0,13%) и относительно высокое марганца (МпО 0,52%).
Рис. 38. Соколовское месторождение. Геологический разрез по линии 4 (по X. Г. Шан-
гирееву). Условные обозначения те же, что и па рис. 36
Средняя пачка руд залегает среди тонкослоистых известковых туф-
фитов, составляющих верхнюю толщу соколовской свиты. Она более
широко распространена в Северном и Центральном участках. Рудные те-
ла часто разобщены скарнами и скарнированными туффптами значи-
тельной мощности. Руды здесь большей частью бедные с вкрапленной,
тонкополосчатой и пятнисто-полосчатой текстурой; по составу преиму-
щественно пироксен-гранат-магнетитовые, реже эпидот-гранат-магнети-
товые. В последних содержание титана в 1,5—2 раза выше, чем в каль-
цит-магнетитовых рудах. Магнетит в этих рудах также характеризуется
несколько повышенным содержанием титана (TiO2 0,3%) и пониженным
марганца (МпО 0,22%).
Верхняя пачка руд приурочена к диабазовым порфиритам. Распро-
Рис. 37. Геологический разрез Соколовского месторождения по линии 39 (по А. Е. Бек-
Мухаметову и Л. Г. Марченко):
1 — туфы андезитовых порфиритов; 2— туффпты; 3 — туфы базальтовых порфиритов
псаммитовые; 4 — известняки туфогеппые; 5 — известняки перекристаллизованные; 6 —
диабазовые и базальтовые порфириты субвулканические; 7—гранатовые скарны; 8 —
пироксеновые скарны; 9— эпидотизация; 10 — альбитизация; 11— пренитпзация; 12 —
скаполитизацпя; 13 — флогопитизация; 14 — актинолптизация; 15— хлоритизация;
16 — цеолитизация; руды: 17 — магнетитовые богатые, 18 — магнетитовые средние, 19 —
магнетитовые бедные; 20 — оруденелые породы; 21 — границы пород и руд (а) и мета-
соматических зон (б); 22—реликты и ксенолиты пород; 23 — отложения мезозоя —
кайнозоя
115
странены они незначительно в Южном и Центральном участках. Руды
эти вкрапленные, реже прожилково-вкрапленные, скаполит (альбит)-ти-
таномагнетитовые с небольшим количеством пироксена, высоким содер-
жанием титана, низким марганца и серы. Магнетит также имеет высокое
содержание титана (TiO2 0,5%) и низкое марганца (МпО 0,9%)-
Как видно, исходный состав замещенных пород значительно влияет
на структурно-текстурные признаки, минеральный состав и элементы-
примеси руд.
Среднее содержание магнетитовых руд месторожрения (%): Fe —
41,01; S — 2,38; Р — 0,1. С 1957 г. месторождение эксплуатируется Соко-
ловско-Сарбайским горно-обогатительным комбинатом.
Сарбайское месторождение
Крупнейшее Сарбайское месторождение, слагающее только северную
половину рудного поля, открыто одним из первых в 1949 г. Предвари-
тельные результаты его разведки показали, что Тургайский прогиб
является перспективной железорудной базой черной металлургии. При
прослеживании скарново-рудной зоны на юг было выявлено Южно-Сар-
байское месторождение, разведка которого завершилась лишь в 1966 г.,
а научно-исследовательские работы продолжаются до сих пор и сосредо-
точены в основном в действующем карьере. За период разведки место-
рождения представление как о его геолого-структурном строении, так и
о петрогенезисе магматических пород и генезисе самих рудных тел
неоднократно менялось.
По первоначальным представлениям Г. А. Соколова (1958) и
И. А. Кочергина (1958), Сарбайское месторождение находится в не-
посредственном контакте с интрузивным массивом. Под рудными зале-
жами трех участков месторождения отрисовывались на планах и разре-
зах согласные тела дорудных интрузивных пород: пироксеновые диорит-
порфириты, диорит-порфириты главной интрузии и жильные дорудные
диорит-порфириты; альбитовые метадиорит-порфириты, а также после-
рудные жильные породы: кварцево-пироксеновые диоритовые порфириты
и сиенит-порфиры, секущие под прямым углом скарны, руды и вмещаю-
щие породы.
В. М. Изоитко и Г. С. Поротов (1964) на основании находок брек-
чиевых текстур в интрузивных породах пересмотрели представления о
них и пришли к выводу, «что так называемые диорит-порфириты главной
интрузии и метадиорит-порфириты являются околорудноизмененными
пирокластическими породами вулканогенно-осадочной толщи. Дорудные
жильные диорит-порфириты и послерудные жильные кварцевые диорит-
порфириты образуют единый дорудный комплекс умеренно кислых интру-
зивных горных пород». Однако секущее положение «дорудного комплек-
са» интрузивных пород к скарнам и рудам сохранилось в приведенном
ими разрезе, по аналогии с которым И. А. Кочергин (1971) отстроил и
остальные профили. О. М. Чугуевская и др. (1968) основную массу руд
стали рассматривать синхронной, а весь плутон — как послерудную
секущую интрузию, наложившую на руды секущие тела скарнов и «пег-
матоидных» жил (рис. 39). Проведенные А. Е. Бекмухаметовым деталь-
ные исследования нескольких поперечных и продольных разведо.чных
профилей, карьера и шахт рудного поля позволяют вернуться к пред-
ставлениям Г. А. Соколова (Соколов, Григорьев, 1974) о геологическом
строении месторождения, внеся существенные дополнения и изменения.
Сильно вытянутые рудные залежи Сарбайского и Южио-Сарбай-
ского месторождений приурочены к западному крылу Соколовско-Сар-
116
Рис. 39. Геологический разрез по профилю IX Сарбайского месторождения (по О. М. Чугуевской}'.
/ — рыхлые отложения мезозоя — кайнозоя; 2— кора выветривания; 3—туфы и вулканические брекчии андезитовых порфиритов; 4 пелитовые и
алевролитовые туффиты; 5 — известняки мраморпзованные темно-серые слоистые; 6 — известняки мраморизованные светло-серые массивные, 7 ги11с'
ангидриты; 8 — туфы и вулканические брекчии андезито-базальтовых порфиритов; 9 — андезито-базальтовые порфириты; /и — известковистые туф-
фиты основного состава; 11—13 — матовые полосчатые и массивные магнетитовые руды с содержанием железа (%): 11 более аО, 12	30—50,
/3— 20—30; 14 — мартитовые руды; 15 — пироксеновые диоритовые порфириты; 16 — кварцевые, диоритовые порфириты, граподиорпт-порфпры; 17
биотитизация; /8 — альбитизация; 19 — калишпатизация; 20 — скаполитизация; 21 — гранатовые скарны; 22 — пироксеновые скарны; 23 — крупнозер-
нистые апатит-магнетитовые руды; 24 — актинолитовые и эпидот-актинолитовые породы; 25 — сульфидные (пиритовые) руды; 25 — предполагаемые
Зоны рассланцевання; 27— линии тектонических нарушений	,

байской антиклинали, переходящей далее в Граничную (Ломоносов-
скую) грабен-синклинальную складку. Рудное поле этих месторождений
имеет блоковое строение, созданное до- и послерудными дизъюнктивны-
ми нарушениями, среди них наиболее выдержаны субмеридионального
заложения. Эти долгоживущие разломы контролировали вулканизм,
интрузивную и послеинтрузивную деятельность (см. рис. 37).
В основании разреза залегают вулканиты сарбайской свиты (CiVj).
сложенные андезитовыми порфиритами и их туффитами. Рудоносная
толща соколовской свиты (C1V3—гц) состоит из известняков и туфогенных
известняков с прослоями туффитов и туфов мощностью 160 м. В рудных
залежах сохраняются лишь реликты и останцы первичных пород. Разрез
завершают породы куржункульской свиты (С1П1): андезито-базальтовые
порфириты и туфолавы, их туфы со структурой от вулканических брек-
чий до пелитовых, линзы и прослойки туффитов, туфопесчаников и из-
вестняков; общая мощность пород висячего бока более 400 м
(рис. 40, 41).
Интрузивный массив, залегающий в шарнирной части Соколовско-
Сарбайской антиклинали, вытянутой формы, площадью около 12—15 км2,
имеет отчетливо выраженное фациальное строение. Ядерная фация
диоритов и габбро-диоритов постепенно переходит в диоритовые порфи-
риты краевой фации массива и многочисленных силловых апофиз. Пере-
ходы между ними прослежены через ряд промежуточных пород с меняю-
щейся порфировидной структурой от полнокристаллической гипидио-
морфнозернистой до порфировой. В этом же направлении происходили
и последующие метасоматические изменения интрузивных пород.
Габбро-диориты и диориты в процессе альбитизации и последующего
окварцевания частично преобразованы в метагранодиориты и метагра-
ниты, а диоритовые порфириты краевой фации массива и силловых апо-
физ в рудном поле практически полностью альбитизированы и окварцо-
ваны, в участках околоскарнового изменения — пироксенизированы.
Когда же скарновый диопсид в виде псевдоморфных вкрапленников из-
бирательно замещал роговую обманку, порода приобретала облик «пиро-
ксеновых диоритовых порфиритов», которые ранее принимались за пер-
вично-магматические образования. Метасоматический кварц при после-
дующих явлениях метаморфизма претерпевал собирательную перекрис-
таллизацию, разрастался и на фоне основной массы диоритовых порфи-
ритов обособлялся в порфиробластовые выделения изометричной формы.
В результате в непосредственном контакте с рудами Западной залежи
залегают альбитизированные диоритовые порфириты светло-серого
цвета, иногда с вкрапленниками пироксена или кварца. Не исключено
также их совместное выделение, и тогда порода приобретает бластопор-
фировую структуру с одинаковыми выделениями табличек альбита, диоп-
сида и кварца.
Местами в интрузивных породах краевой фации массива отмечаются
автомагматические эруптивные брекчии, возникающие, как и в Качар-
Рис. 40. Геологическая карта Сарбайского и Южно-Сарбайского месторождений (по
А. И. Москаленко и Т. Е. Баяндарову с дополнениями А. Е. Бикмухаметова):
1—туфы андезитовые; 2— туфы грубообломочные п туфобрекчип андезитовых порфи-
ритов; 3— туфы псаммитовые андезитовых порфиритов; 4 — туффиты; 5 — известняки;
6—туфы грубообломочные базальтовых порфиритов; 7—туфы средне- и мелкообломоч-
ные базальтовых порфиритов; 8 — порфириты диабазовые субвулканические; 9 — пор-
фириты и туфы андезитового и базальтового состава красноцветные; 10—диорито-
вые порфириты (а) п брекчиевые диоритовые порфириты (б); 11 — порфириты габбро-
днабазовые интрузивные; 12—диориты; 13— грапит-порфнры; 11 — скарны гранатовые
(а), пироксеновые (б); 15—руды сплошные магнетитовые; 16 — руды прожилковые
крупно- п среднезернистые; 17 — тектонические нарушения
119
ском интрузивном массиве, в ходе эпикинетических явлений при внедре-
нии и становлении плутона. Альбитизированные диоритовые порфириты
также представлены апофизами, широко развитыми в южной части
рудного поля. К экзоконтактам их приурочены скарново-рудные тела
Южно-Сарбайского месторождения. Наиболее мощные из них (около
200 м в поперечнике) расслоены и в стержневой части сменяются альби-
тизированпыми диоритами порфировидной структуры. Восточная и Юго-
Восточная залежи примыкают непосредственно к диоритам и габбро-
диоритам ядерной фации массива. В процессе послемагматической дея-
тельности щелочных растворов они также подвергались альбитизации и
окварцеванию, а при околоскарновом изменении — пироксенизации.
В результате возник ряд метапород: метагранодиориты, метаплагиогра-
ниты, иногда с вкрапленностью диопсида.
Рис. 41. Геологический разрез Сарбайского месторождения по профилю 7 (no А. Е. Бек-
мухаметову}..
Магнетитовые руды: 1 — богатые, 2 — средние, 3 — бедные; 4 — андезито-базальтовые
порфириты; 5 — туфолавы андезито-базальтовые; 6 —туфы грубообломочные андезито-
базальтовые; 7 — туффпты; 8— туфопесчаникп, алевролиты; 9 — известняки; 10— дио-
ритовые порфириты; 11—диориты; 12— метагранодиориты; 13 — перекристаллизован-
ные известняки; 14 — эпиальбититы; 15 — околоскариовые породы; минерализация:
16 — флогопит-хлоритовая, 17 — пироксеновая, 18— гранатовая, 19 — скаполитовая,
20 — актинолитовая, 21 — кальцитовая, 22 — эпидотовая, 23 — пренитовая; 24 — вкрап-
ленность магнетита; 25 — реликты туфов; 26— границы фациальных переходов; 27 —
тектонические разломы; 28—мезозой-к айнозойские отложения
Альбитизация и окварцевание пород сопровождались выносом феми-
ческих компонентов и привносом щелочей и кремния, а околоскариовые
изменения и юкарнирование приводили к привнесу железа, магния, каль-
ция и других скарно- и рудообразующих элементов.
Из дайковых пород наиболее развиты плагиогранит-порфиры и диа-
базовые порфириты. В карьере отчетливо устанавливается их пострудный
120
возраст, они вкрест простирания секут вмещающие породы и руды в суб-
широтном направлении (азимут около 80—90°), угол падения их
80—85°, Мощность самой крупной и выдержанной дайки плагиогранит-
порфира составляет 8—12 м (Кочергин, 1981), За пределами рудного
поля они секут вышележащие красноц'ветные толщи верхнего палеозоя,
что четко видно на обнажениях по берегу р. Тобол; возраст дайкового
комплекса пермский.
Рудное поле включает четыре рудные залежи: Западную, Восточную
и Юго-Восточную Сарбайского месторождения и Южно-Сарбайского
месторождения. Кроме того, известны два штокверковых тела прожилко-
во-вкрапленных руд. Верхний штокверк Сарбайского месторождения с
юга через широтный тектонический сдвиг непосредственно примыкает к
Юго-Восточной залежи (Москаленко, 1968), а верхний штокверк Южно-
Сарбайского месторождения залегает над Южной залежью, которая в
геологической практике называется Нижним телом (Москаленко,
1969).
Спорными оказались и представления о морфологии рудных залежей
Сарбайского месторождения. Н. В. Иванов и др. (1967) на основании
установленного тектонического смещения вдоль диагонального нарушения
северо-восточного заложения между Западной и Восточной залежами,
которые имеют одинаковую мощность, а также аналогичное содержание
и распределение железа, фосфора, ванадия, пришли к выводу о том, что
обе залежи образовались из одной и той же пачки карбонатных пород и
когда-то представляли собой единое рудное тело. При пострудных под-
вижках прикорневая часть оказалась взброшенной и образовала само-
стоятельную Западную залежь.
По данным И. А. Кочергина и др. (1972), «Западная залежь форми-
ровалась самостоятельно, одновременно с Восточной и Юго-Восточной,
в одной и той же средневалерьяновской подсвите. Первоначально она
находилась гипсометрически выше Восточной залежи, но затем по Се-
веро-Восточному разлому была сдвинута в юго-западном направлении и
опущена по отношению к Восточной залежи. Согласно расчету, произве-
денному путем графических построений, Западный блок (включая За-
падное рудное тело) смещен в юго-западном направлении примерно на
1500 м и опущен по вертикали на 750 м. В последующем эти блоки были
эродированы и выровнены на современном эрозионном срезе».
Залежи сложены рудами массивной, полосчатой, вкрапленной текс-
туры и имеют пластообразные формы, согласно залегают с вмещающей
карбонатно-вулканогенной толщей, замещая карбонатно-терригенные
отложения соколовской свиты. В' общем плане скарново-рудная зона вы-
тянута в субмеридиональном направлении вдоль западной кромки интру-
зивного массива. Внутреннее строение залежей характеризуется этажным
чередованием линз и пластообразных магнетитовых тел с постоянной
примесью нерудных минералов. Между ними наблюдаются скарны или
эпндот-актинолитовые породы, иногда оруденелые альбититы, альбити-
зированные порфириты, туфы, туффиты и силлы альбитизированных
диоритовых порфиритов, останцы перекристаллизованных известняков,
часто с вкрапленностью скарновых и рудных минералов, которые на
участках выклинивания залежей по простиранию и падению сменяются
пелитоморфными и органогенными известняками (рис. 41, 42). К подошве
залежей в магнетитовых рудах происходит увеличение вкрапленности и
полосчатых выделений сульфидов вплоть до сплошных столбов мощ-
ностью 9—25 м.
Штокверковые тела сложены прожилковыми и прожилково-вкрап-
ленными рудами. В местах частого пересечения жил наблюдаются брек-
чиевые разности, а на участках раздува—сплошные тела, но содержащие
121
мелкие обломки вмещающих пород. На Сарбайском и Южно-Сарбай-
ском месторождениях они локализуются исключительно среди наиболее
хрупких порфиритов и туффитов надрудпой толщи и поэтому разведчи-
ками названы «верхними» телами (см. рис. 42). Жильный магнетит
состоит из крупнозернистых столбчатых кристаллов и ассоциирует глав-
ным образом с зернами пироксена, апатита, реже граната, эпидота, пи-
рита, кальцита, кварца, скаполита и т. д. Нередко эти жилы и прожилки
отмечаются в рудных залежах, где, по данным Н. И. Руденко (1969), их
состав аналогичен составу рассекаемых руд.
Рис. 42. Геологический разрез Южно-Сарбайского месторождения по линии 43
(no А. Е. Бекмухаметову и Л. Г. Марченко):
1 — туфы андезитовых порфиритов; 2— туффиты; известняки: 3 — туфогенные, 4— пе-
литоморфные, органогенно-обломочные, 5 — перекристаллизованные; 6 — туфы базаль-
товых порфиритов агломератовые лапиллиевые; 7 — туфы базальтовых порфиритов
псаммитовые и алевролитовые; 8 — диоритовые порфириты; 9— кварцсодержащпе
диориты порфиритовые; 10— скарны гранатовые; 11—скарны пироксеновые; 12 —
околоскарповые породы; 13—альбитизация; минерализация: 14 — актинолитовая, 13—
хлоритовая, 16 — сидеритовая, 17—ангидритовая, 18— флогопитовая; 19 — богатые
магнетитовые руды; 20 — прожилковые и брекчиевые магнетитовые руды; 21 — марти-
тизированные руды; 22 — оруденелые породы; 23— мезозой-кайнозойские отложения
В Сарбайском поле сосредоточены практически все минеральные раз-
новидности руд, встречаемых среди месторождений Тургайского прогиба.
Они пространственно обособлены по рудным залежам месторождения
(табл. 8) и укладываются в довольно стройную схему горизонтальной
зональности по отношению к интрузивному массиву. В рудах Восточной
и Юго-Восточной залежей, непосредственно контактирующих с породами
ядерной фации массива, с магнетитом ассоциирует высокотемпературная
скаполит-скарновая минерализация, магнетит обычно кристаллически-
зернистый с повышенным количеством элементов-примесей. В целом
руды неравномернозерпиетой структуры. Западная и Южная залежи
размещены соответственно на северном и южном флангах скарново-руд-
ной зоны и локализованы вдоль контактов диоритовых порфиритов крае-
вой фации массивов или их апофиз. Магнетит в них ассоциирует с низко-
температурной гидросиликатной минерализацией, руды отличаются
122
тонкозернистым сливным, скрытокристаллическим строением и относи-
тельно низким содержанием элементов-примесей. Среднее содержание
элементов ъ рудах по всему рудному полю (°/o):Fe — 45, S— 4 и
Р2О5 — 0,75.
Таблица 8. Распределение минеральных фаций руд по залежам
Сарбайского рудного поля (%)
Минеральные фации руд	Сарбайское месторождение			Южно-Сарбайское месторождение	
	Восточ- ная	Юго-Вос- точная	Западная	Южная	Верхнее тело
Хл (Фл) -ЬСл-|-Мт Са+Гр-рЛЕ Ди+Ск-)-ТМт Хл (Фл) 4-Акт4-Мт Хл (Фл) 4-Са4-Мт Са4-Анг-|-Мт Хл-}-Ал4-Тмт Са4-Сд4-Мр4-Мт Сл+Гр4-Ап4-Мт	67,5 1.6 30,9	28,0 7,2 54,0	55,0 32,0 5,0 8,0	53,1 32,1	14,8
1100,0 |	|100,0 I [100,0
Примечание. Хл(Фл) — флогопит х.юритпзированнып, Сл — салит,
Са — кальцит, Гр — гранат (андрадит), Ди — диопсид, Ск — скаполит,
Акт — актинолиг, Апг — ангидрит, Хл — хлорит, Ал — альбит, Ап — апа-
тит, Мт — магнетит, Тмт — тптаномагнетит, Сд — сидерит, Мр — мартит.
Горизонтальная метасоматическая зональность по рудным залежам,
сопряженная с различными фациями интрузивных пород массива, и со-
поставление разрезов вмещающих рудные залежи блоков позволяют
восстановить доблоковое состояние месторождения как непрерывную
скарново-рудную зону длиной до 6 км, мощностью рудных тел от 30 м на
флангах до 160 м в центральной части с моноклинальным падением на
запад под углом 40—50° до глубины 1400 м. Как видно из рис. 40, скар-
ново-рудная зона нарушена серией пострудных разломов широтного и
юго-западного заложения с кулисообразпыми горизонтальными смеще-
ниями более северного блока относительно южного в западном или юго-
западном направлении. Наибольшее смещение произошло па севере руд-
ного поля, где вдоль диагонального нарушения оказался сдвинутым на
юго-запад с амплитудой 1500 м блок северного продолжения Восточной
залежи (Западная залежь). Таким образом, Сарбайское рудное поле,
как и Соколовское, состоит из целого ряда блоков, которые более интен-
сивно, чем на Соколовском месторождении, вопреки представлениям
Н. В. Иванова и др. (1967) или И. А. Кочергина (1972), оказались кули-
сообразно смещенными па запад и юго-запад только в горизонтальной
плоскости.
Флогопит-пироксен-магнетитовый тип
Месторождение Елтай III
Месторождение расположено в северной части Елтай-Куржункуль-
ского рудного поля севернее пос. Елтай. Открыто в 1950 г. в результате
разбуривания магнитной аномалии интенсивностью в эпицентре
12 600 гамм. В последующие годы разведывалось В. В. Седых, а геолого-
структурное строение и минералого-петрографические особенности его
изучали А. М. Дымкин (1962), А. М. Дымкин, В. М. Щербак (1973) и
А. Е. Бекмухаметов. По данным последнего, месторождение является
123
эндоконтактовым, образовано путем замещения останцов доломитов,
известняков, туффитов соколовской свиты в диоритовых порфиритах
краевой фации, переходящих в диориты ядерной фации массива. Диори-
товые порфириты массива на участках сопряжения со скарново-рудной
зоной подвергнуты альбитизации и окварцеванию. Ранее неизмененные
интрузивные порфириты краевой фации принимались за эффузивы анде-
зитовых порфиритов, метасоматически измененные разности их с нало-
женной кварц-альбитовой минерализацией — за дацитовые порфиры.
Между этими разностями пород имеются все переходы. В краевой фации
массива встречаются дайки диоритов, в скарново-рудной зоне — метадай-
ки плагиогранитов и пострудные дайки диабазовых порфиритов, отли-
чающиеся свежестью.
Скарново-рудная зона состоит из линзовидных тел руд и скарнов,
разобщенных межпластовыми образованиями в различной степени
измененных диоритовых порфиритов, туффитов или известняков. Они
по простиранию и падению сменяются исходными известняками или
туффитами соколовской свиты.
Карбонатные породы в останцах полностью перекристаллизованы и
представлены сплошными кальцититамп и кальцифирами, а туффиты
скарнированы или перекристаллизованы с образованием диопсид-альби-
товых околоскарновых пород. Руды преимущественно флогопит-тремолит-
магнетитового и кальцит-доломит-магнетитового состава, однако сопро-
вождаются гранат-пироксеновыми и гранатовыми скарнами, что позво-
ляет отнести это месторождение к флогопит-пироксен-магнетитовому
минеральному типу.
Гранат-пироксен-магнетитовый тип
Глубоченское месторождение
Находится на крайнем севере Главного железорудного пояса Тур-
гайского прогиба. Административно расположено за пределами Казах-
стана в Целинном районе Курганской области к юго-западу от пос. По-
ловинное. Магнитная аномалия обнаружена В. В. Тимофеевой в 1950 г.
при аэромагнитной съемке масштаба 1 : 100 000. Разведочные работы на
ней проводились геологами Уральского геологического управления
В. В. Рябиковым, Ю. П. Ермоленко и Ф. А. Сильванович с 1960 по
1965 г. В результате были выявлены два рудных участка: Северный и
Южный, расположенных в 2 км друг от друга в меридиональном направ-
лении. Изучением вещественного состава горных пород и руд месторож-
дения занимался А. Е. Бикмухаметов в 1969 г.
Месторождение приурочено к западному крылу Угловой антикли-
нали. Вмещающие толщи залегают согласно общей ориентации Валерья-
новской зоны и простираются в субмеридиональном направлении с вос-
точным уклоном (рис. 43). В ядре антиклинали размещен интрузивный
массив. Рудовмещающее крыло складки, моноклинально погружающе-
еся на запад под углом 45—50°, целиком сложено терригенно-осадочны-
ми отложениями соколовской свиты (С1\з ) и прорывается серией
межпластовых апофиз интрузий. Мощность свиты около 600 м. Представ-
лена она пелитоморфными, органогенными и углистыми известняками,
линзами ангидритов. По восстанию и к северу по простиранию извест-
няки местами сменяются алевролитами, алевропелитами, меньше
124
га^ га* га* га* га*
|L д L|g |л л|у |* 1Г г|// |х х|/г
Is s|/4 |А д|/^ |v vl/i? H444V-Z
| *	,\2ff I ° |^7 |П п|^? | е \23 | К \24
lz/v/\|ry \^\гг ££И ЕЕЗ** I 06 №
Рис. 43. Схематическая геологическая карта Глубоченского месторождения по горизон-
ту 450 м (по А. Е. Бекмухаметову):
1 — рыхлые мезозой-кайнозойскпе отложения; 2 — глины коры выветривания; 3 — изве-
стняки; 4 — известняки перекристаллизованные; 5 — известняки углистые; 6 — алевро-
литы и алевропелиты; 7 — туффиты; 8— туфы андезитовых порфиритов; 9— диорито-
вые порфириты; 10— диабазовые порфириты; 11 — габбро; 12 — диориты; 13— альби-
титы; 14 — серицитолиты; 15 — ангидритовые породы; 16 — околорудные измененные
породы; 17—богатые магнетитовые руды; 18— средине магнетитовые руды; 19— маг-
нетитовое оруденение; минерализация: 20 — хлоритовая, 21 — эин лотовая, 22 — пиро-
ксеновая, 23— гранатовая, 24 — кальцитовая, 25— кварцевая, 26 — амфнболовая; 27—
геологические границы; 28 — границы фациальных переходов; 29—тектонические нару-
шения; 30 — разведочные скважины
туффитами. Куржункульская свита, перекрывающая толщу известняков,
видимо, в западной части рудного поля пока скважинами не вскрыта.
Месторождение двумя субширотными разломами разделено на три
блока, которые 'смещались относительно друг друга только в вертикаль-
ном направлении. По данным реконструкции первоначального строения
125
месторождения, южный блок значительно опушен, а центральный взбро-
шен по отношению к северному, по крайней мере, на 200 м.
Интрузивный массив при ширине 3,5 км имеет вытянутую форму,
сводовая часть его находится на Южном участке месторождения и со-
стоит из диоритовых порфиритов. К северу массив погружается под
пологим углом и представлен габбро и габбро-диоритами, которые в его
краевой части и многочисленных апофизах сменяются диабазовыми и
диоритовыми порфиритами. В широтном разрезе контакты этого сим-
метричного массива (морфология восточного края принимается по гео-
физическим данным) падают под углами 45—50° соответственно на запад
и восток. Реконструкция сводовой части по углам боковых откосов мас-
сива показывает, что рудные тела Южного участка формировались на
глубине 2,2—2,7 км, а северного — 2,8—3,2 км.
3 -
Л-20
40	13	4	44	32
37	15
В

Рис. 41. Геологический разрез Глубоченского месторождения по линии 20 (no А. Е. Бек-
муха.иетову). Условные обозначения те же, что п на рис. 43
Две рудные залежи Южного и Северного участков разделены без-
рудным центральным блоком. Они состоят из мелких линзовпдпых и
пластообразных тел, зажатых между апофизами массива, или находятся
непосредственно в экзоконтакте самого массива. Образованы залежи в
основном по известнякам, меньше по туффитам и лишь частично накла-
дывались на интрузивные породы, о чем свидетельствуют реликты аль-
126
битизнрованных плагиоклазов исходных диоритов. На Северном участке
рудные линзы, как и в Южно-Сарбайском (Москаленко, 1968) и Ломоно-
совском (Алексеев, 1969) месторождениях, приурочены к зоне фациаль-
ной смены известняков и туффитов. На Северном участке Глубоченского
месторождения со слабо проявленным скарнированием и изменением
вмещающих пород отчетливо видно, что фациальная зона перехода от
нижележащих известняков к аргиллитам, алевролитам и туффитам явля-
ется благоприятной структурной средой для рудообразования по извест-
някам в условиях, когда терригенные отложения служили экранирующим
барьером для дальнейшего восхождения растворов по вмещающим по-
родам, залегающим в экзоконтикте с массивом.
Структурно-литологическая ловушка оруденения Северного участка
отчетливо проявлена на примере рудного тела, вскрытого скважинами
40, 4 и 44 профиля 20 (рис. 44). Линзообразное рудное тело здесь развито
по известнякам на стыке с толщей алевролитов. Вместе с тем с боков оно
зажато межпластовыми апофизами диоритовых порфиритов. Рудоносные
растворы, просачиваясь по известнякам между интрузивными апофиза-
ми, достигли химически пассивной и слабопроницаемой среды аргилли-
тов и лишь частично их изменили. Интенсивной гранато-магнетитовой
минерализации подверглись известняки. Непосредственно под экраном
алевролитов отлагались богатые руды, а затем средние и бедные раз-
ности вкрапленной текстуры.
Рис. 45. Геологический разрез Глубоченского месторождения по линии 8 (ио А. Е. Бек-
муханетову). Условные обозначения те же, что п па рис. 43
Северная залежь по минеральному составу относится к гранат-пи-
роксен-магпетитовому типу. Она состоит из слепых линзовидных тел, вы-
тянутых на северо-восток на 800 м, наибольшая мощность до 90 м, длина
по падению до 400 м. Эти тела согласно залегают с вмещающей терри-
генно-известковой толщей. Состав их кальцит-гранат-магнетитовый,
кальцит-магнетитовый, реже альбит-магнетитовый с примесью кварца.
Рудные тела сопровождают небольшие по размерам обособления грана-
127
товых .скарнов с примесью кальцита и вкраплениями магнетита. Апофи-
зы диоритов и приконтактовая часть массива габбро подвергались около-
скарновому изменению, сплошной серицитизации и альбитизации.
Южная залежь представлена одним пластообразным телом с релик-
тами углистых известняков (рис. 45). По простиранию тело вытянуто на
700 м, при мощности 100—120 м моноклинально падает, как и вмещаю-
щие породы, на запад под углом 50°. Прослежено оно на глубину до
500 м без видимых признаков выклинивания. Рудное тело расположено
между интрузивным массивом и его апофизой, первичный состав кото-
рой, как и краевой части массива, сильно изменен — диоритовые порфи-
риты превращены в альбититы, а в непосредственной близости с рудой —
в околоскариовые образования. Судя по разнице смещения блоков, руды
этой залежи формировались на 500—600 м выше, что отразилось как в
геологическом строении тел, так и в составе сорудной минерализации.
Руды здесь сформированы в контакте с апикальной фацией массива
диоритовых порфиритов путем замещения карбонатной породы без пред-
варительного скарнирования. Состав их кварц-кальпит-магнетитовый н
кварц-альбит-магнетитовый. Кварц в рудах лишь по падению тела сме-
няется гранатом в глубоких горизонтах. Руда здесь, приобретая кальцит-
гранат-магнетитовый состав, по минеральной ассоциации идентична
рудам Северной залежи.
Иргизское месторождение
Месторождение находится около совхоза им. М. И. Калинина Актю-
бинской области. Оно открыто при проверке бурением магнитной анома-
лии. Размеры аномалии в контуре изодинам 500 гамм 3500X2500 м с
напряженностью в эпицентре 2500 гамм. Месторождение разведывалось
в 1960—1964 гг. геологами Актюбинской комплексной геологоразведоч-
ной экспедиции А. Д. Карповым, Б. В. Пилия и др., более детальные
геологоструктурные исследования проведены И. И. Кузнецовым, а мине-
ралого-петрографические— А. Е. Бекмухаметовым, А. А. Жунусовым.
Месторождение приурочено к северо-восточному крылу брахианти-
клинальной складки, осложняющей юго-восточное крыло синклинория, и
расположено в зоне сочленения Иргизского, Соркольского и Джетыга-
ринского разломов. Скарново-рудная зона генетически связана с масси-
вом иргизского габбро-диоритового комплекса (Бекмухаметов и др.,
1974) и локализуется в ее заливообразном изгибе.
Иргизское месторождение залегает в толще основных вулканогенных
пород, переслаивающихся известняками нижнекарбонового возраста.
Здесь они имеют запад-северо-западное простирание и моноклинальное
падение на север-северо-восток под углами 40—48° (рис. 46). В разрезах
рудного поля распространены породы двух свит: нижней рудоконтроли-
рующей, кияктинской (андезито-базальтовые порфириты, их туфы с про-
слоями известняков) и надрудной, кналыкольской (андезито-базальтовые
порфириты с прослоями туфобрекчий, туфов, туфоалевролитов). Иргиз-
ский массив сложен габбро и габбро-диабазами, которые в эндоконтакто-
вой зоне сопряжения со скарново-рудными телами переходят в лейкокра-
товые кварцевые метадиориты, метагранодиориты, метаплагиограниты и
эпикварциты. Последние также развиты в экзоконтактовой части масси-
ва, сплошным фронтом замещая эффузивы, залегающие в висячем боку
скарново-рудной зоны. Образование гранитоидных метапород происхо-
дило в результате постмагматического окварцевания и альбитизации габ-
броидов. Они слагают полосу шириной около 1,5 км, сопровождающую
скарново-рудную зону.
Окварцевание и альбитизация вызвали изменение физико-химиче-
128
ских свойств первичных пород и способствовали высвобождению железа,
магния и других компонентов, а также развитию процессов скарнирова-
ния и оруденения. Для установления участия выщелоченного железа из
осветленных пород в образовании рудных тел проведен расчет выноса
железа из зоны осветленных пород месторождения площадью 13 км2 до
глубины 0,5—1 км (табл. 9).
Рис. 46. Схематическая геологическая карта Иргизского месторождения (no А. Е. Бек-
мухаметову и А. А. Жунусову):
1 — андезитовые, андезито-базальтовые порфириты; 2— туфы андезитовых и андезито-
базальтовых порфиритов; 3— перекристаллизованные известняки; 4— габбро; 5— мета-
породы диоритового, граиодиоритового и плагиогранитового состава; 6 — реликты
исходных пород (на разрезе); 7 — окварцованное габбро; 8 — эпикварциты и окварце-
ванне пород; 9 — эпиальбититы и альбитизация пород в сочетании с другими знаками;
10 — околоскарновые и околорудные породы; 11—пироксеновые скарны; 12— гранато-
вые скарны; 13 — гранат-пироксеиовые скарны; на разрезе: 14 — актинолитовые породы
и актинолитнзация, 15 — эпидотовые породы и эпидотизация, 16 — богатые магнетито-
вые руды, 17 — средние магнетитовые руды, 18—бедные магнетитовые руды, 19 — руд-
ные прослойки мощностью менее 1 м, 20 — вкрапленность магнетита в породах, 21 —
руды магнетитовые -(на карте); 22 — границы между отдельными породами; 23 — зоны
фациальных переходов; 24 — скважины разведочные (о) и картировочные (б); 25 —
мезозой-кайнозойские отложения (на разрезе); 26 — кора выветривания (на разрезе)
Из таблицы видно, что достаточно было третьей части выщелоченно-
го железа локализоваться в благоприятных структурных условиях, кото-
рым отвечает экзоконтактовая зона консолидированного массива, чтобы
сформировались скарны и руды месторождения.
Скарново-рудная зона представлена многократно перемежающими-
ся магнетитовыми рудными телами со скарнами, оруденелыми в различ-
9-210
129
ной степени. С <арны высокожелезистые (коэффициент железистости
75,1—-91,9%), с высоким содержанием марганца (0,62—0,80%)- Состав
их пироксен-гранатовый и грапат-пироксеновый с переменным количест-
вом кальцита, эпидота, магнетита. Мощность скарновых зон 10—200 м.
На месторождении установлено около трех десятков этажно распо-
ложенных пласто- и линзообразных рудпых тел со средней мощностью
Таблица 9. Вынос железа при осветлении пород
Порода	Объемный вес, см3	Среднее содержание 1 е, %	Зона изме- ненных пород, км3	Обшее ко- личество вынесенного Ге, млн. т
Габбро	2,92	6,16		
Окварцованпые габбро	2,74	0,59	7,5	121 2
А1етаплагиограииты	2,66	2,66	10,0	875,1
Андезито-базальтовые порфи-	2,71	5,76		
ритм				
, Окварцованные порфириты	2,52	3,18	2,0	
Альбитизированные порфириты	2,56	1,05	1,5	’ 40,3
Всего				1200
10—20 м. Длина их от первых десятков метров до 400 м (рис. 47). Они
согласно залегают с вмещающими породами и по падению прослежены
на 350—400 м. Основные запасы сосредоточены в северной и южной за-
лежах, расположенных параллельно вдоль контакта массива. Рудные те-
ла разобщены безруднымп или оруденелыми скарнами и часто выклини-
ваются по простиранию и падению.
Рис. 47. Геологический разрез Иргизского месторождения (но Л. Е. Бекмухагетову,
А. А. Жунусову). Условные обозначения те же, чго и па рис. 46
Выделяются вкрапленные, массивные, брекчпевпдные и полосчатые
текстурные разновидности магнетитовых руд. По минеральному составу
руды делятся на: 1) магнетитовые, 2) грапат-пироксен-магнетитовые,
3) пироксен-мушкетовитовые, 4) кальцит-гранат-магнетитовые, 5) пнрок-
сен-магнетитовые, 6) тремолит-магнетитовые, 7) кварц-магнетитовые.
Всем разновидностям руд свойственно низкое содержание пли отсут-
ствие серы, пятиокиси фосфора и окиси титана. Среднее содержание же-
леза в рутных телах, сложенных бедными вкрапленными рудами, 22,2—
130
27,6%, в богатых рудах 37—49,2%- Соотношение богатых железных руд
(F 30%) и бедных руд (Fe 20—30%) на месторождении составляет 1:3,5.
Для скарново-рудной зоны, как и для многих месторождений Иргиз-
ской группы, характерно значительное преобладание скарнов над руда-
ми: при мощности зоны 230—260 м мощность рудных тел не превышает
50 м. Подсчеты силикатного железа в скарнах и окисного в рудах Кияк-
тинского месторождения показали, что количество железа, привнесенного
при сжарнировании, оказалось в три раза больше, чем при оруденении, —
примерно 30 и 10 млн. т (Кузнецов, 1968).
Главными минералами скарнов и руд являются пироксен, гранат,
магнетит, мушкетовит, в отдельных местах много тремолита, актинолита,
эпидота и кальцита. В экзоскарнах постоянно присутствует кальцит, в
эндоскарнах, кроме того, — эпидот.
В Иргизском скарновом месторождении широко развит мушкетовит,
что вообще характерно для месторождений грапат-пироксен-магнетито-
вого типа. Примечательна также малосерпистость руд месторождения с
обособленной десятиметровой сульфидной зоной в висячем боку, пред-
ставленной вкрапленностью и гнездами сфалерита в известняках. Осо-
бенно малосернисты руды существенно мушкетовитового состава, отли-
чающиеся полным отсутствием даже такого распространенного минера-
ла, как пирит.
Пироксен, гранат и магнетит содержат повышенное количество мар-
ганца: пироксен—1,1—2,1% (йогансенита — до 6,7%), гранат — 0,5—
0,67% (спессартита — до 1,5%), магнетит из слабооруденелых скарнов —
4,5%.
Для скарновых минералов характерно отсутствие или крайне низкое
содержание щелочей и хлора, отсутствует также скаполит. В рудах мес-
торождений существенно развиты зональные гранат, магнетит и пирит.
Зональный магнетит образовался при низких температурах в условиях
неоднократной смены концентрации и состава растворов, о чем свиде-
тельствуют формы роста кристаллов.
Несмотря на некоторые особенности геологического строения, око-
лорудного изменения вмещающих и интрузивных пород, состава скарнов
и руд, Иргизское скарновое месторождение является типичным контакто-
во-метасоматическим со свойственными ему структурными условиями
локализации, набором минералов и последовательностью их выделения,
элементами-примесями и структурно-текстурными разновидностями руд.
Гранат-пироксен-магнетитовый и березитово-молибденито-
халькопиритовый типы
Ушкольское месторождение
Месторождение находится в Актюбинской области юго-восточнее
пос. Карабутак. Открыто в 1963 г. в результате проверки бурением мери-
дионально-вытянутой аномальной зоны размером в контуре изодинамы
600 гамм 2500X400 м, а в эпицентре 700 гамм. В поисково-оценочных и
научно-исследовательских работах принимали участие А. Д. Карпов,
Р. О. Меликиян, И. И. Кузнецов, А. Е. Бекмухаметов и А. А. Жунусов.
Ушкольское месторождение расположено в восточной прибортовой
части Иргизской синклпнорпой зоны Мугоджар вблизи стыка Ушколь-
ского и Аккольского массивов двух интрузивных формаций ранне-
среднекарбопового возраста. На западе рутного поля размещен Ушколь-
ский массив иргизского габбро-диоритового комплекса, а на востоке —
часть Аккольского батолита карашатауской габбро-гранитовой серии.
Месторождение сложено вулканитами кналыкольской свиты намю-
ра, представленной рудовмещающей толщей андезито-базальтовых и ба-
131
зальтовых порфиритов, надрудная толща состоит из диабазовых порфи-
ритов (рис. 48). Породы имеют субмеридиональное простирание, запад-
ное падение под углами 40—45°, их мощность 500 м.
Андезито-базальтовые порфириты на востоке рудного поля проры-
ваются Аккольским интрузивом габбро-гранитовой серии, а на западе по
ним развиваются скарны.
В формировании скарново-рудной зоны главную роль сыграл Уш-
кольский массив. Преобразование скарнов с возникновением актиноли-
товых, эпидотовых метасоматитов и сульфидных руд происходило под
воздействием постмагматических растворов Аккольского батолита.
a S	п 5
Рис. 48. Схематическая геологическая карта Ушкольского месторождения (no А. Е. Бек-
мухаметову, А. А. Жунусову):
1 — андезито-базальтовые и базальтовые порфириты; 2 — диабазовые порфириты; интру-
зивные породы карашатауской субформации: 3 — диориты, 4 — габбро (а) и габбро-
диориты (б), 5 — диориты, 6 — гранодиориты, 7 — граниты; 8 — метапороды плагиогра-
нитового и гранитового состава иргизской субформацпи; 9— окварцевание пород; 10—
альбитизация пород в сочетании с другими знаками; минерализация: 11— хлоритовая
(а) и пироксеновая (б), 12—амфиболовая, 13— гранатовая (а), эпидотовая (б);
14 — околорудные породы; магнетитовые руды: 15—бедные, 16 — средние, 17 — бога-
тые; 18 — вкрапленность магнетита в породах; 19 — сульфидные руды; 20 — магнетито-
вые руды (на карте); 21 — границы между отдельными породами; 22— зоны фациаль-
ных переходов; 23— разведочные (о) и картировочные (б) скважины; 24 — мезозой-
кайнозойские отложения
Небольшой Ушкольский габброидный массив с межпластовыми апо-
физами вскрыт несколькими скважинами. Массив вытянут в меридио-
нальном направлении и имеет штокообразную форму. В рудном поле он
представлен габбро и диоритами, которые пространственно не обособле-
ны и почти полностью метасоматически раскислены с образованием ме-
таплагиогранитов и метагранитов.
Аккольский массив также вытянут в субмеридионалыюм направле-
нии вдоль Джетыгаринского разлома, его площадь 600 км2. На место-
рождении скважинами вскрыта только его краевая фация, сложенная
132
биотитовыми и биотит-роговообманковыми гранитами, переходящими в
эндоконтактовой части в гранодиориты, диориты, габбро-диориты и рого-
вообманковые габбро в непосредственном контакте с андезито-базальто-
выми порфиритами восточной части рудного поля.
На месторождении установлены два рудных тела (рис. 49), просле-
живающихся в меридиональном направлении до 1500 м, при ширине от
20 до 100 м. Руды приурочены к тектоническому контакту между порфи-
ритами диабазового и андезито-базальтового состава, форма их жильная
(трещинная). Они имеют западное падение под углами 35—45°, просле-
жены до глубины 250 м, простираются на 250 м при мощности от 5 м в
местах пережима до 20 м в участках раздува. Богатые жильные руды в
зальбандах сменяются средними и бедными рудами прожилково-вкрап-
ленной текстуры, составляющими определенную зональность. В рудной
жиле на глубине признаки выклинивания отсутствуют. В магнетитовых
рудах южной части месторождения содержание серы намного выше
(скв. 61, S — 2,06%), чем в северной (скв. 63, S — 0,3%).
Рис. 49. Геологический разрез Ушкольского месторождения по профилю I—I
(по А. Е. Бекмухаметову и А. А. Жунусову). Условные обозначения те же, что и на
рис. 48
Руды Ушкольского месторождения по составу делятся на магнети-
товые и сульфидные. Преобладающими минеральными фациями магне-
титовых руд являются актиполит-магнетитовые и эпидот-актинолит-маг-
нетитовые, развитые соответственно в северной и южной частях рудного
участка. Содержание железа в них меняется от 22 до 61,4%. Основной
рудный минерал — магнетит. Окисленные разности руд представлены
маггемитом и мартитом. Главные нерудные минералы — эпидот и акти-
нолит. Спорадически в составе руд встречаются гранат и пироксен.
По текстурным признакам руды подразделяются иа массивные,
вкрапленные, прожилково-вкрапленные, брекчиевые. Массивные и брек-
чиевые руды, как и на Куржункульском месторождении, образованы пу-
тем выполнения открытых полостей тектонического нарушения. Наиболее
распространены руды с вкрапленной текстурой, которые возникли в ре-
зультате замещения андезито-базальтовых порфиритов, о чем свидетель-
ствует наличие реликтовых структур исходных пород.
Руды Ушкольского месторождения характеризуются низким содер-
жанием Р — 0,01—0,04%, довольно высоким S — до 3,9% и Си — 0,2—
2,5%.
Сульфидные руды на месторождении образуют небольшие тела мощ-
ностью от первых десятков сантиметров до 9 м. Они обнаружены сква-
жинами 58 и 61 (рис. 50). Сульфиды встречаются среди магнетитовых
133
Рис. 50. Геологический разрез Ушкольского месторождения по профилю III—HI (по А. Е. Бекмухамеюву и А. /1 Жунусову}
Условные обозначения те же, что и на рис. 48	'
руд, образуя комплексную медно-железную руду, и в эпидот-актинолито-
вых метасоматитах в виде вкрапленных и линзовидных тел.
Главные минералы сульфидных руд представлены пиритом, халько-
пиритом, пирротином. Породы и руды, в составе которых имеются эти
минералы, отличаются вкрапленной или полосчатой текстурой, а содер-
жание меди в них колеблется от 0,01 до 2 91 %. Так, в скважине 58 вскры-
та рудная залежь мощностью 9 м со средневзвешенным содержанием Fe
по телу 33,87, Си— 1,81, S — 26,95, Р — 0,02%. С.кважиной 61 на глуби-
не 35—195 м подсечено 10 мелких тел сульфидных руд общей мощностью
43,8 м. Пирит и халькопирит встречаются также в составе разноориенти-
рованных, маломощных кальцитовых и кварцевых жил.
Основная часть руд на месторождении образовалась на контакте
измененных диабазовых и андезито-базальтовых порфиритов. Здесь рез-
кое падение давления в условиях открытых трещин зон дробления вызы-
вало пересыщение растворов, что приводило к выпадению рудного ве-
щества. В измененных андезито-базальтовых порфиритах преобладало
медленное просачивание рудогенных растворов и образовывалась обиль-
ная метасоматическая вкрапленность магнетита, тогда как богатые мас-
сивные магнетитовые руды формировались в нижележащей карбонатно-
вулканогенной толще кияктинской свиты. Наличие зон прожилково-
вкраплепного и вкрапленного оруденения на верхних горизонтах, как и
на Ушкольском месторождении, указывает на возможность выявления
мощных залежей богатых руд на более глубоких горизонтах.
Сульфидное оруденение по сравнению с магнетитовым является бо-
лее поздним и относится к наложенному типу. Оруденение сопровож-
дается интенсивным разложением основных скарновых минералов пи-
роксена и граната с образованием кальцита, хлорита, актинолита, эпидо-
та и талька и тесно связано с воздействием Аккольского гранитоидного
батолита.
Таким образом, происхождение скарново-магнетитовых руд место-
рождения обусловлено метасоматическими процессами, связанными с
Ушкольской габбро-диоритовой интрузией иргизского комплекса. Источ-
никами рудного вещества служат базальтоидные магматические породы,
подверженные постмагматическому осветлению. Внедрение Аккольского
гранитоидного батолита карашатауской серии обусловило преобразова-
ние скарнов в гидросиликатную минерализацию и сульфидное орудене-
ние.
РЯД ЗОЛОТО-РЕНИЕВО-МОЛИБДЕНОВО-МЕДНО-ЖЕЛЕЗОРУДНЫХ
ФОРМАЦИЙ
ЗОЛОТО-МОЛИБДЕНОВО-МЕДНО-КОБАЛЬТОВО-ЖЕЛЕЗОРУДНАЯ ФОРМАЦИЯ
К этой формации принадлежат многочисленные небольшие скарно-
вые месторождения железа (Тлеген, Кузган), иногда богатые кобальтом
(Атаисор). Относительно широко распространены березитово-золото-
медные, березитово-молибденово-медные (Кызылту), боросиликатно-зо-
лото-медные (Чувакская группа), кварцево-медные и кварцево-медно-зо-
лотые проявления. К редким относятся скарновые поля с золото-медной
минерализацией (Ешкиольмес) и клинопироксениты, обогащенные тита-
номагнетитом (Отайды-Карасу). Характерна частая зараженность
скарново-железорудных залежей медью, золотом и кобальтом.
Все проявления рудной минерализации тесно связаны с гранодио-
рит-гранитовой формацией в структурах вторичного растяжения рифтин-
гового типа (Степпякская структурно-формациоииая зона). Гранодио-
рит-гранитовая формация отличается разнообразным составом пород,
которые могут иметь две фазы внедрения: первая — габбро-диориты, дио-
135
ритм и тоналиты; вторая — гранодиориты, плагиограниты и граниты.
В формации преобладают гранодиориты. Как считают В. М. Шульга,
Г. А. Ковалев и др., для всех пород характерен широко проявленный
гибридизм с образованием в эндоконтактах отдельных массивов габброи-
дов и клинопироксенитов *.
Среди акцессорных минералов гранитоидов основными являются
апатит, магнетит и сфен. Породы формации имеют натровый тип щелоч-
ности с небольшим преобладанием натрия над калием, часты переходы к
нормальному калинатровому типу щелочности. Они отличаются высокой
глиноземистостыо (А12О3—14,24—15,86%) и повышенным содержанием
кальция (СаО — до 4,24%). Геохимическая специфика всех пород — по-
вышенное содержание титана, никеля, кобальта и меди (Серых и др.,
1972).
Железное, кобальтовое, золотое, медное и молибденово-медное ору-
денение ассоциирует с интрузивными породами второй фазы и только
титаново-железиая, слабая медная и золото-медная минерализация про-
странственно совмещена с массивами интрузивных пород первой фазы.
Железное оруденение представлено преимущественно скарновым ти-
пом месторождений. Подчиненное значение имеют гематитовые проявле-
ния в зонах окварцевания и неясные по происхождению и рудноформаци-
онной принадлежности небольшие скопления гематита в туффитах
вулканогенно-осадочных толщ ордовика по западному обрамлению Степ-
някского синклинория.
Скарново-железорудные проявления невелики, и только на месторож-
дении Атансор запасы железных руд составляют несколько десятков мил-
лионов тонн. Все месторождения расположены в экзоконтактах массивов
второй фазы, повсеместно подвергнутых щелочному, преимущественно
натровому метасоматозу, сопровождающемуся интенсивным выносом
железа интрузивных пород.
Среди таких железорудных проявлений выделены три минеральных
типа: гранат-пироксен-дашкесанит-магнетитовый, гранат-пироксен-маг-
нетитовый и гранат-пироксен-кварц-золото-магнетитовый. К первому ти-
пу принадлежат наиболее крупные месторождения формации — Атансор
и Кузган. Для метасоматических образований месторождений это-
го типа характерно проявление кобальтовой минерализации, достигаю-
щей на отдельных объектах значительных масштабов, а также широкое
развитие в метасоматитах дашкесанита и гастингсита, фиксирующих
широкое участие в постмагматических растворах натрия и хлора. Ко вто-
рому минеральному типу относится небольшое количество объектов.
Они просты по составу и не выделяются из ряда обычных скарново-желе-
зорудных проявлений. Третий тип близок ко второму типу, но отличается
наложенной золоторудной минерализацией, связанной с поздним оквар-
цеванием и локальной пропилитизацией.
Для всех железорудных объектов обычны небольшие столбо- и гнез-
дообразные, редко линзо- и пластообразные рудные залежи в скарнах.
Сквозными рудными минералами являются магнетит и пирит. На от-
дельных полях железорудных скарнов (Атансор, Кузган) наряду с маг-
нетитом в заметном количестве присутствуют пирротин, кобальтовые и
никелевые минералы: кобальтин, данаит, глаукодот, арсенопирит,
пентландит и никелин. К непостоянным спутникам железных руд отно-
сятся халькопирит, молибденит, сфалерит, галенит, самородное золото.
Из нерудных минералов широко развиты высокожелезистые гранаты,
* Э. М. Спиридонов и др. (1979) отдельные массивы, сложенные габброидами и
пироксенитами (массив Огайды-Карасу или Коиурадырский), считают геосинклиналь-
ными плутонами Уральского (Качканарского) типа с промышленным титаномагнетито-
вым оруденением.
136
салит, кальцит, эпидот, гастингсит, реже роговая обманка и дашкесанит.
Из элементов-примесей в минерализованных магнетитом скарнах уста-
новлены первые тысячные доли процента молибдена, олова, ванадия,
стронция, серебра, висмута; сотые, редко десятые доли процента меди,
титана, фосфора, цинка и марганца. На некоторых скарново-железоруд-
ных проявлениях содержание цинка достигает 1%, а марганца — 0,3—
0,4% (Тлеген).
Последовательность формирования скарново-железорудных место-
рождений формации однотипна. С магматическим этапом связаны орого-
викование и мраморизация вмещающих пород. Ппевматогидротермаль-
ный этап имеет несколько стадий: раннюю, щелочную, скарновую, руд-
ную (магнетитовую), сульфидную и карбонатно-цеолитовую. Ранняя
высокотемпературная стадия щелочного метасоматоза выражена альби-
тизацией и калишпатизацией. Со скарновой стадией связано образова-
ние основной массы гранатов, пироксенов, редко скаполитов и флогопита.
Весьма близкой по условиям и времени проявления к скарнам является
рудная стадия. В эту стадию образуется основная масса магнетита,
амфибола, хлорита, эпидота и кальцита. Следующая сульфидная стадия
представлена кобальтовой и свинцово-цинковой минерализацией. В эту
стадию отмечается синхронное накопление незначительных количеств
золота, серебра и молибдена. Завершается процесс гипогенного минера-
лообразования карбонатно-цеолитовой стадией.
Тектонические напряжения на границе магматического и пневмато-
гидротермального этапов фиксируются внедрением редких даек полево-
шпатовых порфиров и спессартитов. Основная масса даек (микродиори-
тов, микрогранодиоритов, диоритовых порфиров, гранодиорит-порфиров,
диабазовых порфиритов) формируется после образования скарнов, маг-
нетитовых руд и сульфидной минерализации.
Титаново-железное оруденение в гибридных породах ранней фазы
становления интрузий гранодиорит-гранитовой формации тесно связано
с оливиновыми клинопироксенитами. По данным Э. М. Спиридонова и др.
(1979), рудные клинопироксениты прослеживаются по простиранию до
300 м, редко до 2 км при ширине до 50—100 м (проявление Отайды-Ка-
расу). Они имеют такой состав (вес. %): SiO2 — 39,89; TiO2 — 2,23;
Р2О5 —0,03; Сг2Оа —0,19; V2O3 — 0,25; А12О3 —4,87; Fe2O3 — 8,98;
FeO—11,50; МпО—0,24; MgO—17,02; CaO—12,74; Na2O —0,68;
K2O —0,15; n. n. n. — 0,87. Содержание железа в рудных клинопироксе-
нитах 12—19, двуокиси титана 0,5—3%. Миналы титаномагнетита (%):
63—71 магнетита, 19—25 ильменита, 9—13 шпинели, 1 куалсонита,
до 0,4 хромита.
Вмещающие рудные клинопироксениты и габброиды бедны как же-
лезом, так и титаном (Спиридонов и др., 1979). Средний химиче-
ский состав габброидов (вес. %): SiO2 — 46,25; TiO2 — 0,98; P3Os — 0,33;
А12О3—18,61; Fe2O3 —4,30; FeO —6,24; МпО —0,18; MgO — 7,30;
CaO—11,10; Na2O — 2,81; K2O— 0,40; n. n. n. — 1,55. По составу габ-
броиды соответствуют высокоалюминиевым разностям. Наиболее распро-
страненный в габброидах титаномагнетит, связанный с автометасомати-
ческой амфиболизацией, беден титаном (1,3—4,3% TiO2), но обогащен
хромом (0,3—0,8% Сг2О3) и ванадием (0,45% V2O3).
Из всех железорудных и титаново-железорудных проявлений фор-
мации относительно изучены объекты скарнового типа. Дальнейшая пер-
спективная оценка этого типа оруденения будет зависеть от природы
пироксенит-габброидных массивов. В случае гибридного происхождения
интереса они представлять не будут, а в случае аналогии с геосинкли-
нальными гипербазит-базитовыми плутонами Урала, как это считают
Э. М. Спиридонов и др. (1979), они могут нести промышленное титано-
магнетитовое оруденение.
137
Гранат-пироксен-дашкесанит-магнетиювый тип
Атансорское месторождение
Месторождение расположено в восточной части Кокчетавской облас-
ти к востоку от г. Степняка. Открыто в 1931 г. А. П. Балушевым и
Е. Д. Шлыгиным. Разведывалось и изучалось Г. Сафаргалиевым,
А. А. Куденко, С. Г. Магомедовым, Ю. А. Сергийко, П. Н. Кобзарем,
Л. А. Мирошниченко, Н. Я. Ященко и др. Месторождение входит в состав
Атансор-Кузганской группы, которая локализована на западе Восточно-
Кокчетавского (Степпякского) синклинория, сложенного вулканогенно-
осадочными образованиями среднего и низов верхнего ордовика, в зоне
экзоконтактов гранитоидов крыккудукского (верхнеордовикского) ин-
трузивного комплекса соскладчатой гранодиоритовой формации.
Месторождение находится на юго-западном контакте Атансорского
интрузивного массива с фаунистически охарактеризованными осадочно-
вулканогенными отложениями карадокского яруса верхнего ордовика,
в северо-восточном крыле антиклинальной складки второго порядка.
Эта структура сложена эффузивами, туфами, туфолавами и туфобрек-
чиями андезито-базальтового и андезитового состава, среди которых
обособляются два горизонта рифогенпых известняков: верхний (до
70 м) и нижний (до 270 м), разделенные трехсотметровой туфогенпо-пор-
фиритовой толщей (рис. 51).
Атансорский интрузивный массив представляет собой сравнительно
небольшое тело гранитоидов, вытянутое в северо-западном направлении
согласно с напластованием вмещающих пород. Площадь его около
13 км2. Падение юго-западного контакта интрузии северо-восточное под
углами 70—80°. Восточный и северный контакты тектонические. Массив
сложен габбро-диоритами, диоритами, кварцевыми циоритами, грано-
диоритами и мелкими телами аплитовидных гранофиров. В экзоконтакте
последних диориты и гранодиориты неравномерно калишпатизированы.
Для юго-восточной части интрузива характерна неравномерная альбити-
зация гранодиоритов и кварцевых диоритов. Основные эффузивы и их
туфы в зоне юго-западного контакта почти повсеместно гранитизирова-
ны, в связи с чем контакты интрузии с вмещающими породами часто не-
четкие, а сами диориты и кварцевые диориты содержат многочисленные
ксенолиты переработанных вмещающих пород. Для юго-восточной части
массива эти явления не характерны. Абсолютный возраст пород оцени-
вается в 460 млн. лет.
Породы жильной серии в месторождении мало развиты. Они пред-
ставлены доскарновыми плагиопорфпрами и диоритовыми порфиритами,
а также послескарновыми и послерудными диабазами, диоритовыми пор-
фиритами, гранодиорит-порфирами, кварцевыми сиенит-порфирами и др.
Скарново-рудные образования расположены в ореоле контактового
метаморфизма Атансорского массива. Ширина ореола 0,6—1 км. Изме-
ненные вмещающие породы состоят из мраморпзованных известняков,
пироксен-плагиоклазовых. роговообманково-плагиоклазовых и светлых
пироксен-плагиоклазовых роговиков. Последние слагают внешнюю, наи-
более широкую зону в метасоматической колонке скарнов (висячий бок
скарново-рудных зон), а также развиваются по средне- и грубообломоч-
ным туфам, подстилающим оба горизонта известняков.
Метасоматиты пневмато-гидротермалыюго этапа сложены маложе-
лезистыми гранатовыми и пироксен-гранатовыми скарнами, более
поздними магнетитовыми и гематит-магнетитовыми рудами, роговооб-
манковымп (дашкесанитовыми), гастингсит-эпидотовыми и гастингсит-
хлорит-кальцитовыми породами с наложенной на них сульфидной и
сульфоарсенидной минерализацией. В скарново-рудных зонах гранаты
138
Рис. 51. Геологическая карта Атансорского месторождения.
Породы карадокского яруса верхнего ордовика: 1 — песчаники и конгломераты, 2 —
туфоалевролиты, 3— диабазовые и андезитовые порфириты, 4 — афировые диабазы,
5 — мелко- и среднеобломочные туфы порфиритов, 6 — круппообломочные туфы порфи-
ритов, лавобрекчип, 7 — известняки, 8— мраморизованные известняки; 9, 10 — ордовик-
ские субвулканические образования: 9 — фельзиты, 10 — туфы фельзитов; породы Атан-
сорского массива крыккудукского комплекса: 11 — диориты, 12— диориты с ксеноли-
тами роговиков, 13 — эруптивные брекчии, 14 — кварцевые диориты, участками
калишпатизированные; 15 — пироксеп-плагиоклазовые роговики, ороговикованные (на-
ложенный знак); 16 — роговообманково-плагиоклазовые роговики; 17—альбитизация
(наложенный знак); 18— калишпатпзация (наложенный знак); 19 — эпидотизация (на-
ложенный знак); 20—гранатовые и пироксен-гранатовые скарны; 21 — роговообмаино-
вые (дашкесанитовые) метасоматиты; 22 — амфиболизированные гранатовые и гранат -
пироксеновые скарны; 23 — богатые гематит-магпетитовые руды; 24 — бедные гематнт-
магнетитовые руды; 25— прожилковые и прожнлково-вкрапленные мартитовые руды;
26 — участки коры выветривания, обогащенные стяжениями кобальтистого псиломелана;
27 — линии разрывных нарушений; 28 — контур ореола контактового метаморфизма;
29 — элементы залегания пород
андрадит-гроссулярового ряда (гроссуляровой молекулы 70—75%), пи-
роксены — диопсид-салитового. Характерны повышенные содержания
хлора в дашкесанитах (1,7,—1,8%) и эпидотах (0,3%).
Магнетитовое оруденение и более поздняя мышьяково-кобальтовая
минерализация пространственно тесно ассоциируют со скарнами и дру-
гими метасоматитами. Они образуют скарново-рудные зоны, в которых
выделяются собственно рудные тела.
Наиболее значительны на месторождении Верхняя и Нижняя скар-
139
ново-рудные зоны, приуроченные к тектонически нарушенным контактам
известняков верхнего и нижнего горизонтов с перекрывающими и фаци-
ально сменяющими их вулканогенными породами (Сергийко, Магомедов,
1962). Скарны и руды развиты со стороны висячего бока обоих горизон-
тов известняков на участках незакономерного переслаивания карбонат-
ных, вулканогенных и смешанных карбонатно-вулканогенных пород.
Максимальные мощности скарново-рудных зон наблюдаются на участ-
ках фациального выклинивания известняков. В ряде случаев сокращение
мощности и выклинивание рудных тел по простиранию и восстанию от-
четливо связываются с исчезновением из разреза известняков (рис. 52).
Сколько-нибудь значительных тел, развитых вне связи с известняками
среди вулканитов или среди мощных прослоев относительно чистых
известняков, на месторождении не установлено.
Падение скарново-рудных зон северо-восточное под углами 12—45°,
реже 60°, в большинстве случаев 33—35° к горизонту. Так как юго-запад-
ный контакт интрузии ориентирован в том же направлении, скарново-
рудные зоны уходят под массив.
Почти все промышленные запасы руд месторождения сосредоточены
в залежи Восточного участка (Верхняя скарново-рудная зона). По про-
стиранию эта залежь прослежена на 1650 м, в плоскости падения — от
140 до 600 м, до максимальной глубины 360 м. Мощность руд составляет
3,5—106 м, средняя 28 м. Суммарные запасы балансовых руд (Fe 36%)
всех категорий 51 млн. т.
Залежь Восточного участка разбита серией крутопадающих разрыв-
ных нарушений сбросо-сдвигового характера на ряд крупных тектониче-
ских блоков. Амплитуда вертикальных перемещений по этим разрывам
от 5 до 60 м. Внутреннее строение залежи сложное. Богатые магнетито-
вые руды приурочены преимущественно к ее лежачему боку. Руды мас-
сивные тонко- и мелкозернистые, реже средне- и крупнозернистые. Зна-
чительно шире развиты сгустково-вкр ап ленные, прожилково-гнездовые,
брекчиевидные и вкрапленные массивные бедные руды, представляющие
собой оруденелые гранатовые, пироксен-гранатовые и амфиболизирован-
ные пироксен-гранатовые скарны, содержащие от 30 до 60% магнетита.
Со стороны висячего бока залежи, особенно в местах раздувов, неравно-
мерно распространены оруденелые скарнированные светлые пироксен-
плагиоклазовые роговики.
В строении скарново-рудных зон намечается довольно четкая зональ-
ность относительно интрузии. По падению мощность скарново-рудной
зоны и собственно руд значительно сокращается, интенсивность орудене-
ния заметно падает, более богатые руды сменяются бедными и убогими,
переходящими в безрудные амфиболизированные гранат-пироксеио-
вые скарны и ниже — в роговообманковые (дашкесанитовые) метасома-
титы. Последние развиты на участках выклинивания рудной залежи
вблизи интрузии и на продолжении зоны в пределах массива. Сходная
картина распределения различных разновидностей скарнов, метасомати-
тов и руд наблюдается также по простиранию скарново-рудной зоны
(рис. 52, 53). Так, в ее юго-восточной части наблюдаются быстрое сокра-
щение мощности зоны, смена руд и оруденелых скарнов эпидот-гастингси-
товыми метасоматитами с пиритом и халькопиритом. Далее к юго-восто-
ку на удалении около 600 м от интрузии эти породы сменяются кальцит-
гастингситовыми, хлорит-кальцит-гастингситовыми и гастингсит-хлорит-
кальцитовыми метасоматитами со скоплениями пирротина и халькопи-
рита.
Кроме ведущих скарнообразующих минералов в составе метасомати-
тов в небольших количествах установлены: олигоклаз, калишпат, акти-
нолит, хлориты (тюрингит, пеннин, клинохлор), кальцит, анкерит, барит.,
140
Рис. 52. Геологический разрез Атансорского месторождения по линии А—Б:
1 кора выветривания; 2 — диабазовые и андезитовые порфириты; 3— мелко- и срсднеобломочпые туфы порфиритов; 4— крупнообло-
мочные туфы порфиритов, лавобрекчип; 5 — мраморизованные известняки; 6 — известняки; 7 — диориты; 8 — диориты с ксенолитами ро-
говиков; 9— эруптивные брекчии; 10 — кварцевые диориты, участками калишпатизироваииые; И - ороговпковапие (наложенный знак);
12 — амфибол-плагноклазовые роговики; 13— гранатовые и пироксен-гранатовые скарны; 14 — скарнировапиые пироксен-плагиоклазовые
роговики; 15—роговообманковые метасоматиты; 16— кальцит-амфибол-хлоритовые породы с пирротином и халькопиритом; 17— маг-
нетитовые руды; 1S — оруденелые скарны; 19— жильные диоритовые порфириты; 20- жилытые диабазы; 21 — разведочные скважины
кварц, биотит, апатит, сфен, цеолиты, серпофит, волластонит, скаполит,
пренит, аксинит, датолит, флюорит (в порядке распространенности).
Характерная особенность руд месторождения — наличие кобальто-
вой минерализации. Кобальт фиксируется как примесь в кобальтистых
пиритах и арсенопиритах, а также в форме самостоятельных минера-
лов — данаита, глаукодота и кобальтина. Большая часть кобальта в ру-
дах Атансора связана с сульфоарсенидами. В распределении кобальта
в рудах намечается довольно четкая пространственная закономерность:
содержание его заметно возрастает по восстанию рудных тел
►03
Рис. 53. Геологический разрез Атансорского месторождения по линии В—Г:
1 — диабазовые и андезитовые порфириты; 2 — афировые диабазы; 3 — мелко- и сред-
необломочные туфы порфиритов; 4 — крупнообломочные туфы порфиритов, лавобрек-
чии; 5 — мраморизоваипые известняки; 6 — калишпатизироваппые диориты; 7 — орого-
виковапие (наложенный знак); 8 — гранатовые и пироксен-гранатовые скарны; 9 —
скарпироваиные пироксеп-плагиоклазовые роговики; 10— богатые магнетитовые руды;
11 — бедные магнетитовые руды; 12 — мартитовые руды; 13— линии тектонических на-
рушений; 14 — разведочные скважины
Кобальтсодержащие минералы формировались в начале сульфидной
стадии. Они накладывались на скарны, магнетитовые руды, а также на
амфиболовые и амфибол-кальцитовые метасоматиты. Сульфидная стадия
проявлена на месторождении слабо. Кроме пирита, пирротина, халькопи-
рита и сульфоарсенидов кобальта здесь известны сфалерит, молибденит,
галенит, буланжерит и марказит. Повышенная кобальтоносность харак-
терна для наиболее ранних сульфидов.
Рудные тела Нижней скарново-рудной зоны (Западный участок, те-
ло «Ожидаемое») по вещественному составу, морфологии и особеннос-
тям внутреннего строения аналогичны залежи Восточного участка, но
отличаются значительно меньшими размерами. Одно из них («Ожидае-
мое») прослежено до глубины 600 м. Для магнетитовых руд нижней скар-
ново-рудной зоны характерны более высокие содержания кобальта.
Отдельные интервалы оруденелых хлорпт-кальцит-гастингситовых мета-
соматитов средн скарнов (бедные магнетитовые руды) могут рассмат-
риваться как собственно кобальтовые руды.
142
Р2Д МЬ'ШЬЯКОВО-СВИНЦОВО-ЦИНКОВО-ЖЕЛЕЗО-ЗОЛото-
СЕРЕБРЯНО-МОЛИБДЕНОЕО-МЕДНЫХ ФОРМАЦИЙ
ЖЕЛЕЗО-МОЛИБДЕНОВО-МЕДНАЯ ФОРМАЦИЯ
Рудная формация охватывает месторождения железных (Кентюбе-
Тогайская группа) и молибденово-медных (Озерное, Байское) руд, а так-
же многочисленные проявления меди, молибдена, молибдена и меди, же-
леза, редко золота. Оруденение ассоциирует с магматическими телами
гранодиорит-гранитовой формации, проявленной преимущественно в
структурно-формационных зонах типа вторичных островных дуг (Успен-
ская зона), магматических поясов и поднятий (Токрауская, Калмакэмель-
Баканасская, Жамансарысуйская и другие зоны). В состав формации
входят: в первую фазу — габбро-диориты, гранодиориты, во вторую —
порфиробластовые гранодиориты, адамеллиты и лейкограниты. Интру-
зивные массивы первой фазы составляют 5—10%, второй — 90—95%.
Магматические тела имеют обычно трещинную форму, иногда представ-
ляют собой межформационпые залежи; площадь их колеблется от 5 до
250 км2. Минеральный состав пород формации непостоянен, особенно в
массивах первой фазы, значительная часть которых, видимо, обязана
своим происхождением процессам гибрндизма.
Для пород формации характерно повышенное количество гомоген-
ного калиевого полевого шпата при наличии равновесного парагенезиса
с роговой обманкой и биотитом. Акцессорные минералы представлены
апатитом (преобладает), цирконом, ортитом, сфеном и магнетитом. В пет-
рохимическом отношении характерно постоянное отклонение в об-
ласть монцонитового типа щелочности. Породы имеют повышенные со-
держания меди, никеля, кобальта, редко молибдена. Основная масса
рудных проявлений ассоциирует с породами второй фазы.
По условиям образования, составу рудной минерализации и изменен-
ным породам в формации наряду с молибденово-медными, медными и
молибденовыми выделяются следующие минеральные типы железо-
рудных проявлений: гранат-пироксеп-амфибол-магнетитовый, грапат-
нироксен-кварц-апатит-актинолит-пирит-магнетитовый, иироксен-альбит-
кварц-актинолит-магнетитовый, кварц-магнетит-гематитовый. Железная
минерализация двух первых типов проявлена в экзоконтактах гранитоид-
ных массивов, третьего — как в самих граиитоидах, так и в экзоконтак-
тах с преимущественной локализацией среди вулканогенных пород. Ору-
денение контролируется внутри- и межпластовыми нарушениями, участ-
ками сопряжения разломов и зонами повышенной трещиноватости.
Нарушениям первого типа свойственны пласто- и линзообразные рудные
тела, во втором типе они имеют форму столбов и крупных гнезд, а в зо-
нах трещиноватости формируются линейные штокверки. Рудпометасома-
тические замещения в основном развиваются по кремписто-карбопатпым
туффитам и туфам, глинисто-кремнистым карбонатным породам.
Основной рудный минерал — магнетит, на отдельных месторожде-
ниях (Тюртколь) преобладает гематит. К второстепенным рудным
минералам относятся пирит и пирротин, к редковстречающимся — сиде-
рит, халькопирит, кобальтин, глаукодот, лелингит, маггемит. Из неруд-
ных минералов преобладают гранаты (гроссуляр-андрадит, андрадит),
пироксены (салит), амфиболы (актинолит), хлориты, эпидот, редко
кварц, кальцит, альбит, сидерит, апатит, ильваит. Химический состав руд
весьма непостоянен, в усредненных крайних значениях наблюдаются сле-
дующие вариации содержаний (%): Беобщ—63—19; FeO — 27—9;
Fe2O3 —57—2; S обга — 2,5—0,5; P — 0,05—0,06; TiO2 — 0,19—0,24;
Cr2O3—0,01—0,06; SiO2 —7—42; A12O3 — 2—7; BaSO4 — 0,01—0.1;
143
MgO — 0,7—1,5; СаО —2,9—16; MnO — 0,3—0,5; Na2O — 0,2—1,2;
K2O—0,1—0,2; V2O5 — 0,03; As — 0,004; Co — 0,003—0,005; Ni —0,002;
Pb — 0,02; Zn — 0,02; Cu — 0,015.
Главный минерал руд магнетит содержит до 0,08% ванадия и ко-
бальта, 0,3—0,4% окиси титана и до 1,7% окиси магния. Пириты и пир-
ротины серноколчеданных залежей обычно обогащены медью до 0,1%,
кобальтом и никелем до 0,06% и серебром до 10 г/т. Присутствие этих
элементов в серных колчеданах связано с тонкими включениями халько-
пирита, кобальтина, глаукодота, лелингнта и аргентита.
Для всех минеральных типов характерно широкое, часто интенсив-
ное проявление в рудных полях щелочного, главным образом натрового,
метасоматоза, поражающего как гранитоиды, так и вмещающие породы.
Натровый метасоматоз выражен площадной и линейной (трещинной)
альбитизацией, с которой пространственно совмещены и генетически
связаны скопления железных руд, локализованных в большинстве слу-
чаев в скарнах. К числу общих особенностей состава минеральных типов
относится повсеместное присутствие в рудах гастингсита, пирита и пирро-
тина. Количество последних двух минералов варьирует в широких пре-
делах, вплоть до образования сплошных серноколчеданных залежей
(Сарыбулак, Кентюбе). Следует отметить эпизодическое обогащение
железных руд апатитом. Повышенные концентрации апатита наблюда-
ются только в рудных полях, где развиты «алъбититовые габбро», пред-
ставляющие собой габбропды первой фазы (первично заметно обогаще-
ние апатитом), подвергнутые интенсивному натровому метасоматозу
(Сарыбулак). Обогащение железных руд кварцем наблюдается при
сопряжении определенных по составу, в частности, богатых кремнеземом
пород (кремнистые туффиты, кремнистые известняки и т. п.) с зонами
руднометасоматических преобразований (Тюртколь и др.).
Образование месторождений рудной формации многостадийно. Как
и на многих проявлениях метасоматических железных руд других рудных
формаций, наиболее полный процесс гипогенного минералообразования
представлен альбититовой, скарновой, гидросиликатной (железорудной),
сульфидной и карбонатно-цеолитной стадиями*.
Гранат-пироксен-амфибол-магнетитовый тип
Месторождение Кентюбе
Месторождение находится восточнее Караганды. Оно известно с
середины XIX в. Разведочные работы на нем проводились под руковод-
ством М. П. Русакова, Ж- Айталиева, Е. А. Немова, В. Н. Иванова,
Ю. А. Шелехова, Ю. А. Сергийко. Геофизические исследования велись
А. В. Строителевой, Л. Н. Морозовым, В. А. Шафаренко, И. В'. Бэр, а
тематические — П. Н. Кобзарем, Л. А. Мирошниченко, А. В. Веймарном,
Е. Ф. Бурштейном, А. Д. Курбановым, 3. Т. Тилеповым и др.
Месторождение локализовано в Восточно-Каркаралинской железо-
рудной зоне с утвержденными запасами 111 млн. т при среднем содер-
жании железа 53,5%- Оно вместе с Тогайской группой образует единое
Кентюбе-Тогайекое рудное поле, расположенное в зоне северного экзо-
контакта многофазного Кентского массива гранитоидов, сложенного
диоритами и гранодиоритами топарского, гранитами калдырминского и
акчатауского комплексов. Непосредственно с рудным полем контакти-
руют гранодиориты и диориты топарского комплекса, образующие тело
близширотного простирания. Контакты интрузивов с вмещающими
* В последние годы ряд месторождений (Кентюбе, Сарыбулак, Тюртколь) отно-
сят к метаморфизованным (скарннрованным) аналогам вулканогенно-осадочных желез-
ных руд ат асуйского типа.
144	-
породами крутые и падают к северу под углом 60—70°. В рудном поле
широко развиты жильные породы, представленные дайками альбитофи-
ров (безкварцевых порфиров) топарского комплекса, а также серией
разновозрастных даек диоритовых и диабазовых порфиритов, гранит-
порфиров и габбро-диабазов, относимых к калдырминскому и джаксы-
тагалпнскому комплексам. Мощность даек на месторождении от 1,5
до 11 м.
Все сколько-нибудь значительные железорудные образования Кен-
тюбе-Тогайского рудного поля приурочены к горизонту интенсивно оро-
говпкованных верхнефаменских карбонатно-кремнисто-железисто-терри-
генно-пирокластических пород (туфов, туффитов, туфогенных песчани-
ков и известняков). Эти отложения вместе с подстилающими их терри-
генно-пирокластическими образованиями верхнефаменского возраста и
перекрывающими углисто-кремнистыми алевролитами нижнего турне (?)
образуют субширотную синклинальную структуру, вытянутую до 7 км
при ширине 3 км. Юго-западная и западная части ее осложнены более
мелкими складками.
Кентюбе-Тогайская синклиналь на месторождении асимметрична.
Северное крыло ее крутое, местами запрокинутое на юг. Углы падения
пород южного крыла от 15 до 80—90° с тенденцией к выполаживанию в
восточном направлении. Для центральных частей структуры характерно
развитие на уровне продуктивного горизонта мраморизованных кремнис-
тых известняков, вероятно, рифовой природы.
В Кентюбе-Тогайском рудном поле выделяются девять участков с
двумя типами железных руд, резко отличающихся как по времени и
способу образования, так и по минералогическому составу: кремнисто-
пирит-магнетит-гематитовые (со свинцом, цинком) — Тогай 1, II, Кентю-
бе III и скарново-магнетитовые — Кентюбе I, И, Восточный Кентюбе,
Тогай II, III, IV.
Кремнисто-пирит-магнетит-гематитовые руды Тогая I, II и Кентюбе
III, относящиеся к первому этапу рудообразования, приурочены к гори-
зонту карбонатно-кремнистых пород с яшмоидами и имеют сингенетич-
ное происхождение (фаменское время). Гематитоносный горизонт
прослеживается на Тогае I на 250 м, на Тогае II — на 1600 м и пред-
ставлен тонкослоистыми пирпт-магнетит-гематитовыми и наложенными
скарново-магнетитовыми рудами, чередующимися с прослоями и линза-
ми кремнистых сланцев, известняков. Рудные тела пласто-линзообразной
формы состоят из тонких прослоев гематита, пирита, яшмоидов и мета-
кристаллов магнетита. В гематитизированных туфах и там, где наклады-
вались гидротермальные изменения, наблюдаются скопления мусковита,
серицита и кварца. В результате собирательной перекристаллизации
возникли также метакристаллы агрегатов пластинчатых зерен гематита
(Тогай I) и магнетита. Новообразования магнетита и гематита нередко
наблюдаются в виде небольших отдельных неправильных скоплений и
тонких прожилков. По простиранию отдельные линзы и пласты рудных
тел длиной 200—400 м при мощности 20—30 м фациально сменяются
слабожелезистыми, кремнисто-карбонатными сланцами, туффитами, из-
вестняками. Гематитсодержащие туфы характеризуются ритмично-слоис-
тыми текстурами. В них тонкие слойки гематитового и магнетит-гемати-
тового состава толщиной 0,1—5 мм перемежаются с карбонатно-крем-
нисто-алевролитовыми прослоями. Гематит присутствует в форме
изометричных и пластинчатых зерен длиной 0,001—0,5 мм.
Скарново-магнетитовые руды (второй тип) в основном развиты в
Кентюбе I, II, III, Восточном Кентюбе и Тогае II. Рудные тела простран-
ственно тесно ассоциируют со скарнами и слагают скарново-рудные зоны,
10-210
145
О6 С37 СО9
ЕЗ’3
R7> ГИ> ЕСЗ’6 БЛ" Г
118 | -Д_ |19
Рис. 54, Геологическая карта месторождения Кентюбе (составлена Ю. А. Шелеховым, Б. А. Аржаевым и др.):
1—современные рыхлые отложения; 2—ороговикованные черные углисто-кремнистые алевролиты; 3 — мраморнзованные известняки;
4— ороговикованные туфы, туффиты, туфогенные песчаники и алевролиты; жильные образования: 5—габбро-диабазы и диабазовые
порфириты, 6 — диоритовые порфириты, мнкродпорнты, 7-гранит-порфиры, 8 — альбитофиры (базокварцевые порфиры); 9 — грано-
диориты, диориты, участками альбптизировапные; 10 — магнетитовые руды (на разрезе), мартиты (на карте); // — гранатовые и пиро-
ксен-гранатовые скарны; 12—флюорптизированиые гранато-везувиановые скарны (на разрез); 13—полевошпато-скаполитовые мета-
соматнты; 14— зоны минерализованных брекчий; 15—разрывные нарушения; 16— контур распространения валупчатых руд; 17—разве-
дочные п поисково-разведочные скважины; 18—контуры разведочной части рудных тел на глубине; 19 —i рафик интенсивности
магнитного поля в гаммах (к разрезу)
1
*
t
i
I
которые прослежены без перерывов на всем протяжении восточной части
синклинальной структуры (рис. 54).
На Кентюбе выявлено три субпараллельных пластообразных рудных
тела, разделенных прослоями гранатовых и гранат-пироксеновых скарнов
и роговиков (рис. 55). На юго-востоке зоны вблизи интрузива руды и
скарны по восстанию сменяются скаполит-актинолит-полевошпатовыми
метасоматитами. Наиболее значительным и выдержанным является сред-
нее рудное тело. В' западной части месторождения это тело обнажается
на поверхности в виде гряды сопок. Оно заключает 86% разведанных
запасов месторождения и представляет собой сложную пластообразную
четковидную залежь. Углы ее падения от 85 до 15° с общим выполажи
Рис. 55. Геологический разрез по линии А—Б месторождения Кентюбе. Условные обо-
значения те же, что и на рис. 54
ванием в восточном направлении. По простиранию залежь прослежена
на 1700 м, по падению — на 730 м. Максимальная мощность 86 м, сред-
няя 30,5 м. Полное выклинивание рудного тела и смена его безрудными
гранат-пироксеновыми скарнами установлена на глубине 650 м. В' зале-
жи преобладают массивные магнетитовые руды, составляющие 84% ее
запасов. До глубины 9—15 м, местами до 24 м, руды мартитпзированы.
Структура руд тонко- и мелкозернистая, нередко неравномернозернистая.
Из нерудных минералов наиболее часты гранат, пироксен, гастингсит,
хлорит и кальцит. В брекчиевидных разновидностях обломки магнетито-
вых руд цементируются андрадитом. Очень характерен пирротин. Пирит
развит в подчиненных количествах. Более бедные вкрапленные и прожил-
ково-вкрапленные руды приурочены преимущественно к подошве залежи.
147
Тела 1 и 3 Южной скарново-рудной зоны сложены преимущественно
бедными рудами и оруденелыми скарнами. Для нижнего тела характер-
ны специфические вкрапленно-полосчатые и пятнистые текстуры руд.
Последние характерны также для оруденелых скарнов. Вкрапленно-по-
лосчатые текстуры в бедных рудах без скарнового сопровождения имеют
мелкую вкрапленность магнетита в роговиках, развившихся по туфоген-
ным песчаникам. Рудам этой разновидности свойственно очень слабое
развитие сульфидов. С глубиной интенсивность магнетитового орудене-
ния и сульфидной минерализации возрастает. Руды невыдержанны. Мощ-
ность тела 1 от 2 до 45 м (средняя 15 м), тела 3 от 2 до 55 м (сред-
няя 12 м).
Рудные тела Восточного участка представляют собой сложные зале-
жи невыдержанной мощности с максимальными раздувами в призамко-
вой части асимметричного замыкания синклинали. Сложены тела мас-
сивными, иногда полосчатыми рудами; широко развиты также брекчие-
видные руды. Мощность рудных тел от 4 до 81 м (средняя 20 м).
МЕГАРЯД РЕДКОЭЛЕМЕНТНО-ФОСФОРНО-ТИТАНОВО-
МЕДНО-ЖЕЛЕЗОРУДНОЙ ФОРМАЦИИ
РЯД ФОСФОРНО-ТИ ГАНОВО-МЕДНО-ЖЕЛЕЗОРУДНЫХ ФОРМАЦИИ
РЕДКОЭЛЕМЕНТНО-ФОСФОРНО-ТИТАНОВО-МЕДНО-ЖЕЛЕЗОРУДНАЯ
ФОРМАЦИЯ
Рудная формация апатит-ильменит-титаномагнетитового состава
пространственно и генетически связана с интрузиями щелочно-габброид-
ной формации (Бекмухаметов, 1974 б). Она широко развита в Ишимской
Луке (Масальское месторождение, Шинсайское и Пятигорское рудо-
проявления), меньше — в Западном Таласе (рудопроявления Ирисуй-
ское, Каиндинское). В Ишимском районе рудоносные щелочные форма-
ции базальтоидного ряда локализованы в Жаркаинагашской и Байконур-
ской каледонских ортогеосинклииальных зонах, которые совместно с
железистыми кварцитами Улутауского массива составляют Ишим-Улу-
тауский железорудный пояс ( см. рис. 10). Пространственное размещение
интрузивных массивов контролируется древними разломами северо-вос-
точного простирания. Ими прорваны вулканогенные и осадочные обра-
зования от рифея до кембрия включительно. Возраст массивов нижне- и
среднедевоиский.
По данным А. И. Нурлыбаева (1973), интрузивные массивы состоят
из пироксснитов, горнблендитов, эссекситов, ортоклазовых габбро, лепи-
домелано-гастингситовых сиенитов и др. Для пород формации характер-
но резкое преобладание калия над натрием при высоких содержаниях
кальция. Ультраосновные породы рудоносных массивов (Масальского,
Пятигорского, Шпнсайского) почти повсеместно содержат равномерную
и богатую вкрапленность ильменита и титаномагнетита, несколько бед-
ную — апатита и флогопита. Некоторые массивы (Масальский) имеют
концентрически-зональное строение. Центральная часть массива сложе-
на горнблендитами с вкрапленностью титаномагнетита, а перифериче-
ская — безрудными монцонитами и щелочными сиенитами. Такое же
внутреннее строение отмечается в пермских массивах (Каинды, Ирису)
Западно-Таласской провинции на юге Казахстана. Щелочные габброиды,
по К. А. Абдрахманову (1965), в них представлены биотпт-пироксеновы-
мп монцонитами, монцонитовыми сиенитами, эссекситами с подчинен-
ными им шонкинитами и пироксенитами в центральной части. В этих
породах постепенно меняется соотношение темноцветов с плагиоклазом и
калишпатом. Поскольку в центре массивов, особенно Каиидинского,
магма остывала медленнее, чем в периферической части, то создавались
148
условия для концентрации магнезиально-железистых и летучих компо-
нентов, которые затем кристаллизовались в виде ильменит-магнетитовых
соединений с пироксеном, биотитом и апатитом.
По минеральному и химическому составу и по структурно-текстур-
ным особенностям руды этой формации в принципе сходны с титаномаг-
нетитовой формацией Урала и других провинций Советского Союза.
В состав руд входят следующие минералы: рудные — титаномагнетит,
ильменит, магнетит, пирротин, нерудные — пироксен, биотит, апатит,
флогопит, роговая обманка, магнезиальная шпинель. Для щелочных
комплексов габброидов апатит в рудах является типоморфным минера-
лом. По содержанию титана (TiO2 1—4%) руды формации относятся к
малотитанистым, к которым Д. С. Штейнберг и В. Г. Фоминых (1963)
относят руды с содержанием TiO2 1—6%. Содержание железа в этих
рудах также невысокое — 15—20%.
Авгит-апатит-ильменит-титаномагнетитовый тип
Месторождение Масальское
Месторождение находится в Державинском районе Тургайской об-
ласти. Выявлено первоначально как магнитная аномалия в 1948—
1949 гг. Тургайской геофизической экспедицией Уральского геофизиче-
ского треста (А. М. Ананьева, Н. В. Хохряков), а как месторождение
опоисковано и предварительно оценено СК.ТГУ в 1952—1953 гг. (Ф. Г. Ха-
санов). Последующие геолого-геофизические работы ЦКТГУ и ИГН АН
КазССР в 1960—1972 гг. позволили оконтурить и уточнить геологическое
положение месторождения.
Эта аномалия является самой интенсивной из обнаруженных в
Ишимской Луке и представляет собой повышенное поле напряженностью
1000 гамм, на фоне которого выделяются 14 эпицентров с активностью
магнитного поля до 4000—7000 гамм. На месторождении пробурено 6
разведочных и 12 картировочных скважин (рис. 50).
По данным геолого-геофизических и буровых работ установлено,
что титаномагнетитовое оруденение генетически и пространственно свя-
зано с интрузивными породами альгипербазитовой (щелочно-ультраос-
новной) формации, впервые выделенной А. Н. Нурлыбаевым (1973) под
названием жаркаинагашского щелочного комплекса. Щелочно-ультраос-
новные породы здесь слагают небольшой Шолаксандыкский плутон раз-
мером 3,5X3 км, имеющий зонально-кольцевое строение. Зональность
плутона выражается в следующем: ядро сложено пироксенитами, горн-
блендитами, а периферия — габбро, габбро-диоритами, щелочными сие-
нитами и эссекситами с богатой вкрапленностью титаномагнетита (15—
25% объема породы). Из жильных пород установлены дайки вогезитов
и минетт.
Магнитная аномалия образована щелочно-ультраосновными поро-
дами, с одной стороны, и густой вкрапленностью и шлировыми скопле-
ниями титаномагнетита — с другой.
Шолаксандыкский плутон приурочен к участку пересечения глубин-
ного разлома северо-восточного направления с близширотным разрывом,
прорывающим центральную часть Шолаксандыкской антиклинальной
структуры в Жаркаинагашском антиклинории. Шолаксандыкская анти-
клиналь сложена метаморфическими породами венда (чинсайская сви-
та — углисто-кремнистые и глинистые сланцы, лидиты, известняки, ар-
гиллиты) и рифея (ерементауская серия — кремнисто-глинистые алевро-
литы, туфоконгломераты, песчаники, гравелиты, различные порфириты и
их туфы). Эти породы интрудированы гранодиоритами и щелочными
149
интрузиями. Весь комплекс палеозойских пород на площади месторож-
дения перекрыт рыхлыми отложениями мезозоя и кайнозоя мощностью
до 30 м.
В состав рудоносных пород входят пироксен (30—70%), роговая
обманка (5—60%), биотит (0—30%), полевые шпаты (0—25%), титано-
магнетит (0—10%), апатит (0—5%) и вторичные минералы (актинолит,
эпидот, хлорит и др.).
РАЗРЕЗ 1’1
Рис. 56. Схематическая геологическая карта и разрез Масальского массива (составлена
А. Е. Бекмухаметовым по материалам А. Г. Михайлова):
1 — песчаники; 2— диориты; 3 — габбро; 4 — пироксениты и горнблендиты с вкраплен-
ностью апатит-магнетитовой минерализации; 5 — шлиры сплошных тнтаномагнетито-
вых руд
Пироксениты и горнблендиты месторождения несут равномерную и
достаточно богатую вкрапленность титаномагнетита со средним содержа-
нием железа 18,55%; TiO2 — 2—3% и V2O5 — до 0,21%. Заслуживает
особого внимания тесная ассоциация титаномагнетита с апатитом, со-
ставляющего от долей процента до 11 —15% объема породы. Щелочные
породы массива содержат Р2О5 от 0,9 до 3%. Помимо вкрапленных руд
имеются прожилки и шлировые выделения титаномагнетита. Содержание
основных рудных компонентов в них составляет (%) Fe — 34—35, TiO2—
3—5, V2O5—0,30. Размеры шлировых зон колеблются от первых санти-
метров до 20 м (подсеченная мощность по скважинам). Площадь мине-
рализованной зоны в контуре изодинам 2000 гамм составляет около
150
1,5 км2. На глубину рудная зона не оконтурена. Скважина 3, пробуренная
до глубины 276,5 м, из рудной зоны не вышла. По ней была отобрана
технологическая проба в нескольких интервалах с общей мощностью
163,6 м с содержанием Fe 20% 
Минералогический состав пробы (%): титаномагнетит— 15—18, пи-
роксен — 30—70, амфибол — 5—30, биотит — 0—30, актинолит — 0—30,
полевые шпаты — 0—25, эпидот — 3—60; структура руд сидеронитовая.
Распределение рудных компонентов неравномерное. Титаномагнетит
встречается в виде неправильных зерен и их агрегатов размером 5—15 мм
в сплошных рудах и 0,3—0,5 мм во вкрапленных. Ильменит редко пред-
ставлен самостоятельными зернами, обычно же он образует точечные
равномерно рассеянные включения размером 0,016—0,031 мм в магнетите
или тонкие пластинки в структурах распада твердого раствора. Среднее
содержание ильменита в рудном концентрате 8%-
Технологическая проба месторождения имеет следующий химиче-
ский состав (%): Реоб1Ц —20—30; Ре20з— 16,02; FeO — 11,65; TiO2— 2,2;
V2O5 — 0,06; Р2О5 — 0,09; SiO2 — 33,82; А12О3 — 8,3; МпО — 0,29; MgO—
10,34; СаО —14,1; К2О —0,60; Na2O — 0,8; SO3 — 0,13; Н2О —0,1;
п. п. п. — 0,75; сумма — 99,21.
Руды месторождения хорошо обогащаются методом магнитной сепа-
рации с получением природно-легированного ванадием титаномагнети-
тового концентрата, содержащего (%): Fe — 60—62; TiO2 — 3,2—3,25;
V2O5 — 0,22—0,25; S — 0,006—0,009; Р — 0,01—0,05 при извлечении же-
леза из концентрата около 75%.
Таким образом, Масальское месторождение недостаточно изучено,
на нем, по существу, проведены лишь предварительные поисковые работы
по выяснению природы магнитной аномалии. Для определения его про-
мышленного значения необходимо провести предварительную разведку
и поисково-ревизионные работы на других аномальных участках (Кара-
гайлыкольский, Ирдынский, Шинсайский и др.), расположенных в Ишим-
ской Луке вблизи Масальского месторождения и имеющих, вероятно,
рудную природу.
Флогопит-пироксен-кобальтин-пирит-халькопирит-магнетитовый тип
Месторождение Ирису
Месторождение расположено в Чимкентской области к югу от стан-
ции Абаил. Открыто в 1921 г. А. А. Шильниковым. Изучением геологиче-
ского строения и вещественного состава скарнов и руд занимались со-
трудники ЮК.ТГУ Министерства геологии КазССР (В. И. Ходымчук,
В. И. Дьяченко, С. Б. Тихонова), ИГН АН КазССР (К. А. Абдрахманов
и др.), КазИМСа (Л. А. Куденко и др.), ЛГИ (Н. В. Иванов, В. А. Зава-
рицкий, Г. С. Поротов).
Месторождение приурочено к южному крыл)" Боралдайского анти-
клинория, сложенного терригенно-карбонатными породами (Cm—Cm), и
находится в зоне сочленения Мынчокурской антиклинали (на севере) и
Машатской синклинали (на юге). Простирание этих структур субширот-
ное, крылья осложнены мелкой складчатостью. Падение пород на
крыльях и в ядре антиклинали крутое (50—85°) до опрокинутого, в ядре
синклинали более пологое (40—30°).
Широко развиты до- и сининтрузивные дизъюнктивные нарушения
субмеридионального, субширотного, северо-восточного и северо-западно-
го направлений, подновленные в альпийское время. Протяженность их
достигает первых километров с амплитудой смещения 300—500 м. Это
сбросы, сбросо-сдвиги. Падение сместителей крутое — 70—80°.
151
В геологическом строении месторождения участвуют визейские оса-
дочные и верхнепалеозойские интрузивные породы (рис. 57), на юго-
западе и юге перекрытые чехлом древнечетвертичных отложений, мощ-
ность которых колеблется от 20 до 410 м.
Осадочную толщу (2000—4000 м) слагают известняки, мергелистые
и кремнисты^ известняки и доломиты.
Рис. 57. Геологическая карта Ирисуйского месторождения (по В. И. Ходымчуку,
В. И. Юрченко и Л. А. Мезенцеву):
1 — известняки; 2 — пироксеииты; 3 —шонкиниты; 4— монцониты, эссекситы; 5 —сие-
ниты; 6 — магнетитовые руды; 7 — скарны пироксеновые, гранат-пирочсечовые, эпидот-
гранатовые; 8 — тектонические нарушения; 9 — контур четвертичных отложений (штрихи
направлены в сторону перекрытой площади); 10 — контакты пород установленные (1)
и предполагаемые (2)
Интрузивный массив протягивается в широтном направлении на
8 км при ширине до 4 км. Контакты его с вмещающими известняками
крутопадающие, секущие, часто неровные, волнистые (рис. 58). Массив
слагают биотит-пироксеновые монцониты, монцонитовые сиениты, эссек-
ситы (вторая фаза внедрения, по К. А. Абдрахманову, 1965) с подчинен-
ными им шонкинитами и пироксенитами (первая фаза). Наряду с четки-
ми интрузивными контактами между породами первой и второй фаз
большей частью наблюдаются постепенные переходы через породы явно
гибридного типа (меланократовые эссекситы, монцонито-эссекситы, мон-
цонитовые эссекситы). При этом меланократовый облик пород с удале-
нием от пироксенитов и шонкинитов постепенно утрачивается. В пироксе-
нитах же отмечаются .позднемагматические титаномагнетитовые руды с
содержанием Fe около 12%• Возраст интрузивных пород определяется
как верхнекаменноугольный. Абсолютный возраст интрузива около
275 млн. лет, что соответствует нижней перми (Абдрахманов, 1965).
Жильные породы представлены широко распространенными биотит-
пироксеновыми сиенит-порфирами, пироксенитами, микрошонкинитами,
полевошпатовыми и пироксен-полевошпатовым и лампрофирами и мон-
цонитами. Мощность даек от 1 до 30 м, длина от 400 м и более.
В приконтактовых частях Ирисуйского массива широко распростра-
нены контактово-метаморфические и контактово-метасоматические обра-
зования. К первым относятся мраморизованные известняки и мраморы с
152
I
форстеритом, образующие вокруг интрузива ореол шириной от 50 до
300 м, и тремолитовые породы, широко распространенные в северной
эндоконтактовой зоне массива. Метасоматиты представлены скарнами и
скарнированными породами, приуроченными к контактам интрузива и
даек с известняками. По составу скарны подразделяются на магнези-
альные и известковистые.
Рис. 58. Ирисуйское месторождение. Геологический разрез по профилю 24 Третьей зоны:
1—конгломераты; 2 — глины аргиллитоподобные; 3 — известняки мраморнзованные;
4 — пироксениты; 5—шонкиниты; 6 — монцониты, эссекситы; 7— сиениты; 8 — сиепит-
и монцонит-порфиры; 9— скарны пироксеновые, гранат-пироксеновые, эпидот-грана го-
вые; 10 — магнетитовые руды; 11 — линии тектонических нарушений; 12 — разведочные
скважины
Магнезиальные скарны распространены ограниченно. Среди них
выделяются диопсидовые, диопсид-флогопитовые, флогопитовые, шпи-
нель-диопсидовые, клиногумитовые и серпентиновые породы, а также
форстеритовые и бруситовые (апопериклазовые) мраморы.
Резко преобладающие известковистые скарны представлены грана-
товыми (гроссуляр-андрадитовыми), пироксеновыми (салитовыми), пи-
роксен-гранатовыми, гранат-эпидотовыми, гранат-эпидот-везувиановыми,
волластонитовыми и роговообманковыми разновидностями. Различают
экзо- и эндоскарны. Последние более широко распространены. К около-
скарновым метасоматическим образованиям относятся калишпат-плагио-
клаз-пироксеновые, калишпат-меланит-эпидотовые, скаполитовые, пиро-
ксен-скаполитовые, гранат-скаполитовые породы
Месторождение вытянуто в субширотном направлении на 7,5 км.
Состоит из нескольких рудных зон, основные из них Первая, Третья и
Четвертая. Подчиненную роль играют Вторая, Аксуйская и Девятая
зоны. Первая, Вторая, Четвертая и Девятая располагаются на северном,
а Третья и Аксуйская — на южном контактах массива Ирису. Каждая
зона представляет собой совокупность нескольких рудных тел, залегаю-
щих на контакте известняков с интрузивными породами, а также среди
известняков и интрузивных пород. Магнетитовое оруденение в основном
развито по известнякам и значительно меньше — по интрузивным поро-
дам. Форма рудных тел сложная: пласто-, линзо-, реже столбообразная,
153
часто 'С флексурными изгибами по падению. Оруденение формировалось
в зонах дробления. Наиболее мощные рудные тела приурочены к местам
резких изменений элементов залегания контактов интрузивных пород и к
перегибам наслоения в осадочных образованиях (см. рис. 58). Контакты
руд, как правило, четкие, без ореолов вкрапленников. Рудные тела по
падению и простиранию испытывают довольно резкие изменения мощ-
ности, расщепляются на отдельные прослои и выклиниваются. Сложены
они первичными (преобладают) и окисленными рудами. Последние ши-
роко развиты в Первой и Аксуйской зонах. Мощность их колеблется от
1 до 30 м.
По текстурным признакам и минеральному составу выделяются
следующие разновидности руд: брекчиевидные магнетитовые с сульфи-
дами и реликтами скарнов, сплошные магнетитовые с сульфидами, фло-
гопит-магнетитовые без сульфидов или с редкой их вкрапленностью, фло-
гопит-магнетитовые с гнездами, вкрапленностью и прожилками сульфи-
дов. Наиболее распространены первые четыре разновидности, образую-
щие основную массу преимущественно богатых железных руд.
Главным рудным минералом является магнетит. Широко развиты
пирит, халькопирит, пирротин, в зоне окисления — мартит, малахит, ли-
монит. Из второстепенных минералов отмечается кобальтин, сфалерит,
галенит. В зависимости от количества соотношений главных рудных ми-
нералов железные руды подразделяются на халькопирит-магнетитовые
(21,7%), пирит-магнетитовые (77,2%), пирротин-магнетитовые (0,3%),
мартит-магнетитовые (0,8%). Халькопирит-магнетитовые руды слагают
рудные тела Первой и Четвертой зон, а пирит-магнетитовые — рудные
тела Третьей зоны. Основными нерудными минералами являются каль-
цит, доломит, диопсид, гранат, полевые шпаты и флогопит.
Важнейшими полезными компонентами являются железо, медь и
кобальт. Содержание железа в рудах колеблется от 30 до 60%  Основная
масса руд содержит железа более 40% • Корреляция меди и кобальта с
железом в рудах отсутствует, но установлена прямая связь между этими
элементами с серой.
В настоящее время установлено, что месторождение Ирису имеет
контактово-метасоматическое происхождение. Его особенность — пара-
генетическая связь со щелочными интрузивными породами, внедривши-
мися в карбонатную толщу.
МЕГАРЯД ЖЕЛЕЗО-МАРГАНЦЕВО-ФОСФОРНО-ВАНАДИЕВО-
БАРИТОВО-МЕДНО-СВИНЦОВО-ЦИНКОВЫХ ФОРМАЦИЙ
РЯД БАРИТОВО-СВИНЦОВО-ЦИНКОВО-ФОСФОРНО-ВАНАДИЕВЫХ
ФОРМАЦИЙ
РЕНИЕВО-МОЛИБДЕНОВО-ЖЕЛЕЗО-МАРГАНЦЕВО-БАРИТОВО-
ФОСФОРНО-ВАНАДИЕВАЯ ФОРМАЦИЯ
Рудные концентрации рения и молибдена в виде примеси установле-
ны в средне- и верхнепалеозойских месторождениях меди и полиметал-
лов. Молибденово-железо-марганцево-баритово-фосфорно-ванадиевая ас-
социация промышленных руд тесно связана с венд-кембрийскими карбо-
натными и углисто-кремнисто-сланцево-карбонатными отложениями в
ортомиогеоеинклинальных структурно-формационных зонах. Многочис-
ленные стратиформные рудопроявления и месторождения фосфора, вана-
дия, железа и марганца в этих отложениях известны в Каратау, Цент-
ральном Казахстане и Киргизии, а такие элементы, как молибден, фос-
фор, органический углерод, селен, барий, серебро, цинк и свинец,
являются не только геохимической спецификой рудной формации, но и
154
своеобразным индикатором при корреляции углисто-кремнисто-сланце-
вых толщ (Анкинович, Лнкннович, 1978). Вмещающими ортомиогеосин-
клинальными структурно-формационными зонами формации являются
Байконурская, Каратауская, Южно-Джунгарская и Западно-Прибалхаш-
ско-Кендыктасская. Байконурская и Каратауская объединяются в дуго-
образно-вытянутую Байкопур-Каратаускую структурно-формационную
зону, обрамляющую с внешней стороны Улутауский и Чуйский докемб-
рийские массивы Казахстанской складчатой области.
Рудопроявления и месторождения железа и марганца формации
встречаются во всех разрезах терригенно-карбонатных толщ Байконур-
Каратауской зоны. В вендских карбонатных толщах Северо-Западного и
Юго-Восточного Каратау известны отложения сидеритов, в нижних ран-
некембрийских филлитоподобных и ванадпеносных отложениях отмечены
кремнисто-гематитовые и глинисто-гематитовые сланцы, железо-марган-
цевые и фосфоритные конкреции. Это отложения кияктинской свиты в
районе Улутау, состоящей из кремнисто-углисто-глинистых, глинистых,
глинисто-хлоритовых и кремнистых сланцев с прослоями глинисто-гема-
титовых сланцев, железо-марганцевых конкреций и глинистых яшм, и
коксуйской свиты в Малом Каратау, также сложенной глинистыми, гли-
нисто-хлоритовыми и глинисто-гематитовыми сланцами с прослоями
песчаников (Анкинович, 1961). Промышленным аналогом этих рудопро-
явлений являются руды кварц-лептохлорит-гематит-магнетитового соста-
ва на месторождении Джетым-Тоо в Киргизии. Среднее содержание же-
леза в них 33—35%, кремнезема 12—20%, фосфора 0,3—0,7%, марган-
ца 0,5—1 %, кроме того, установлены ванадий, титан, барий, свинец, цинк,
медь и т. д. Руды ассоциируют с филлитизированными сланцами с про-
слоями алевропеочаников, алевролитов, реже линз известняков. Основ-
ную часть разреза вмещающей свиты Джетым-Тоо образуют тиллитопо-
добные конгломераты (джетымиты), перекрываемые углисто-кремнисты-
ми ванадпеносными сланцами (Джолдашов, 1964). Выше по разрезу на
уровне перехода тиллитоподобных сланцевых толщ в карбонатно-слан-
цевые отложения среднего кембрия (?) залегают также отложения ита-
биритов Шолаксандыкского месторождения в Ишимской Луке (см.
рис. 10). Руды мощностью 20—55 м имеют кварц-гематит-магнетитовый
состав с содержанием железа 20—50%, фосфора 0,3%, марганца 0,14%.
Месторождение локализовано в шинсайской свите, которая представле-
на кремнисто-углистыми и кремнисто-глинисто-серицитовыми сланцами
с прослоями известняков, алевролитов и песчаников, внизу толщи отме-
чаются кремнисто-фосфатные конкреции, а в перекрывающей карбонат-
но-сланцевой толще существенную роль играют известняки (Бекмухаме-
тов и др., 1974). В поздних отложениях кембрия количество карбонатного
материала возрастает до сплошных доломитов, известняков с прослоями
сидеритов. В кулантауской свите содержатся промышленные тела сиде-
ритов и бурых железняков месторождения Абаил и рудопроявлений Кулан
II, Каратумсук и др. в районе Юго-Восточного Каратау и Джебаглинских
гор. Среди первичных сидеритовых руд выделяются два типа: пистоме-
зит-сидероплезптовые и анкеритовые. Среднее содержание в них железа
37%, серы 0,37%, фосфора 0,02%. Вторичные руды сложены в основном
гетитом и турьитом, в виде примесей в них присутствует пиролюзит, пси-
ломелан, марказит, малахит. Глубина зоны окисления достигает 175 м.
Содержание железа в них 45—55%, серы 0,07%, фосфора 0,02%.
Как видно, промышленные концентрации элементов описанной фор-
мации строго стратифицированы, и в них в зависимости от изменения
вмещающих геологических формаций по разрезу сменяют друг друга
минеральные типы руд формации. В железорудных проявлениях типы
руд изменяются от гематит-магнетитовых образований в сланцах до си-
155
деритовых в карбонатных толщах. Областями питания нижнепалеозой-
ских отложений в краевых прогибах, по мнению С. Г. Анкиновича (1961)
являются прилегающие срединные поднятия. Основным источником же-
леза могли быть коры выветривания докембрийских массивов. Отсут-
ствие или слабые следы остаточных руд в рудных полях месторождений
железистых кварцитов Карсакпайской группы в Улутауском массиве и
Гвардейской группы в Чуйском массиве свидетельствуют о том, что
основная масса продуктов их выветривания была снесена в глубоко зало-
женные ортомиогеосинклинальные зоны. Часть железа поступала непо-
средственно в неглубокие грабен-синклипали в самих массивах (Кокчетав-
ский, Улутауский), в которых размещены рудопроявления сидеритов.
Поэтому дальнейшие поиски итабиритов и сидеритов должны быть сосре-
доточены в Байконур-Каратауской, Калмаккульской, Марьевской, Запад-
но-Прибалхашско-Кендыктасской мпогеосинклинальных структурно-фор-
мационных зонах, особенно в тех районах, где они прилегают к докемб-
рийским массивам с выходами железистых кварцитов.
Анкерит-пистомезит-сидероплезитовый тип
Месторождение Абаил
Месторождение находится в Чимкентской области. Оно было извест-
но очень давно, о чем свидетельствуют древние выработки. Обследова-
лось В. Н. Вебером, М. П. Русаковым, разведывалось С. С. Коврижным,
П. Н. Кобзарем и сотрудниками Узбекского геологического управления.
Б районе обнажаются породы позднего докембрия, палеозоя (кемб-
рий, ордовик, -верхний девон и нижний карбон), мезозоя (юра) и кайно-
зоя (четвертичные).
В основании разреза залегают зеленые, бурые и малиновые песчани-
ки, сланцы, алевролиты, порфириты, кератофиры верхов протерозоя об-
щей мощностью до 1200 м. Их перекрывают ванадиеносные глинистые,
кремнистые и известково-глинисто-кремнистые сланцы нижнего кембрия
(до 200 м). Выше налегают известняки (в низах кремнистые) с прослоя-
ми сланцев и доломитов среднего кембрия (до 1000 м). Ордовик слагают
черные кремнистые сланцы (до 210 м), конгломераты с прослоями песча-
ников и сланцев (до 140 м) и зеленые песчаники с прослоями сланцев и
конгломератов (до 1200 м). Отложения нижнего палеозоя в Юго-Восточ-
ном Каратау несогласно перекрыты конгломератами (200 м) и песчани-
ками (1300 м?) верхнего девона, которые согласно перекрываются
известняками фамена (320 м). Карбон представлен конгломератами, пес-
чаниками, сланцами и известняками турне, конгломератами и известня-
ками визе. Из мезозойских пород встречаются юрские угленосные отло-
жения.
Месторождение находится в зоне Сарытумского разлома, обусловив-
шего дробление рудного поля на отдельные блоки, смещенные друг отно-
сительно друга. Сами тектонические трещины служили путями для про-
никновения гидротерм, обусловивших окварцевание, доломитизацию и
оруденение. Пострудные нарушения на месторождении проявлены гораз-
до слабее.
В рудной зоне протяженностью 2,5 км зарегистрировано 14 рудных
тел площадью от 350 до 185 000 м2 и около 20 более мелких. Самое круп-
ное рудное тело .1 расположено в центральной части зоны. Оно просле-
жено по хр. Тереке на 575 м, имеет площадь 185 000 м2, среднюю горизон-
тальную мощность 32 м, максимальную 64 м. Простирание северо-запад-
ное, падение юго-западное.
Лежачий бок рудного тела на всем протяжении контролируется до-
156
рудной трещиной, параллельной главному разлому. По ней руды контак-
тируют с водорослевыми известняками н дроблеными, окварцованиыми
известково-глинистыми кремнистыми сланцами нижнего кембрия. Кон-
такты обычно резкие, более или менее ровные. Висячий бок сильно
осложнен, он также ограничен дорудной трещиной, образовавшейся на
контакте разнорудных толщ — водорослевых известняков и известняков
с прослоями сланцев. Тектонические трещины, ограничивающие лежачий
и висячий бока рудного тела, сходятся у северо-западного конца залежи
и расходятся у юго-восточного. На глубине рудное тело расчленяется
на две ветви, тоже контролируемые трещинами. Юго-западная ветвь
мощностью до 10 м выклинивается на глубине около 100 м. Северо-вос-
точная ветвь мощностью от 50 до 10 м прослежена в центральной части
на глубину до 200 м и не обнаруживает значительного выклинивания;
контакты ее согласные с вмещающими породами. Контакты с вмещаю-
щими породами секущие — породы падают более полого, нежели рудное
тело. Таким образом, рудное тело I заключено в блоке доломитизирован-
ных водорослевых известняков, ограничено со всех сторон тектонически-
ми трещинами, которые .в основном и обусловили его форму и размеры.
На месторождении выделяются первичные и окисленные руды. Пер-
вичные руды разделяются на два типа: пистомезит-сидероплезитовые ру-
ды (промышленные) и анкеритовые (убогие, непромышленные). В обоих
типах в виде примесей обычно присутствуют кварц и пирит, гораздо
реже встречаются кальцит, доломит, серицит и халькопирит. В рудах
первого типа агрегаты сидероплезита и пистомезита обычно средне- и
крупнозернистые. Размеры отдельных зерен колеблются от 0,3 до 3 см.
Цвет руд медово-желтый, реже сероватый. В них изредка встречаются
пустоты округлой формы размером до нескольких сантиметров. На стен-
ках пустот наблюдаются выступы ромбоэдров сидероплезита или писто-
мезита, а иногда кристаллы горного хрусталя, анкерита и кальцита. Кон-
такты рудных тел с доломитизированными породами четкие; никаких
признаков замещения последних рудами не обнаружено. Анкеритовые
руды состоят из агрегатов анкерита, чаще среднезернистого (1—3 мм),
иногда крупнозернистого (до 3 см). Цвет преимущественно белый, иногда
сероватый и розовый. Руды среди доломитизированных известняков вы-
деляются более светлой окраской, укрупненными кристаллами, повышен-
ным удельным весом.
Вторичные руды сложены в основном гидроокислами железа. В виде
примесей в них присутствуют реликты кальцита, доломита, кварца и се-
рицита, а также вторичные — пиролюзит, псиломелан, марказит, мала-
хит, азурит, скородит, кальцит и арагонит. Среди окисленных руд выде-
ляются: 1) массивные турьитовые и гидрогетитовые руды по сидеропле-
зитам и пистомезитам; 2) заохренные и охристые гидрогетитовые руды по
анкеритам; 3) кавернозные гидрогетитовые руды зон бывшей пири-
тизации.
Турьитовые руды опознаются по синевато-черному цвету и вишнево-
красной черте. Чаще они массивные, с хорошо заметной ромбической сет-
кой, но иногда наблюдаются на небольших участках рыхлые порошкова-
тые разности. Встречаются разобщенными участками среди гидрогетито-
вых руд.
Массивные гидрогетитовые руды слагают основную массу залежи,
они довольно однообразны в пределах всех рудных тел и на разных глу-
бинах. Обычно это бурые и зеленовато-бурые массивные образования,
часто с хорошо заметной ромбической сеткой и реликтами спайности по
ромбоэдру, что указывает на их происхождение за счет карбонатов.
Заохренные и охристые гидрогетитовые руды на месторождении
имеют существенное значение. Чаще они окаймляют рудные тела, сло-
157
жениые массивными турьитовыми и гидрогетитовыми рудами, или встре-
чаются среди них в виде скоплений неправильной формы. Обычно это
бурые или желтовато-бурые заохренные агрегаты.
Кавернозные гидрогститовые руды зон бывшей пиритизации также
имеют широтное распространение. На месте участков бывшей интенсив-
ной пиритизации обычно остаются сильно пористые гидрогетиты, в кото-
рых сохранились лишь кубической формы пустоты, иногда частично вы-
полненные рыхлым гидрогетитом и кальцитом. Поэтому гидрогетитовые
руды бывших зон пиритизации отличаются небольшим объемным весом,
значительной пористостью.
В составе первичных руд месторождения Абаил А. Б. Баталовым
(1949) зафиксированы сидерит (сидероплезит), анкерит, кварц, пирит,
кальцит, серицит, халцедон, барит, апатит, халькопирит, халькозин, в
незначительном количестве — арсенопирит, галенит и сфалерит. Мине-
ралы, входящие в состав окисленных руд, А. Б. Баталов разделил на
следующие группы: главные — гидрогетит, гетит, гидрогематит, турьит,
кальцит; второстепенные — псиломелан-вад, пиролюзит; редкие — ара-
гонит, скородит, марказит, малахит, азурит, медь самородная, куприт
и гипс.
В результате интенсивного окисления и гидратации первичных кар-
бонатно-сульфидных руд в зоне гипергенеза образовались бурые желез-
няки, представляющие наибольший практический интерес. Глубина
распространения окисленных руд 175 м. Основной компонент первичных
руд сидерит (сидероплезит) легко окисляется и при наличии свободного
кислорода переходит в бурые железняки. На месторождении Абаил об
этом свидетельствует почти полное отсутствие реликтов сидерита (в
отличие от пирита) в бурых железняках. При окислении сравнительно
чистых сидеритовых руд образуются гетит-гидрогетитовые и гидрогема-
титовые агрегаты массивной и тонкосетчатой текстуры.
РЯД ЖЕЛЕЗО-МАРГАНЦЕВО-ГЕРМАНИЕВО-БАРИТОВО-МЕДНО-
СВИНЦОВО-ЦИНКОВЫХ ФОРМАЦИЙ
ЖЕЛЕЗО-МЛРГАНЦЕВО-СВИНЦОВО-11ИНКОВО-БАРИТОВАЯ ФОРМАЦИЯ
Месторождения и рудопроявления формации располагаются в Чу-
Балхашском районе Казахстана, в пределах Сарыбулакской тектони-
ческой зоны.
На территории Сарытумской зоны, по данным С. Г. Токмачевой и
А. Г. Кузнечевского («Геология и металлогения Сарытумской зоны»,
1976), оруденение локализовано в бурултасской свите кембрийского
комплекса.
Бурултасская свита в нижней части сложена туфопесчапиками п
песчаниками, включающими пласты базальтовых порфиритов и тела
диабазов, в верхней части — слоистой толщей чередующихся крем-
нистых, углисто-кремнистых, углисто-глинистых пород, туфопесчаников и
доломитов. С этой частью разреза связаны повышенные содержания
фосфора, ванадия, свинца, цинка и др. Вышележащая бурубайтальская
свита кембрия сложена желтыми и светло-серыми кремнистыми порода-
ми, вишневыми яшмами с прослоями фтанитов.
Строение Сарытумской зоны отличается большой сложностью («Гео-
логия и металлогения Сарытумской зоны», 1976). В ней сочетаются
крупные антиклинорные и синклинорные пликативные структуры и регио-
нальные разломы, обусловившие общее блоковое строение зоны. Блоки
линейно вытянуты на северо-запад и ограничены разломами северо-за-
падного и субширотного направления. В свою очередь, крупные блоки
разбиты на более мелкие, смещенные северо-восточными и субмеридиэ-
158
нальными разломами. Во многих блоках заключены складчатые струк-
туры или их фрагменты, обнаружены крутошарнирные складки, флек-
суры и т. п. Широко распространены, особенно на приразломных участ-
ках, пластическое течение вещества и будинаж.
Месторождения описываемой формации ассоциируют с базальтовой
формацией. Обычно она имеет такое строение. Внизу широко развиты
вулканогенно-терригенные породы, включающие покровы базальтовых
порфиритов (до 10% разреза). Выше залегают туфогенные (35—40%) и
вулканомиктовые (35—40%) породы, образовавшиеся при перемыве ба-
зальтовых порфиритов. Среди вулканитов отмечаются миндалекаменные
оли'Винсодержащие титан-авгитовые, меланобазальтовые и базальтовые
порфириты и спилиты. Верхняя часть формации представлена кремнисто-
терригенными осадками и включает туфопесчаники с пластами базальто-
вых порфиритов и телами диабазов, углисто-кремнистые и углисто-гли-
нистые породы с единичными горизонтами доломитов, вулканитов-диа-
базов, базальтовых порфиритов, спилитов и основных туфов. Здесь же
известны магнетитсодержащие филлитовидные сланцы и магнетитовые
микрокварциты, а также горизонты с повышенным содержанием фосфо-
ра, ванадия, свинца. Большая часть эффузивов принадлежит к извест-
ково-щелочной и переходной к щелочной серии и близка по химизму к
толеитовым базальтам. Вулканиты нижней части формации заметно от-
личаются по химизму от вулканитов верхней части. К тому же в Бурул-
тасском рудном поле отмечаются кислые малые интрузии, весьма плохо
изученные, так что, скорее всего, здесь мы имеем дело не с одной, а с
двумя вулканогенными формациями — недифференцированной трахиба-
зальтовой и контрастно дифференцированной калибазальтово-трахито-
вой. С первой, вероятно, ассоциирует фосфорно-ванадиево-марганцевое
оруденение, а со второй — железо-марганцево-свипцово-цинковое.
В пределах зоны установлено несколько этапов интрузивной дея-
тельности — от протерозоя до карбона. Выделены граниты докембрийс-
кого этапа, Сарытумский пояс интрузивного магматизма ордовика, пред-
ставленный серией пород от габбро и габбро-пироксенитов до плагио-
гранитов, гранитоиды девонского и средне-позднепалеозойского
комплексов. В каменноугольный этап сформировалась серия даек разно-
образного состава.
В Сарытумской зоне неоднократно проявлялась гидротермальная
деятельность. Крупные скопления руд формации связаны с кембрийским
гидротермально-осадочным этапом минерализации, когда возникли на-
копления железа, марганца, серного колчедана, фосфора, ванадия, свин-
ца, цинка, баритов и силикатов (Бурултас и др.) и, возможно, олова
(Такырное). Позже, в герцинскую металлогеническую эпоху, в образо-
вавшихся рудах появились жилы сульфид-флюорит-барит-кварцевого
состава.
Кварц-якобсит-родохрозит-родоиит-гематит-магнетитовый
тип (в ассоциации с барит-сфалерит-галенит-пиритом)
Месторождение Бурултас
Месторождение находится в Сарытумской зоне разломов Западного
Прибалхашья. Оно открыто в 1959 г. М. Д. Нурпеисовым; в 1967—1971 гг.
изучалось и разведывалось А. Г. Кузнечевским, Г. 3. Сидневцом; в 1970—
1973 гг. здесь проводили комплексные тематические исследования сотруд-
ники Института геологических наук им. К. И. Сатпаева под руководст-
вом А. К. Каюпова («Геология и металлогения Сарытумской зоны»,
1976) (рис. 59).
159

Рис. 59. Месторождение Ку-
рултае (по А. Г. Кузнечсв-
скому).
Бурубайтальская свита: 1—
яшмы, 2 — песчаники, алев-
ролиты; бурултасская свита:
3 — верхняя пачка (слюди-
стые песчаники), 4, 5 — про-
дуктивная пачка (4 —
углисто-глинисто-кремнистые
сланцы, 5 — доломиты); 6,
7 — эффузивно-туфогенная
пачка (6 — вулканомикто-
вые песчаники, 7— базаль-
товые порфириты); 8 — шоп-
пюкинская свита (тилли не-
подобные конгломераты);
дарбазппская свита: 9—11
верхняя пачка (9— обломоч-
ные доломиты, 10— кварце-
вые песчаники, 11—конгло-
мераты); 12— нижняя пач-
ка (массивные доломиты);
13 — биотитовые граниты;
/4 — рудные зоны со евчн-
цово-цинковой минерализа-
цией пластового типа; 15 —
то же, жильного типа; 16 —
магнетитовые железорудные
зоны; 17—зоны пирит-пир-
ротиновой минерализации;
18 — зоны с железо-марган-
цевым оруденением; 19 —
тектонические нарушения
(а — надвиги, б — сбросо-
сдвиги); 20 — элементы за
легания пород; 21 — сква-
жины
В строении рудного поля месторождения Бурултас участвуют вулка-
ногенно-осадочные породы позднепротерозойского — раннепалеозойского
возраста. Рудовмещающей является бурултасская свита, слагающая
центральную часть рудного поля. Она состоит из переслаивающихся
углисто-глинистых, глинисто-кремнистых сланцев, алевролитов, песчани-
ков, доломитов, фтанитов, яшмокварцитов с подчиненным значением
туфопесчаииков, туффитов, базальтовых порфиритов. Свита разделена на
четыре литологические пачки: песчано-сланцевую, яшмокварцитовую,
вулканогенно-карбопатно-сланцевую и кремнисто-вулканогенную. Пес-
чано-сланцевая пачка мощностью 300—400 м представлена кремнисто-
углистыми алевролитами, туфопесчаниками, полимиктовыми песчаника-
ми, прослоями сланцев, доломитов, серноколчедаиных руд. Алевролиты и
глинистые сланцы верхней части пачки обогащены железом и марган-
цем. Яшмокварцитовая пачка мощностью 100—400 м является марки-
рующим горизонтом. Вулканогенно-карбонатно-сланцевая пачка состоит
из углисто-глинистых, известняково-глинисто-кремнистых сланцев, песча-
ников, кремнистых алевролитов, фтанитов, доломитов, магнетитовых
кварцитов и редких прослоев спилитов, туфов, туффитов. Здесь наиболее
часто отмечаются слои колчеданных руд и фосфатно-ванадиевая мине-
рализация. Мощность пачки 200—500 м. Кремнисто-вулканогепная пачка
сложена песчаниками, туффитами, миндалекаменными базальтовыми
порфиритами, гравелитами и черными кремнистыми алевролитами, квар-
цитами с густой тонкой «сыпью» магнетита. Мощность пачки 150—200 м.
Наиболее благоприятными для локализации свинцово-цинкового и сер-
поколчеданного оруденения являются песчано-сланцевая и вулканогенно-
карбонатно-сланцевая «продуктивные» пачки, которые выполняют Бурул-
тасскую синклиналь.
Железо-марганцевые руды в виде линз длиной 800 м и мощностью
до 5 м встречены в песчано-сланцевой пачке на севере месторождения.
Основными минералами руд, по данным М. М. Каюповой, являются
железистый тефроит, магнетит, родонит, второстепенными — якобсит,
родохрозит, ильменит, рутил, гематит и маггемит, редкими— пенвитит,
фриделит, марганцевый хлорит, алабандин. В тесной ассоциации с желе-
зо-марганцевой минерализацией находятся сульфиды и арсениды
кобальта, никеля, железа и марганца. Содержание марганца в рудах
изменяется от 8 до 34,5%, железа — от 14,7 до 19,7%, кобальта и никеля
достигает 0,1 % •
По данным спектральных анализов, марганец в количестве 0,5—2%
фиксируется также в карбонатных породах песчано-сланцевой пачки.
Первичные железо-марганцевые руды, вероятно, были окисными и окис-
но-карбонатными. Позднее в результате регионального и контактового
метаморфизма и взаимодействия вмещающих гл ин исто-мергелистых по-
род и первичных руд с постмагматическими растворами возникли суль-
фидные и силикатные соединения (железистый и марганцевый гранат,
тефроит, родонит, фриделит и др.). Основную промышленную ценность
месторождения составляют свинцово-цинковые руды. А. К. Каюпов,
Н. М. Митряева, А. Г. Кузнечевский проявления цветных и черных ме-
таллов относят к гидротермально-осадочному типу и отводят значитель-
ную роль в их преобразовании послерудным метаморфическим процес-
сам. П. К. Жуков, А. Е. Шлыгин, А. П. Коробкин и др. считают более
важным для формирования промышленного оруденения пневмато-гидро-
термальный этап.
П-210
161
АССОЦИАЦИЯ СВИНЦОВО-ЦИНКОВО-ГЕРМАНИЕВО-ЖЕЛЕЗО-МАРГАНЦЕВОЙ
И БАРИТОВО-МЕДНО-СВИНЦОВО-ЦИНКОВОЙ ФОРМАЦИЙ
К этой ассоциации относятся стратиформные полигонные месторож-
дения, развитые в Жаильминской грабен-синклинали (Атасуйский руд-
ный район), а также в Успенском, Акжал-Аксоранском синклинориях, в
наложенных грабен-синклпналях Улутауской зоны поднятий, Западного
Прибалхашья и Предчингизья.
Почти на всех месторождениях эти родственные рудные формации
имеют тесное пространственное совмещение, проявлены в виде единых
рудных полей.
Рудовмещающими являются девон-нижнекаменноугольные вулкано-
генно-осадочные образования, представляющие собой трансгрессивную
серию осадков от базальных конгломерат-песчаников до морских крем-
нисто-карбонатных пород в ассоциации с вулканитами.
Количественные соотношения железо-марганцевых и свинцово-цин-
ковых руд на месторождениях различны. Одни месторождения являются
собственно железо-марганцевыми или марганцевыми, другие — свинцо-
во-цинковыми, третьи — железо-марганцево-свинцово-цинковыми, где все
компоненты представлены одинаково.
Рассмотрим месторождения, в которых развиты преимущественно
железо-марганцевые и марганцевые руды, т. е. месторождения, принад-
лежащие к евппцово-цинково-германиево-железо-марганцевой формации.
Они широко развиты в Жаильминской грабен-синклинали, в синклиналях
(мульдах) Улутауской зоны поднятий Западного Прибалхашья и Пред-
чингизья.
Жаильминская грабен-синклиналь (Атасуйский рудный район)
В Жаильминской грабен-синклинали известно 22 железо-марганце-
вых месторождения и 34 рудопроявления. К этим месторождениям
относятся Каражальская, Ктайская, Жайремская, Ушкатынская группы,
Жомарт, Камыс, Керегетас, Бестюбе, Клыч, Аккудук и др. Восточный
Каражал, Жомарт, Камыс, Ушкатын III преимущественно марганцевые.
На месторождении Западный Каражал марганцевые руды имеют под-
чиненное значение, однако в балансе запасов марганцевой руды района
они занимают первое место — около 55% всех разведанных запасов
района и 45% запасов марганцевых руд Центрального Казахстана.
Месторождения Атасуйского рудного района до установления в них
барит-полимсталлического оруденения считались железо-марганцевыми
и относились к каражальскому (Максимов, 1958) или атасуйскому типу
(Новохатский, 1958). В начале 60-х годов, когда на всех месторождениях
Атасуйского района было установлено свинцово-цннковое и барит-поли-
металлическое оруденение, термин «атасуйский тип» был распространен
уже на комплексное оруденение, включающее как седиментные гидро-
термально-осадочные железо-марганцевые руды и свинцово-цпнковую
минерализацию, так и наложенные гидротермально-метасоматические
барито-медио-свинцово-цпнковые руды (Митряева, Рожнов, Щерба,
1962; Щерба, 1964; Каюпова, 1965; Рожнов, 1967 и др.). Месторождения
этого типа стали считать полигонными, генетически связанными с девон-
нижнекаменноугольиым вулканизмом.
Формационно-металлогенический анализ, проведенный в Институте
геологических наук АН КазССР (А. К. Каюпов, В. Г. Ли, Г. Ф. Ляпичев,
Л. А. Мирошниченко, 1968—1977 гг.), дает основание рассматривать
атасуйский тип месторождений как комбинацию двух этапов рудообра-
зования, отвечающих двум самостоятельным, но родственным рудным
162
формациям, одна из которых парагенетически связана с девонскими
вулканическими, вторая — с последевонскими плутоническими процесса-
ми. Такое мнение высказывалось в 50-х годах С. И. Чайкиным, И. В. Дю-
гаевым. Оно было поддержано затем рядом исследователей (Михайлов,
1958; Садыков, 1959; Каюпова, 1960, 1962; Сапожников, 1963).
Жаильминская грабен-синклиналь представляет собой сложно-рас-
члененный грабенообразный прогиб, ограниченный пересекающимися
глубинными разломами северо-западного, субширотного и в меньшей сте-
пени северо-восточного простирания. Протяженность его 140 км при ши-
рине 10—30 км. Некоторые исследователи усматривают в широтных
разломах возможное продолжение Жалаир-Найманской системы. Зало-
жению прогиба предшествовал интенсивный наземный нижие-среднеде-
вонский вулканизм андезито-базальтового и линаритового состава. Сам
прогиб по мере развития выполнялся ассоциацией континентальных и
морских формаций, включающих продукты контрастно дифференциро-
ванного наземного и подводного базальтово-липаритового вулканизма,
красноцветно-молассовую, морские кремнисто-карбонатные и углисто-
терригенные формации верхнего девона — нижнего карбона, образующие
сложные фациальные взаимопереходы. Перечисленные формации пере
крыты отложениями мезозоя и кайнозоя.
Свинцово-цинково-германиево-железо-марганцевая и баритово-мед-
но-евннцово-цинковая рудные формации входят в состав базальтово-
липаритово-кремнисто-карбонатной ассоциации формаций фаменского
возраста, трансгрессивно залегающей на более древних отложениях и
согласно перекрытой углисто-терригенно-карбонатной формацией тур-
нейского и визейского веков нижнего карбона. В этой ассоциации разли-
чаются фации различных глубин: околоприбрежные терригенно-карбо-
натные, рифовые, илово-впадинные кремнисто-карбонатные с локально
развитыми продуктами базальтово-липаритового вулканизма. Орудене-
лыми являются в основном отложения илово-впадинных фаций и их
фациальных стыков с малоглубинными отложениями. В разрезе много-
кратно (до 7 раз) чередуются интервалы темноцветных углеродисто-гли-
иисто-кремнисто-карбонатных пород флишоидного строения с интервала-
ми светло-окрашенных или пестрых (розовых, красных, зеленых) крем-
нисто-карбонатных и глинисто-кремиисто-карбонатных, иногда
хлоритизировапных пород. И те и другие включают прослои аргиллитов,
силицитов и туфов. Темноцветные (черные и темно-серые) интервалы
содержат пачки пиритовых ритмитов, прослои и пласты свинцовых и
цинковых руд. Часть исследователей причисляет к этой ассоциации и
тонкополосчатые бариты. Светло- и пестроокрашенпые интервалы несут
железо-марганцевую минерализацию и прослои железистых яшм. Нало-
женное метасоматическое баритово-свинцово-цинковое оруденение раз-
вивается как по темноцветным, так и по светло- и пестроцветным интер-
валам. На отдельных месторождениях оруденение достигает промыш-
ленных концентраций либо в одном, либо в нескольких чередующихся
интервалах, поэтому наблюдается либо однократная смена сульфидных
руд железо-марганцевыми, либо многократное чередование их в разрезе.
Палеонтологически обосновано расчленение рудовмещающих отложений
на нижие- и верхнефаменский подъярусы, в составе которых по особен-
ностям текстур и ритмики накопления выделены пачки и горизонты.
В нижнефаменском подъярусе преобладают сероцветные породы; лишь
второй сверху горизонт характеризуется местами пестрыми окрасками в
связи с повышенными концентрациями железных и марганцевых руд.
В верхпсфаменском подъярусе в его нижней пачке дважды чередуются
темно- и пестроцветные (несущие железные руды) горизонты, а верхняя
пачка полностью сложена преимущественно красноцветными узловато-
163
слоистыми кремписто-карбонатными прослоями («красноцветными из-
вестняками»), содержащими местами пласты сургучно-красных железис-
тых яшм, железных и марганцевых руд. Слойки (0,5—10 см) розовых и
красных известняков в этой пачке разделены топкими (не более 5—7 мм)
пропластками гематитизированных вишневых глинистых пелитолитов и
прерывистыми прослоями силицитов. Известняковые слойки расчленены
диагенетическими и отчасти тектоническими процессами на «узлы»
(вздутия, будины) и пережимы. Классический, пелитолитовый материал
залавливается в промежутки между узлами и будинами, создавая узло-
вато-слоистый или ячеисто-слоистый (конгломератовидный) текстурный
рисунок. Серо-зеленые пелитовидные пропластки и элементы узловато-
слоистых текстур свойственны всем светлым горизонтам в разрезе фамен-
ского яруса, особенно при наличии в них железо-марганцевых руд, одна-
ко наиболее ярко и контрастно эти текстуры проявлены в пачке «красно-
цвегных известняков». Мощность фамснского яруса и выделенных в нем
пачек и горизонтов закономерно возрастают в синклинальных структурах
и уменьшаются в сводах антиклиналей, подчеркивая конседиментацион-
ные блоковые движения основания бассейна осадконакопления. Пределы
колебаний мощностей яруса 350—1350 м. Наибольшему разбросу под-
вержены мощности темноцветных флишоидных горизонтов.
Вулканические породы проявлены узколокально и представлены
двумя группами пород: диабазовыми порфиритами, долеритами, базаль-
тами, их туфами и линаритовыми порфирами, фельзит-порфирами, их
туфами и игнимбритами. Первая группа относится к ненасыщенным
кремнекислотой (SiO2 44—46%) щелочным оливиновым базальтам
(Никитина, 1967), вторая группа принадлежит к пересыщенным кремне-
земом (SiO2 70—74%) и щелочами (КгО до 8—10%) трахилипари-
там. Обе группы вулканитов представлены в равной степени эффузивны-
ми и субвулканическими фациями.
Вулканиты основного состава в Жаильминской грабен-синклинали
известны по всему разрезу фаменской рудовмещающей толщи. Доля их
участия в строении месторождений неодинакова — от маломощных про-
слоек, измеряющихся миллиметрами и сантиметрами, до крупных лаво-
вых тел мощностью десятки и даже первые сотни метров. Наиболее
крупные скопления базальтов и трахибазальтов мощностью до 300 м
известны на месторождениях Дальнезападный Каражал и Северный
Жайрем. Базальты имеют темно-зеленую, темно-серую, иногда вишнево-
красную окраску, обладают миндалекаменной пузыристой текстурой,
стекловатой или порфировой структурой.
Туфы основного состава встречаются среди лав основного состава и
терригенно-карбонатных пород нижнего фамена на месторождениях
Дальнезападный Каражал, Западный Каражал и Северный Жайрем,
представлены бомбовыми, пемзово-шлаковыми, лапиллиевыми и пепло-
выми разностями.
Кислые вулканиты наиболее широко распространены в основании
дайринской свиты по южному крылу Жаильминской грабен-синклинали,
представлены преимущественно вишнево-красными игнимбритами, лито-
кристаллокластическими туфами и розовато-красными флюидальными
туфолавами трахилипаритового состава. В терригенно-карбонатных от-
ложениях фаменского яруса кислые вулканиты трахилипаритового
состава известны на трех стратиграфических уровнях. На месторождении
Западный Жайрем и в центральной части Жайремской антиклинали они
встречаются в глинисто-кремнисто-карбонатных породах «невыдержан-
нослоистой пачки» нижнего фамена, на месторождении Ушкатын I, на
участках Верное и Рифовое — в отложениях флишоидной пачки нижне-
го фамена, а на месторождениях Ушкатын III и Арап — в терригенно-
164
карбонатных отложениях верхнего фамена. Кислые вулканиты представ-
лены линаритовыми, трахилипаритовыми порфирами, флюидальнымп ла-
вами и туфолавами, фельзит-порфирами красного, розовато-бурого цвета,
с массивной и флюидалыюй текстурой.
Магматические породы, образующие небольшие штоки и лакколито-
образные межпластовые залежи и включающие габбро-диабазы, диаба-
зовые порфириты, монцониты, калишпатовые порфиры, фельзиты, липа-
ритовые и трахилипаритовые порфиры, известны в отдельных районах
Жаильминской грабен-синклинали и, в частности, на месторождениях
Каражальского и Жайрсмского рудных полей. В петрографическом отно-
шении рассматриваемые породы идентичны комагматичным вулканитам
и мало отличаются от таковых стандартных калиевых магматических
формаций.
Некоторые исследователи рассматривают их как субвулканические
образования.
На месторождениях Атасуйского района развиты железные, марган-
цевые, свинцовые, свинцово-цпнковые и барит-полиметаллические руды.
Железные руды представлены окисными (магнетитовыми, гематито-
выми), карбонатными и силикатными разностями. В них в повышенных
количествах присутствуют цинк, свинец, медь, кобальт, барий, серебро,
мышьяк, реже сурьма. Марганцевые руты окисные (браунитовые, гаус-
манитовые, якобситовые), карбонатные (манганокальцитовые, мангано-
сидеритовые, родохрозитовые), окисленные (псиломелановые, пиролюзи-
товые). Наиболее широко распространены окисные руды. В мар-
ганцевых рудах отмечаются повышенные содержания цинка, свинца, ме-
ди, кобальта, бария, серебра, мышьяка, сурьмы, а также никеля, молиб-
дена, олова, таллия, кадмия, индия, бора. Минералогию руд Атасуйских
месторождений изучали М. М. Каюпова (1960—1974 гг.) и др.
На месторождениях Атасуйского района железные и марганцевые
руды могут залегать как совместно, так и обособленно. На месторожде-
нии Западный Каражал рудную пачку образуют четыре обособленных
пласта марганцевых, пять гематитовых, три магнетитовых, восемь плас-
тов железистых яшм, переслаивающихся друг с другом и прослеживаю-
щихся по простиранию более чем на 6 км. На месторождении Восточный
Каражал рудная залежь делится на западную и восточную. Западная
залежь протяженностью в 2,5 км состоит из двух марганцеворудных и
одного железорудного пласта. Восточная залежь представлена пластом
марганцевой руды. Железо-марганцевое оруденение на месторождении
Ушкатын III представлено 14 пластами марганцевых и железо-марганце-
вых руд, на месторождении Ушкатын I — одним пластом железо-марган-
цевых руд. На месторождении Жумарт рудная толща состоит из пяти
пластов марганцевых руд и от двух до пяти пластов железных руд. На-
блюдается зональность в расположении рудных залежей. Для седимент-
ных гидротермально-осадочных железо-марганцевых руд устанавлива-
ется «концентрическая» зональность. В центральной части объекта
(вблизи от выхода гидротерм) располагаются железные руды, дальше от
центра — железо-марганцевые, на периферии — марганцевые. Эта зо-
нальность впервые была отмечена М. М. Каюповой (1962) на месторож-
дении Жумарт, затем на месторождениях Каражал, Ктай, Жайрем и др.
(Ходак, 1966; Рожнов, 1967 и др.).
Месторождениям рассматриваемой формации свойственны следую-
щие признаки:
1.	Месторождения залегают в разрезе отложений базальтово-крем-
нисто-карбонатной ассоциации геологических формаций фамен-нпжне-
турнейского возраста, выполняющих грабен-синклинальные структуры.
165
2.	Рудные тела имеют линзопластовую форму, залегают согласно с
вмещающими толщами на определенных стратиграфических уровнях.
3.	Характерны пространственная ассоциация руд железа, марганца;
волнисто-слоистые, комковато-слоистые и брекчиевидные текстуры руд
и вмещающих пород, свидетельствующие о неспокойных тектонических
условиях в бассейне седиментации; широкое развитие кремнистых пород:
яшм, силицитов, кремнистых аргиллитов, кремнистых известняков; сход-
ство минерального состава руд (руды представлены окисными, карбо-
натными разностями); постоянный набор малых элементов-примесей в
рудах и вмещающих породах, особенно характерно повышенное содержа-
ние в рудах германия; отсутствие явных признаков изменений вмещаю-
щих железо-марганцевые руды пород; в районах месторождений присут-
ствуют синхронные с рудной минерализацией излияния щелочных ба-
зальтоидов и трахилипаритов. Большинство месторождений Атасуйского
района (атасуйского типа) относится к кварц-галенит-сфалерит-якобсит-
манганокальцит-гаусманит-браунит-магнегит-гематитовому (в ассоциа-
ции с коронадит-барит-халькопирит-пирит-сфалерит-галенитовым) ми-
неральному типу.
Месторождения Западный и Восточный Каражал и Большой Ктай
эксплуатируются с 1956 г.
В Улутауской зоне поднятий и Сарысу-Тенизском водоразделе (со-
ответственно отвечающих Улутаускому блоку Улутау-Кокчетавской и
Акмолинскому блоку Степняк-Жаксыконской структурно-формационных
зон), а также в Чипгизской складчатой'системе (Центрально-Чингизская
структурно-формационная зона) ассоциация свинцово-цинково-германие-
во-железо-марганцевой и баритово-медно-свинцово-цинковой формаций
проявлена несравнимо слабее, чем в Атасуйском рудном районе. Изу-
чаемую ассоциацию рудных формаций в Улутауской зоне поднятий
представляют месторождения Каратас и ряд мелких проявлений. На Са-
рысу-Тенизском водоразделе сосредоточено множество мелких проявле-
ний, таких как Керегетас, Жиладыр, Сарытау, Сарыжал, Кагыл, Шубар-
тюбе, Шульадыр и др., в Чингизской зоне известны месторождения
Муржик, Даулетпай, Узуибулак и др. Все эти месторождения и рудо-
проявления являются собственно железо-марганцевыми или только мар-
ганцевыми. Концентрация меди, свинца и цинка здесь нс установлена,
хотя руды и рудовмещающие известняки несут значительную свинцовую
минерализацию.
Рассматриваемая ассоциация рудных формаций является составной
частью кремнисто-терригенно-карбонатпой геологической формации и по
возрасту отвечает фамен-турнейскому веку позднего девона — раннего
карбона. Наиболее типичные разрезы формации, характерные для Улу-
тауской и Сарысу-Тенизской зон поднятий, можно разделить на три тол-
щи. Нижняя толща — терригенно-карбонатпая — состоит из серых и
светло-серых органогенных и мраморизованных известняков, мергелей с
маломощными прослоями песчаников, алевролитов и кремнистых слан-
цев. Средняя толща — кремнисто-карбонатная — представлена тонкозер-
нистыми светло-серыми, розовыми, зеленовато-серыми глинистыми и
кремнистыми известняками с параллельно-слоистыми, волнисто-слоисты-
ми, комковато-слоистыми текстурами. Среди них встречаются прослои
желто-бурых и черных кремней, а также стяжения из карбонатного и
кремнистого материала. Верхняя толща — карбонатно-терригенная —
сложена органогенными, органогенно-детритусовыми известняками, спон-
голитами, кремнистыми аргиллитами, сланцами, туффитами, песчано-
алевритовыми породами. Мощность формации от первых сотен до 2000 м.
Со средней толщей формации связаны единичные месторождения в
Улутауской зоне поднятий и значительное количество рудопроявлений в
166
Сарысу-Тенизском водоразделе. Рудные тела на месторождениях и рудо-
проявленнях имеют пластовую форму. Марганцевые руды в основном
псиломелан-браунитовые, манганитовые, встречаются манганокальцито-
вые. Для них характерны повышенные содержания бария, свинца, ко-
бальта. Железные руды представлены гематитом, гидроокислами железа.
Мощность рудных тел незначительна (0,1—0,7 м). Рудоносная кремниг-
то-терригенно-карбонатная формация была образована в эпиконтинен-
тальном морском бассейне с неровным рельефом дна. Наряду с мелко-
водными участками в нем существовали неглубокие прогибы дна, где
накапливались хемогенные и тонкообломочные терригенные осадки.
Сюда же сносились кремнезем и рудные соединения, поступавшие в
морской бассейн из подводных вулканических очагов, расположенных
на значительном удалении от бассейна седиментации.
Месторождения Каратас, Муржик и др. имеют много общих черт с
месторождениями Атасуйского рудного района, а именно: 1) оруденение
приурочено к стратифицированным морским кремнисто-терригенно-кар-
бонатным отложениям фаменского яруса; 2) рудные залежи имеют
пластовый характер; 3) существует тесная пространственная связь мар-
ганцевого и железного оруденения; 4) аналогичны структурно-текстурные
особенности рудовмещающих пород; 5) в рудовмещающих толщах при-
сутствуют красноцветные известняки комковатого сложения, железистые
яшмокварцпты, туфогенпые аргиллиты, тонкие прослои силицитов, пеп-
ловых туфов и туффитов, типичные для атасуйских месторождений. Ос-
новное отличие заключается в том, что непосредственно в районе место-
рождений Каратас и Муржик конседиментационных вулканитов не
установлено.
Месторождения Каратас, Муржик и их аналоги относятся к кварц-
гематит-манганокальцит-манганит-браунитовому минеральному типу.
В южной части Улутауской зоны поднятий (Шагырлинский, Актасский
прогибы) и в девон-карбоновых грабен-синклиналях (мульдах) Западно-
го Прибалхашья (Каракамысская, Куланкетпесская, Кашкантенизская,
Акжар-Сарытумская, Кызыл-Кенгирская) ассоциация свинцово-цинково-
германиево-железо-марганцевой и баритово-медно-свинцово-ципковой
формации входит в состав красноцветно-молассовой и кремнисто-карбо-
натно-терригенной геологических формаций позднедевон-раннекаменно-
угольного возраста.
Красноцветно-молассовая формация, состоящая из конгломерат-
песчаников, выстилает дно и располагается на бортах наложенных
гребневых структур, имеющих преимущественно субширотное и северо-
западное направления. Возраст и стратиграфический объем кремнисто-
молассовой формации в различных районах их распространения не оди-
наковы, что связано с перемещением верхней возрастной ее границы от
низов фаменского яруса верхнего девона до низов визейского яруса ниж-
него карбона. Красноцветно-молассовая формация обычно залегает без
видимого несогласия на среднедевонгкие вулканогенно-молассовые фор-
мации и перекрывается согласно с постепенным переходом морскими
формациями фамена, турне и визе. Она сложена конгломератами, конг-
ломерато-брекчиями, гравелитами, песчаниками с прослоями алевроли-
тов, аргиллитов и кремней. Нижняя часть формации образована валун-
ными и крупногалечными конгломератами, конгломерато-брекчиями, со-
стоящими преимущественно из обломков кислых эффузивов, а также из
основных эффузивов, конгломератов, гнейсов, сланцев и песчаников.
Верхняя часть формации сложена аркозовыми песчаниками с линзами
мелкогалечных конгломератов, гравелитов и алевролитов. Оруденение
приурочено к основанию аркозовых песчаников.
В Улутауской зоне (Шагырлинский и Актасский прогибы) конгло-
167
мераты крупногалечные и валунные. Размеры обломков варьируют от
20—30 до 40—80 см в поперечнике. Они плохо отсортированы, слабой и
средней окатанности. Гравелиты от конгломератов отличаются лишь
размерностью обломков. Песчаники и алевролиты аркозового и полимик-
тового состава имеют псаммитовую, псефопсаммитовую, алевропсаммито-
вую структуры. Средние размеры зерен 0,2—0,5 мм. Зерна в основном
плохо окатаны, но довольно хорошо отсортированы. Цемент песчано-
алевролитовых пород кварц-серицитовый с примесью окислов железа,
карбонатный и марганцеворудный. Текстуры грубо- и тонкослоистые,
реже косослоистые. Согласно гранулометрическим характеристикам и
типу слоистости, породы красноцветно-молассовой формации образова-
лись в континентальных межгорных прогибах при участии временных
или постоянных водных потоков, относятся к склоновым и русловым
фациям. Ассоциирующая с красноцветно-молассовой формацией свинцо-
вая, цинковая, железо-марганцевая минерализация также образована в
континентальных условиях. Спорадически среди отложений красноцвет-
ной молассы встречаются пластообразные тела вулканитов и субвулка-
нические тела преимущественно средиеосновпого состава. Представите-
лями рассматриваемой ассоциации рудных формаций в Улутауской зоне
(Шагырлинский прогиб) являются месторождения Джезды, Промежу-
точное, Найзатас, рудопроявления Балажал, Черные пятна, Каршат и др.
В Актасском прогибе известно лишь одно месторождение — Жаксыкотр.
Значительное число рудопроявлений сосредоточено в наложенных муль-
дах Западного Прибалхашья. Здесь известно 35 рудопроявлений, приуро-
ченных к Кашкантенизской, Акжар-Сарытумской, Кызыл-Кенгирскоп,
Каракамысской, Куланкетпесской мульдам. Наиболее типичны и лучше
изучены в Западном Прибалхашье проявления Каракамысской, Кулан-
кетпесской структур. Для них характерно сочетание седнментных плас-
товых марганцевых руд с цементным оруденением и жильных массивных
руд, образованных в два основных этапа рудообразования: гидротер-
мально-осадочный и гидротермально-метасоматический (жильный).
В первый седиментационный этап образовались марганцевые руды, во
второй — гематит-баритовые и гематит-марганцеворудные жилы. Оба
этапа совмещены в единых рудных полях. Второй этап — жильный —
наиболее ярко проявился на месторождении Найзатас. Все месторожде-
ния собственно марганцеворудные. Руды образуют в основном пластовые
и линзообразные тела, часто простирающиеся вдоль разломов (Джезды).
Наблюдаются также секущие тела, выполняющие разломы, жилы. Про-
странственное совмещение руд двух формаций объясняется существова-
нием единых путей движения гидротермальных растворов в течение всего
длительного периода рудообразования, а также единого источника ору-
денения — глубинного магматического очага.
В марганцевых рудах месторождения Джезды установлены высокие
содержания свинца (до целых процентов) и бария (от 1 до 10%), а так-
же меди, молибдена, галия, титана, таллия, присутствуют ванадий, строн-
ций, цинк, мышьяк. Максимальные содержания свинца отмечаются в
жильных рудных телах.
На месторождении Жаксыкотр и рудопроявлениях Западного При-
балхашья (в Кашкантенизской, Акжар-Сарытумской, Каргабулакской,
Каракамысской мульдах) марганцевое оруденение проявлено на двух
стратиграфических уровнях. Кроме красноцветно-молассовой формации
рудоносными являются залегающие на ней пестроцветные известняково-
песчаниковые отложения. Марганцевое оруденение в них выражено сла-
бее и нигде не имеет промышленного значения, свинцовая же минерали-
зация в известняках и в самих рудах заслуживает внимания. Месторож-
дения Джезды, Жаксыкотр, а также рудопроявления Западного Прибал-
168
хашья относятся к гематит-манганит-браунитовому минеральному типу
(в ассоциации с барит-голландит-коронадит-гаусманит-гематитовым).
Кварц-галенит-сфалерит-якобсит-манганокальцит-гаусманит-
браунит-магнетит-гематитовый тип (в ассоциации с коронадит-
барит-халькопирит-сфалерит-геленитовым)
Каражальское рудное поле
Каражальское рудное поле, включающее Дальнезападное, Западное,
Северное, Восточное, Южное и Дальневосточное месторождения, являет-
ся крупнейшим в Атасуйском районе сосредоточением железных и мар-
ганцевых руд, представляющим основную сырьевую базу Карагандин-
ского металлургического завода. Оно расположено юго-западнее желез-
нодорожной станции Жана-Арка, открыто в 1931 г. И. Г. Николаевым,
а западная погруженная часть рудного поля установлена в 1943 г. маг-
нитной съемкой (А. В. Строителева). С 1956 г. разрабатывается
Западное, а с 1970 г. — Восточное месторождения.
Каражальское рудное поле расположено в пределах Жаильминской
мульды (грабен-синклинали), сложенной морскими породами фамсн-
турнейской базальтово-липаритово-кремнисто-карбонатной формации
(рис. 60), которая слагает здесь круто (40—50°) погружающееся к югу
северное крыло мульды, осложненное дополнительной складчатостью и
разрывными нарушениями. Оруденение приурочено к названной форма-
ции, подстилаемой комплексом континентальных вулканогенных накоп-
лений нижнего и среднего девона (1600 м) и перекрываемой карбонатно-
кремнистыми и терригенными морскими образованиями визейского яруса
(до 1500 м). Ближайшая гранитоидная интрузия (Устанынжальский
массив) удалена почти па 10 км к северу.
В составе рудоносной формации количественно резко преобладают
морские осадочные породы. Вулканиты проявлены локально и известны
в подрудных отложениях Далыюзападного и Южного месторождений.
На первом участке они представлены залежью палсобазальтов (местами
подушечных) мощностью в несколько десятков метров, переслаивающих-
ся с туфами и известняками, на втором — лавами и туфами трахилппа-
ритов и трахидацитов, образующими линзу мощностью более 100 м. Ред-
кие и тонкие прослойки туфов встречаются повсеместно. Несколько шире
распространены силлы и дайки диабазовых порфиритов, секущие фамен-
ские и турнейекие отложения. В разрезе морских отложений снизу вверх
обособляются следующие подразделения.
Нижнефаменский подъярус D3fmi. Пачки невыдержаннослоистая и
рптмичнослоистая перасчлсненные D3fmia+b, представлены серыми п
темно-серыми слоистыми карбонатно-глинистыми пелитолитами, нерав-
номерно пигментированными углеродистым органическим веществом.
В верхах разреза появляются тонкие (0.2—10 см) прослои алевролитов
и песчаников с градационной сортировкой материала, придающие поро-
дам ленточно-слоистый облик. Нижняя часть пачек, а иногда и весь
объем фациально замещаются красноцветными конгломератами (в осно-
вании 7—10 м), песчаниками и аргиллито-алевролитовыми породами,
ранее выделявшимися в качестве франского яруса, а сейчас относимыми
к дайринской свите. Мощность пачек около 100 м.
Пачка флишоидная D3fmjc, сложена в основном карбонатным фли-
шем, в каждом многослое которого в основании развит известковый
турбидит (гравелит, песчаник, алевролит) с градационной сортировкой
материала, а в кровле — черный углеродистый глинисто-кремнпсто-кар-
169
Рис. 60. Геологическая карта месторождения Каражал (составлена по материалам В. И. Кавуна, М. И. Рожко, С. И. Чайкина, Д. Л. Верка, И. В. До-
саева и др.).
Нижневизийский подъярус: 1 — диабазовые порфириты (дайки), 2 — темно-серые аргиллиты, кремнистые известняки и карбонатно-кремнистые породы.
Верхнетурнейский подъярус: 3— глнннсто-карбонатно-кремпистые породы, кремнистые, углеродисто-кремнистые известняки, кремнистые известняки со
стяжениями («желваковистые»), прослои аргиллитов и туффитов. Нижпетурнейский подъярус: 4 — углеродисто-кремнистые известняки, карбоиатчо-
кремнистые породы, кремнистые известняки с хлоритом и карбонатными стяжениями и прослои туффитов. Верхнефаменский подъярус: 5 — желез-
ные руды, 6 — марганцевые руды, 7 — марганцовисто-железистые известняки, марганцовпсто-жслезисто-кремнисто-карбонатные породы, железистые
яшмы, углеродисто-кремнистые известняки с кремнистыми стяжениями и вкрапленностью галенита и сфалерита, хлоритсодержащие глинистые изве-
стняки (D3fm2b), глинисто-кремнисто-карбоиатные породы с карбонатными конкрециями, пиритовыми, аргиллитовыми прослоями, слабой свиицово-
цпнковой минерализацией и небольшими скоплениями железных и марганцевых руд, углеродисто-кремнистые и глинистые известняки (D3fm2a). Ниж-
иефаменский подъярус: 8 — глинисто-кремнисто-карбонатные пелитолнты с прослоями гипсов, ангидритов, доломитов, алевролитов и песчаников, 9 —
палсобазальты, 10 — аргиллиты, алевролиты, песчаники, конгломераты, трахнлипарптовые порфиры, туфы (D3dr). Верхний и средний отделы: 11 —
порфириты от аидезит-базальтового до андезит дацитового состава; 12 — тектонические нарушения; 13 — линии геологических разрезов
бонатный пелптолит. Встречаются также неслоистый полевошпатово-
кремнистый пелитолит с редкими карбонатными и пиритовыми конкре-
циями, глинисто-кремиисто-карбонатные породы слоистой, линзовидно-
слоистой и узловато-слоистой текстуры, прослои гипсов, ангидритов и
доломитов. В верхах появляются хлорито-кремнисто-карбопатные по-
роды, железистые яшмы, карбонатно-кремнистые породы г обильными
известковыми конкрециями, прослои глобулярного пирита, пирротина,
рассеянная сфалеритовая минерализация.
Наиболее полный разрез пачки известен на западе и востоке рудного
поля, а в центральной части, на площади Северного и Восточного место-
рождений, нижняя половина пачки замещается красноцветными отложе-
ниями дайринской свиты либо вулканитами. Общая мощность пачки
100—120 м.
Всрхиефаменский подъярус D3fm2 соответствует примерно объему
бывших «этренеких слоев», выделенных первыми разведчиками Каража-
ла (И. В. Дюгаевым, С. И. Чайкиным, В. И. Кавуном и Г. С. Момджи).
Далее приводится схема расчленения подъяруса на пачки и горизонты
по унифицированной для Атасуйского района шкале (Бузмаков, Щиб-
рик, 1976) в сопоставлении со старой, не вышедшей из употребления
местной шкалой.
Пачка сероцветная D3fm2a, или ei—е6 (местной шкалы). Горизонт
D3fm2a] (ei) представлен темно-серыми слоистыми кремнистыми и гли-
нистыми известняками с повышенным содержанием органического угле-
рода и диагенетическими карбонатными конкрециями. В этом горизонте
встречаются небольшие линзы железных и марганцевых руд, иногда от-
мечается полиметаллическая сульфидная минерализация. Мощность
горизонта 5—6 м, увеличивается по падению до 30 м.
Горизонт D3Im2a2 (е2) включает флишоидпыс глинисто-кремнисто-
известковистые породы с повышенной концентрацией пирита, пирротина,
сфалерита и галенита, достигающими промышленных концентраций.
Мощность 3—7 м.
Горизонт D3fm2a3 (е3)—это серые, зеленовато-серыс кремнистые,
часто хлоритсодержащие известняки с невыдержанными прослоями
гематит-магнетитовых и ферростильпномелаповых руд на Южном Кара-
жале. Мощность 5—9 м.
Горизонт D3fm2a4 (е4) состоит из темно-серых флишоидных глинисто-
кремнисто-карбонатных пород с карбонатными конкрециями. Для гори-
зонта характерны пиритовые ритмиты и сопутствующие им свинцово-цнн-
ковое и пирротиновое оруденение, которое на Южном и Восточном
Каражале достигает промышленных значений. Мощность 8—10 м.
Пачка красноцветная D3fm2b (е5—eis). Горизонт D3fm2b( (е5—е7)
представлен чередованием кремнисто-карбонатных пород, хлоритсодер-
жащих глинистых известняков с маломощными прослоями железистых
яшм, железных и марганцевых руд.
Горизонт D3fm2b2 (е8) характеризуется наличием фтанитов и углеро-
дисто-кремнистых известняков с уплощенными кремнистыми конкреция-
ми и вкрапленностью галенита и сфалерита. Мощность 10—22 м. ,
Горизонт D3fm2b3 (е9—eis) включает основные запасы железных и
марганцевых руд, отличаясь ярко-красной окраской и своеобразным
текстурным рисунком пород с нарушенной слоистостью. Железные и
марганцевые руды тесно ассоциируют с красноцветными железистыми
известняками, кремнисто-карбонатными породами и яшмами. Туфоген-
ные образования присутствуют в подчиненном количестве и относятся к
пепловым разностям. Известняки состоят из кальцита, часто марганцо-
вистого кварца, гематита, магнетита, небольшого количества окислов
марганца (браунита, гаусманита). Отмечаются также глинистые мине-
171
ралы, хлорит, редко слюда, альбит, актинолит и незначительная алеври-
товая примесь. Они обладают текстурами с горизонтальной (или пра-
вильной) и нарушенной слоистостью. Известняки представляют собой
ритмичное чередование тонких (до 1 мм) желсзисто-карбонатных, гли-
нисто-железисто-карбонатных слойков сургучно-красного и темно-виш-
невого цвета с более светлыми, менее оруденелыми карбонатными или
кремнисто-карбонатными, мощностью от 2—3 до 10 мм и более.
Карбопатпо-крсмнистые породы отличаются от известняков лишь
преобладанием кварца над остальными компонентами.
Яшмы на Каражале имеют слоистую или массивную текстуру, со-
стоят из кварца, гематита и кальцита. Иногда в яшмах отмечаются
чешуйки слюд, хлорит, барит. Этот горизонт испытывает заметные изме-
нения по простиранию. С запада на восток уменьшается концентрация
рудных компонентов и кремнезема и соответственно увеличивается роль
карбоната кальция п относительное обогащение марганцем. При прибли-
жении к рудному телу и непосредственно в нем из нерудных прослоев
увеличивается количество карбонатно-кремнистых пород и яшм. Мощ-
ность горизонта колеблется от 35 до 120 м, возрастая по падению.
Турнейский ярус нижнего карбона C|tj. Темно-серая пачка Cjti со-
стоит из горизонта Citiat (ei6) кремнистых, глинистых, хлоритсодержа-
щих известняков с прослоями кремнистых пород и сергщитизированных
туффитов (25—30 м) и горизонта Citia2 (горизонт углистых известня-
ков), представленного темно-серым карбонатным флишем с карбонатны-
ми концентрациями в основании мощностью от 50 м в центре рудного
поля до 300 м па флангах.
Структура рудного поля относительно проста и типична для место-
рождений стратиформного типа. Располагается оно на северном крыле
Жаильминского синклинория, вытянутого в субширотном направлении
и погружающегося на юг под углом 40—50°. Оно осложнено дополни-
тельной складчатостью и разрывными нарушениями. В пределах рудного
поля выделяются следующие складки второго порядка: «моноклиналь-
ное крыло», террасоподобная площадка, Северная синклиналь, Цент-
ральная антиклиналь, Восточно-Каражальская синклиналь, Восточно-
Каражальская брахиантиклиналь и Южно-Каражальская антиклиналь.
Эти складки, в свою очередь, сложены складками более высоких поряд-
ков. Пликативные деформации выражены разнообразными по форме и
размерам складками, не превышающими первые сотни метров (150—
800 м) в поперечнике, часто усложненными гофрировкой. Многие склад-
ки пережаты и опрокинуты. Из разрывных нарушений выделяются попе-
речные и продольные (относительно простирания) сбросы и взбросы с
амплитудой в несколько десятков метров.
Каражальское рудное поле включает несколько рудных залежей,
расположенных с запада на восток: Западно-Каражальскую, Северо-Ка-
ражальскую, Восточно-Каражальскую, Южно-Каражальскую и Дальне-
восточную, соответствующих одноименным месторождениям. Они протя-
гиваются на 18—20 км. Руды железа и марганца залегают несколькими
горизонтами в верхнем фамене стратиграфически выше туфолавовых
образований. Рудные тела имеют липзо- и пластообразную форму и мощ-
ность от нескольких до десятков метров, синхронны с вмещающими поро-
дами и участвуют во всех типах складчатых структур, состоят из серии
чередующихся рудных и минерализованных в какой-то мере породных
прослоев. Промышленными являются руды, приуроченные к горизонту
D3fm2b3. Самой крупной является залежь Западного Каражала, на долю
которой приходится около 90% запасов руд. Она располагается на рас-
стоянии от 1 до 5 км к востоку от максимального проявления базальтоид-
ного вулканизма, приурочена к террасоподобной площадке, вытянута на-
172
5,5 км в субширотном направлении, согласно общей структуре место-
рождения, с небольшим склонением на юго-запад (10—15°). На поверх-
ности была обнажена восточная часть рудного тела на протяжении
1,5 км, которая сейчас до глубины 200 м выработана карьером. Падение
на юг под углом 40—45°. Мощность, увеличиваясь в центральной и за-
падной частях, достигает 50—60 м, в среднем составляет 20—30 м.
Залежь состоит из серии выклинивающихся гематитовых, магнетитовых
или смешанных гематит-магпетитовых слоев и линз, разделенных яшма-
ми, карбонатно-кремнистыми породами и туффнтами, в разной степени
обогащенными железом и марганцем. Марганцевые руды окаймляют
железорудную залежь с юга, а также развиты на ее выклинивании.
Мощность марганцевых руд на юго-западе более 10 м. Руды сложены
браунитом, гаусманитом, на некоторых участках встречается як'обсит, си-
ликаты и карбонаты марганца. Основные запасы марганца, так же как
и железа, сосредоточены на западном Каражале.
В несколько раз меньше восточнокаражальское рудное тело, лока-
лизованное в одноименной синклинали и брахиантиклинали (северное
крыло). Оно состоит из двух пластов марганцевых руд и одного железо-
рудного, залегающего между ними, общей мощностью около 5 м. Рудное
тело протягивается по латерали на 2,5 км, по падению — до 450 м. Руды
переслаиваются с тонкослоистыми кремнисто-карбонатными породами
и яшмами. По простиранию и падению они переходят в железо-марганце-
вые руды, которые сменяются существенно карбонатными породами. Мар-
ганцевые руды сложены браунитом, гаусманитом и марганцовистым
кальцитом (на востоке), железные — в основном гематитом.
Примерно такие же размеры имеет и Дальневосточная залежь, рас-
положенная к востоку от Восточного Каражала, Она представлена в
основном карбонатными марганцевыми рудами, залегающими в основа-
нии D3fm2b3. На Северном Каражале в Северной синклинали марганце-
вые руды образуют два невыдержанных и маломощных (не превышаю-
щих 10 м) пласта, один из которых приурочен к горизонту Dsfmgbi, дру-
гой — к D3fm2b3. На Южном Каражале рудная залежь контролируется
одноименной антиклиналью. Руды хлорит-магнетитового состава лока-
лизованы в горизонтах D3fm2a3 и D3fm2bi. Здесь же относительно широко
развита свинцово-цинковая минерализация (горизонты D3fm2a2, D3fm2a4,
D3fm2b2).
Кроме описанных встречаются маломощные пластообразные рудные
тела в породах, подстилающих и перекрывающих основной рудный гори-
зонт D3fm2b3, а также между основными рудными залежами. На запад-
ном фланге Каражальского рудного поля среди известняков, чередую-
щихся с палеобазальтами, встречаются железистые яшмы и бедные ге-
матит-магнетитовые руды, слагающие Дальнезападное рудопроявление.
На месторождении Каражал встречаются железные, марганцевые,
железо-марганцевые и свинцово-цинковые руды. Железные руды пред-
ставлены окисными (гематитовыми и магнетитовыми), карбонатными
(сидеритовыми) и окисленными разностями. Наиболее широко развиты
гематитовые руды. Они распространены по всему месторождению. В их
состав входят гематит (основной минерал), кварц, кальцит, магнетит,
редко сидерит, мушкетовит. Магнетитовые руды слагают в основном
западную и центральную части Западно-Каражальской залежи, а также
маломощные тела в горизонте D3fm2bi. В них всегда присутствуют кроме
магнетита кварц, кальцит, гематит, часто сидерит, железистый хлорит,
пирит, а из редких минералов — ферростильпномелан, барит, марказит,
арсенопирит, халькопирит. Сидеритовые руды встречены на западе Кара-
жала, где мощность их достигает 2,5 м. Кроме того, сидерит является час-
тым спутником магнетитовых руд. Окисленные руды (мартитовые и гид-
173
роокисные) встречаются в зоне окисления на глубинах до 100м. По дан-
ным АГРЭ, среднее содержание железа в рудах по Западному Каражалу
составляет 55,6%, по Восточному — 51%, кремнезема— 12%. Из сопут-
ствующих компонентов наиболее часто встречаются цинк, германий и
свинец. Руды практически лишены титана и фосфора.
Марганцевые руды присутствуют в подчиненном количестве. Наи-
большим распространением пользуются окисные. Браунито-
вые разности встречаются на всех участках месторождения. Гаусманито-
вые руды количественно уступают браунитовым, развиты в основном в
западной части месторождения. Якобсит имеет второстепенное значение,
отмечается на западе Западного Каражала. В составе окисных руд
присутствуют также кварц, кальцит, глинистые минералы, родохрозит,
манганокальцит, родонит, редко тефроит, фриделит, куммингтонит, эпи-
дот, гранат. Карбонатные марганцевые руды развиты на месторождении
Дальневосточном и в небольших количествах на Западном Каражале.
В их состав входят манганокальцит, марганцовистый кальцит, кварц, в
небольших количествах — родохрозит, родонит, глинистые минералы,
браунит и редкие силикаты марганца, из которых чаше всего встречают-
ся эпидот, меньше гранат, хлорит, фриделит, тефроит. Окисленные мар-
ганцевые руды широко развиты в зоне выветривания. Кроме псиломела-
на и пиролюзита они содержат вернадит и реликты первичных минера-
лов. Окисленные руды отличаются наиболее высоким содержанием
марганца. Среднее содержание марганца в них 31,9, железа 4,8, кремне-
зема 15,7, фосфора 0,008% (по данным АГРЭ). В марганцевых рудах
присутствуют свинец (до 1%, среднее 0,02%), цинк (до 0,5%, среднее-
0,004%), медь (до 0,02%, среднее 0,0015%), никель (до 0,07%, среднее
0,0013%). Железо-марганцевые руды залегают в висячем и лежачем бо-
ках и на выклинивании основных залежей. Они представлены маломощ-
ными прослоями и линзами окислов железа и марганца среди красно-
цветных кремнисто-карбонатных образований. Для руд характерны мас-
сивные и слоистые текстуры, в том числе чрезвычайно тонкослоистые,
ритмично-слоистые, горизонтальнослоистые и текстуры с нарушенной
слоистостью. Редко встречаются колломорфная, конкреционная, почко-
видная, оолитовая и органогенная. Наблюдается смена по простиранию
и падению, а также чередование прослоев руд, имеющих различный
текстурный рисунок. Из структур наиболее распространены кристалли-
ческизернистыс (в основном тонкозернистые), метазернистые, реже кол-
лоидные и коррозионные.
Руды ассоциируют с тонкослоистыми красноцветными карбонатно-
кремнистыми породами и яшмами, лишенными терригенной примеси.
Переход руд к вметающим породам как по вертикали, так и по латерали
постепенный. Характерны тесная связь и взаимозависимость между
рудными компонентами и кремнеземом. Чем богаче руды, тем они более
кремнисты и менее карбонатны.
Свипцово-ципковое оруденение проявлено слабо. Оно установлено
на Западном, Восточном и Южном Каражале в отложениях горизонтов
D3fm2a2, D3fm2a4 и D3fm2b2. Руды встречаются в виде небольших линзооб-
разных тел мощностью не более 3—7 м и представлены сульфидными
разностями. Сульфиды образуют прослои толщиной в несколько санти-
метров, включения и прожилки в yi лпсто-глинисто-кремнисто-карбопат-
ных породах. Руды тонкозернистые, галенит-сфалеритовые с пиритом,
мельниковит-ппритом, кварцем, глинистыми минералами. Редко в пих
встречаются халькопирит, марказит, барит, арсенопирит, пирротин,
блеклые руды.
На Каражальском рудном поле выделяются три типа зональности:
региональная, промежуточная и локальная (Рожнов, и др., 1976; Бонда-
174
ренко, 1978). К первой, выдержанной в пределах всей Жаильминской
мульды, относится вертикальная, которая выражена сменой по разрезу
закисных фаций окисными. Промежуточная зональность (зональность
рудных полей) обусловлена сменой элементов при переходе от одного
рудного тела к другому. С запада на восток отмечается нарастание коэф-
фициента Mn/Fe, на Западном — 1/6,7, Восточном — 1/1,7 и на Дальне-
Рис. 61. Разрез по линии I—I месторождения Каражал (составлен В. И. Кавуном}:
у диабазовые порфириты; 2—аргиллиты темпо-серые; 3— кремнистые известняки и
карбонатно-кремнистые породы; 4 — глпнисто-карбопатио-кремнистые породы; 5 — крем-
нистые, углеродисто-кремнистые известняки и карбонатно-кремнистые породы с про-
слоями аргиллитов и туффитов; 6 — кремнистые известняки фиолетово-серые, зеленова-
то-ссрые с кремнистыми стяжениями («желваковистые» известняки): 7— углеродисто-
кремнистые известняки с прослоями аргиллитов, в низах с карбонатными стяжениями;
8— кремнистые известняки, карбонатно-кремнистые породы с хлоритом и прослоями
туффитов горизонтально-слоистой и конгломератовпдиой текстуры; 9 — марганцевая
руда; 10— железная руда (а — гематитовая, б — магнетитовая); // — марганцовисто-
железистые известняки с горизонтальной и нарушенной слоистостью; 12 — железистая
яшма D3fm2b; 13 — углеродисто-кремнистые известняки, фтаниты с кремнистыми стяже-
ниями, прослоями аргиллитов со слабой свинцово-цинковой минерализацией Dsfir^a;
14 — углеродисто-кремнистый известняк с хлоритом; 15 — углеродистый известняк с
кальцитовыми стяжениями и слабой свинцово-цинковой минерализацией; 16 — углеро-
дистый известняк D3fnii; 17— железистость (а), маргаицовистость (б), кремнистость
(б), сфалерит (г), галенит (б), хлорит (е); 18— линии разрывных нарушений
восточном — 1/0. Самое большое количество железа и марганца находит-
ся на западе Каражальского рудного поля. Локальная зональность хо-
рошо видна в Западнокаражальской залежи. Здесь устанавливаются
следующие минералогические зоны: хлорит-сидерит-магнетитовая, магне-
тит-гематитовая и гематитовая (рис. 61). Марганцевые руды окаймляют
железорудное тело с востока и юга.
Изучение химического состава рудоносных отложений позволило
выявить закономерности в распределении отдельных компонентов в них.
175-
1.	Железо и марганец находятся в соизмеримых количествах. Руды
марганца сопровождают железные, но наиболее высокие концентрации
марганца сдвинуты относительно максимумов железа.
2.	Кремнезем тесно ассоциирует с рудами железа и марганца.
3.	Глинозем в образованиях фамена содержится в небольших коли-
чествах. Взаимосвязи его с рудными компонентами не наблюдается.
4.	Титан и фосфор концентрируются на уровне или ниже кларка.
Устанавливается прямая связь между TiO2 и А12О3 и обратная с рудными
компонентами.
5.	Из сопутствующих компонентов в марганцевых рудах присутст-
вуют цинк и свинец, в железных — цинк, свинец и германий.
Главным в распределении свинца и цинка является закономерное
положение их в пачке, подстилающей промышленные концентрации же-
леза и марганца.
Наблюдаемые закономерности обусловлены, по-видимому, влиянием
базальтоидного вулканизма. Состав эманаций и физико-химические
условия среды осадконакопления определили состав рудных и нерудных
образований.
На Каражальском рудном поле выделяются четыре этапа образова-
ния и преобразования пород и руд: седиментационный, метаморфический,
гидротермальный и гипергенный. Руды железа, марганца и вмещающие
породы были сформированы в седиментационном этапе. Преобразования,
связанные с другими этапами, практически не привели к перемещению
рудных моласс и выразились в основном в перекристаллизации и неко-
тором изменении минерального состава.
В заключение необходимо отметить следующее. В районе Кара-
жальского рудного поля в верхнедевонское и нижнекарбоновое время
в относительно глубоководных условиях происходило формирование вул-
каногенно-осадочного комплекса, состоящего из лав и туфов основного
состава, красноцветных известняков, яшм, кремнисто-карбонатных по-
род, руд железа, марганца, свинца и цинка. Главной рудообразующей
эпохой был верхний фамен. Основные запасы железных и марганцевых
руд приурочены к горизонту D3fm2b3. В подстилающих образованиях с
небольшими скоплениями железа и марганца закономерно присутст-
вуют свинец и цинк. Главная масса руд отлагалась в районе максималь-
ного проявления вулканизма. Руды железа и марганца тесно ассоции-
руют с морскими тонкослоистыми красноцветными карбонатно-кремнис-
тыми породами и яшмами, а свинцово-цинковые — с фтанитами. Для
красноцветных образований, являющихся своего рода индикаторами
железо-марганцевых залежей, типичны своеобразные текстуры с нару-
шенной слоистостью.
В свете установленных особенностей и закономерностей Каражал
может являться примером формирования рудных залежей при вулкано-
генно-осадочном процессе.
Ушкатынское рудное поле
Комплексные железо-марганцевые и полиметаллические месторож-
дения и рудопроявления Ушкатынского рудного поля: Ушкатын I, Уш-
катын II, Ушкатын III, Южный Ушкатын, Карасай, Южно-Акбастау-
ское, Западно-Ушкатынское, Ушкатын IV, Перстневское, Пляжное и ряд
точек минерализации — типичные представители стратиформных место-
рождений атасуйского типа. Они находятся в северо-западной части
Джезказганской области.
В настоящее время детально разведано месторождение Ушкатын I.
Все перечисленные месторождения и рудопроявления концентрируются
176
Рис. 62. Геологическая схема Ушкатыиского рудного поля:
/ — горизонт C|tia2; 2 — горизонт 3—пачка красноцветных известняков (D3fmb);
4 — пачка сероцветных известняков (D3fгп2а); 5 — горизонт D3fmib+c; 6 — горизонты
DsfaliCj-t; 7 — пачка ритмично-слоистых пород — нижний горизонт пачки флишоидных
пород (D3fm|b+c); 8 — пачка невыдержаннослоистых пород (D3fm,a); 9 — дайринская
свита (D3dr); 10 — живетский — франский ярусы нерасчлененные (D2qv—D3fr); 11—
гранит-порфиры; 12 — габбро-диабазы; 13— руды: а — железо-марганцевые, б —поли-
металлические; 14 — геологические границы: а — достоверные, в — предполагаемые, с —
литологические; 15 — разломы; 16—месторождения и рудопроявления: 1—Ушкатын
III, 2— Ушкатын I, 3 — Ушкатын II, 4 — Пляжное, 5 — Южный Ушкатын, 6 — Перст -
невское, 7 — Южно-Акбастауское, 8 — Западпо-Ушкатынское
на площади около 30 км2, образуя единое Ушкатынское рудное поле
(рис. 62).
В геологическом строении Ушкатыиского рудного поля принимают
участие континентальная вулканогенно-терригенная формация средне-
го— верхнего девона и вулканогенно-кремнисто-карбонатная форма-
ция верхнего девона — нижнего карбона. Они образуют единый склад-
12-210
177
чатый комплекс, перекрытый чехлом рыхлых песчано-глинистых обра-
зований кайнозоя.
Отложения фаменского яруса D3fm являются рудовмещающими,
представлены терригенно-карбонатным флишоидным типом разреза и
расчленены до подъярусов, а по литологическим особенностям — на пач-
ки и горизонты.
Нижнефаменский подъярус. Пачка невыдержаннослоистая D3fmia,
включает горизонт D3fmiai, представленный серыми известняками неяс-
нослоистой и волнисто-слоистой текстуры, которые по простиранию
фациально замещаются вишневыми полимиктовыми песчаниками и
алевролитами (мощность до 100 м), горизонт D3fmia2*, сложенный
органогенно-детритовыми известняками (ракушники) и известняковы-
ми седиментными брекчиями (20—70 м), и горизонт D3fm.a3-5, включаю-
щий глинисто-карбонатные породы иевыдержанпослоистой и тонкой
линзовидной текстуры, темно-серой до черной окраски (до 120 м).
Пачка ритмично-слоистая D3Imib, сложена ритмично чередующими-
ся массивными глинисто-кремнисто-известняковыми породами (10—
50 см), ленточно-слоистыми углисто-глинисто-кремнистыми известняко-
выми породами (10—50 см) и ленточно-слоистыми углисто-глинисто-
кремнистыми ритмитами (1—5, реже 20 см). Встречаются единичные
тонкие прослойки разложенных алевролитовых аповитрокластических
туфов (до 2—3 см).
Пачка флишоидная D3fmiC. Горизонт DsfnhCj состоит из темно-се-
рых глинисто-кремнисто-известковых пород флишоидного строения
Мощность ритмов колеблется от первых десятков сантиметров до 1,5—
2 м. К верхней части ритмов иногда приурочено полиметаллическое
оруденение (рудопроявление Южно-Акбастауское). Мощность горизонта
50—70 м.
Горизонт D3fmiC2 сложен черными карбонатно-калишпатово-крем-
нистыми породами массивной текстуры. Мощность 10—12 м. Горизонт
D3fni|C3 идентичен D3fmiCi. Мощность 8—9 м.
Горизонт D3fm!C4 представлен серыми, иногда пестроокрашенными
глинисто-кремнисто-карбонатными породами тонкослоистой, неравномер-
нослоистой и волнисто-слоистой текстуры. Он отличается повышенным
содержанием железа и марганца. На рудопроявлениях Южно-Акбас-
тауское, Южный Ушкатын, Перстневское он вмещает прослои и линзы
бедных железных руд. Мощность 55 м.
Горизонт D3fniiC5 сложен темно-серыми глинисто-известковыми по-
родами. По строению он аналогичен горизонту ПзТгщсь но отличается
более грубыми ритмами. На многих участках в этом горизонте отмечает-
ся галенит-сфалеритовая минерализация, а на месторождении Ушка-
тын I сосредоточены богатые медно-свинцовые руды. Часто встречаются
тонкие прослойки темно-серых туфов и туфопелитов и пирит-кремнисто-
кальцитовых ритмитов, а на месторождении Ушкатын I часты линзы ро-
зово-красных кварц-калишпатовых порфиров. Мощность горизонта ко-
леблется от 30 до 85 м. Суммарная мощность флишоидной пачки изме-
няется в пределах 150—230 м, а всего нижиефаменского подъяруса для
карбонатного типа разреза составляет 350 м и для терригенного типа
разреза превышает 780 м.
Верхнефаменский подъярус. Пачка сероцветная Пзйтца. Горизонт
Dsfrnzaj в нижней части сложен серыми органогенно-детритовыми и
микрозернистыми кремнистыми известняками, а в верхней части — свет-
ло-серыми узловато-слоистыми. На месторождениях Ушкатын I и II гори-
* Индексация горизонтов в единой стратиграфической схеме для всего Атасуй-
ского района, разработанной Е. И. Бузмаковым, В. И. Щибрик в 1973 г.
178
зонт включает пласты железо-марганцевых руд. В нижней части горизон-
та на месторождении Ушкатын I среди углистых глинисто-кремнисто-кар-
бонатных пелитов присутствует рассеянная вкрапленность галенита.
Мощность 35 м.
Горизонт D3fm2a2 представлен серыми и темно-серыми глинисто-
крсмнисто-известковыми породами. Слоистость неравномерная, ритмич-
ная. Мощность 6 м. Горизонт D3fm2a3 по составу и строению не отличает-
ся от горизонта D3fm2ai, мощность 6 м. Горизонт D3fm2a4 сложен серыми
кремнистыми органогенно-детритовыми известняками с линзами и кон-
крециями темно-серых кремней. На месторождении Ушкатын I в горизон-
те отчетливо проявлена флишоидная ритмичность и присутствуют пирит-
кремнисто-кальцитовые ритмиты и полиметаллическое оруденение. Мощ-
ность 7 м.
Пачка красноцветная D3fm2b. Горизонт D3fm2b! представлен пере-
слаивающимися серыми массивами органогенно-детритовыми известня-
ками и узловатыми кремнистыми известняками красной, розовой, зелено-
вато-розовой и светло-серой окраски. В последних отмечаются линзы чер-
ных и реже зеленых кремней мощностью от первых сантимертов до 3—5 м.
Встречаются также редкие линзы и прослои алевролитов, песчаников
и известковых седиментных брекчий. На месторождении Ушкатын III
горизонт вмещает шесть пластов промышленных железо-марганцевых
руд. Мощность 50 м.
Горизонт D3fm2b2 представлен массивными и узловатыми кремнисты-
ми известняками светло-серой и зеленовато-розовой окраски. Мощность
26 м. Горизонт D3fm2b3 по составу и внутреннему строению аналогичен
горизонту D3fm2b!. На месторождении Ушкатын III в западном крыле
синклинальной складки в нем восемь пластов железо-марганцевых руд.
В восточном крыле пласты железо-марганцевых руд замещаются красно-
цветными узловатыми известняками с прослоями бедных гематитовых
руд и известняковыми брекчиями. Мощность горизонта 55 м, пачки
красноцветных известняков 130 м и верхнсфаменского подъяруса 175—
200 м.
Турнейский ярус представлен только нижним подъярусом. Нижне-
турнейский подъярус. Горизонт Qtiai сложен серыми и светло-серыми
кремнистыми известняками. Мощность до 120 м. Горизонт Citia2 имеет
карбонатный состав и флишоидное строение. Мощность горизонта более
100 м.
В пределах Ушкатынского рудного поля интрузивные породы
распространены весьма ограниченно. В' 300 м к северо-востоку от место-
рождения Ушкатын II расположен небольшой интрузив (0,4 км2)’
гранит-порфиров, прорывающий отложения живет-франского возраста.
В юго-западной части рудного поля среди карбонатных отложений фаме-
на вскрыты габбро-диабазы. По аналогии с соседними площадями воз-
раст интрузий датируется как посленижнекарбоновый. На месторожде-:
нии Ушкатын III в разрезе пачки красноцветных известняков встречены
тела зеленых миндалекаменных спилитов и фельзнт-порфиров. Мощность
тел измеряется первыми метрами.
Ушкатыиское рудное поле расположено в северном борту Жаильмин-
ской грабен-синклинали и приурочено к северному замыканию Караой-
Ушкатыиской синклинальной складки (структуры второго порядка),
сложенной складчатостью более высокого порядка. Оси складок имеют
субмеридиональное простирание. Крылья складок, как правило, имеют
крутое падение — от 85—90 до 60—50° и в редких случаях до 40°. Склад-
чатые структуры осложнены многочисленными разрывными нарушения-
ми, наиболее крупное из которых — Ушкатыиский взброс — протягива-
ется с юго-востока на северо-запад в северо-восточной части площади.
179
Рис. 63. Геологические разрезы: а — месторождение Ушкатын III, б — месторождение
Ушкатын I:
1	— пачка красноцветных известняков (Dsfnisb); 2— горизонты флишондных глинисто-
кремнисто-карбонатных пород темно-серой и черной окраски; 3 — свинцовые, барит-свин-
цовые и свинцово-цинковые руды; 4 — горизонты железных, железо-марганцевых руд:
а — окисленных, б — первичных; 5 — карбонатный флишоидный горизонт с линзами и
Железо-марганцевое и полиметаллическое оруденение Ушкатынско-
го рудного поля встречается на разных стратиграфических уровнях.
Однако промышленные концентрации железных и марганцевых руд уста-
новлены только в пачке D3fm2b (месторождение Ушкатын III), а поли-
металлических руд — в горизонте D3fmiC5, в сероцветной пачке на место-
рождении Ушкатын I и в красноцветной пачке на месторождении Ушка-
тын III. Бедные железо-марганцевые (якобсит-гематитовые) руды сла-
гают горизонт D3fm2ai (месторождения Ушкатын I и II).
Месторождение Ушкатын III приурочено к узкой глубокой синкли-
нальной складке субмеридионального простирания длиной более 2 км,
шириной от 100 до 500 м при глубине 800—1000 м. Углы падения крыль-
ев рудоконтролирующей синклинали крутые (70—90°). Западное крыло
имеет нормальное падение на восток, а восточное крыло в верхней части
опрокинуто на запад. Складка осложнена разрывными нарушениями.
Железо-марганцевое оруденение представлено 14 пластами, которые
локализуются в красноцветной пачке. По простиранию они прослежены
на 1300 м, а по падению — на 600 м и имеют мощность от 1—2 до 9—
180
прослоями туфов кислого состава, седиментационных туфобрекчий, алевролитов и песча-
ников; 6 — дайринская свита (D3dr): вишнево-красные алевролиты и песчаники с линза-
ми вулканогенных пород; 7 — мезозой-кайнозойские отложения
11	м. Пласты характеризуются переслаиванием оруденелых красноцвет-
ных известняков, яшм (в небольшом количестве) с рудами браунитового,
гаусманитового, якобситового и гематитового состава.
В зоне выветривания марганцевые руды сложены псиломеланом и
пиролюзитом. Содержание марганца колеблется от 15 до 56%, а железа
в железных рудах — от 35 до 57%. С юга на север и по падению умень-
шается мощность марганцевых руд и содержание марганца.
Текстуры железо-марганцевых руд тонкослоистые, неравномерно-
слоистые и неяснослоистые. Прослои их всегда четко дифференцированы.
Полиметаллическое оруденение локализовано в восточном крыле
синклинали (рис. 63, а) в породах красноцветной пачки. Единичными
скважинами в западном крыле синклинали под железо-марганцевыми
рудами (горизонт ПзГгщсз) вскрыты полосчатые галенит-сфалерит-бари-
товые и сфалерит-пиритовые руды. По форме рудные тела являются
сложными линзами. По падению они прослежены единичными скважи-
нами до глубины 600 м.
Месторождение Ушкатын I приурочено к моноклинали северо-запад-
181
кого простирания, осложненной в центральной части небольшой флексу-
рой (рис. 63, б). Падение рудовмещающих толщ юго-западное (15—60°).
По простиранию моноклиналь пока прослежена на 600 м и по падению —
на 300—400 м.
Железо-марганцевое оруденение локализуется в горизонте D3fm2ai
и представлено двумя пластами мощностью 3—5 и 25—30 м. Нижний
маломощный пласт сложен слоистыми магнетит-гематитовыми рудами,
верхний в центральной и южной частях — тонкослоистыми якобсит-гема-
титовыми рудами, а в северной — неяспослоистыми гематитовыми. В зо-
не окисления наряду с гематитом широко развит мартит и псиломелан.
Полиметаллическое оруденение распространено на разных страти-
графических уровнях, но основное оруденение локализуется в горизон-
те DgfmiCs. Оно представлено свинцовыми, медно-свинцовыми и очень
редко цинково-свинцовыми рудами. В основании горизонта единичными
скважинами вскрыты медно-баритовые руды.
В итоге проведенных исследований устанавливается следующее:
1.	Стратиформные железо-марганцевые и полиметаллические место-
рождения Ушкатынского рудного поля приурочены к вулканогенно-крем-
нисто-карбонатной формации верхнего девона — нижнего карбона.
2.	Железо-марганцевое оруденение локализуется в пяти горизонтах,
сложенных узловато-слоистыми кремнисто-карбонатными породами фа-
менского яруса и чередующихся с горизонтами терригенно-карбонатных
пород флишоидного строения. Рудные пласты имеют согласное залегание
с вмещающими породами и совместно с ними участвуют в складчатости.
3.	Полиметаллическое оруденение наложено на темно-серые глинис-
то-кремнисто-карбонатные породы горизонтов с флишоидным строением,
а также на железо-марганцевые руды и узловатые кремнистые извест-
няки.
4.	Формирование месторождений происходило в три этапа. В пер-
вый, седиментный этап одновременно с терригенно-карбонатным осадко-
накоплением образовались руды марганца, железа, возможно, слабая
свинцовая минерализация. Во второй, гидротермально-метасоматический
этап формировались полиметаллические руды, а также происходил мета-
морфизм первичных руд железа и марганца. Экзогенными процессами
третьего этана затронута верхняя часть месторождения. В коре выветри-
вания одновременно с выщелачиванием карбонатов происходило окисле-
ние и преобразование браунит-гаусмапитовых руд в пиролюзит-псиломе-
лановые, а галенитовых — в пиролюзит-церусситовые.
Кварц-гематит-манганокальцит-манганит-браунитовый тип
Месторождение Каратас
Месторождение расположено северо-западнее г. Джезказган. В ис-
следовании и разведке месторождения принимали участие И. С. Яговкин,
К- И. Сатпаев, Н. П. Воронов, Ф. В. Чухров, Е. А. Немов, Н. Д. Михай-
лова и др.
Район месторождения структурно входит в область сопряжения Ша-
гырлинского и Каракенгирского прогибов герцинского возраста, нало-
женных на каледонские структуры Улутауской зоны.
Месторождение прурочено к западному крылу Акжальской синкли-
нали, сложенной породами красноцветной аркозово-конгломератовой
толщи и известняками верхнего девона и нижнего карбона. Складка по-
логая, симметричная. Азимут падения пород на участке месторождения
65—70°, углы падения от 12 до 25°, редко 45° и более. Отмечаются отдель-
ные небольшие вторичные складки. Структура в южной части осложнена
182
дизъюнктивными нарушениями в виде сбросов меридионального прости-
рания. Оруденение локализовано в терригенно-карбонатных и карбонат-
но-кремнистых породах фаменского яруса верхнего девона.
На конгломератах и аркозовых песчаниках красноцветной толщи
жаксыконской серии среднего — верхнего девона залегают:
1.	Красноцветные кремнисто-алевролито-глинистые породы фаменского яруса.
С ними связаны невыдержанные и быстро выклинивающиеся по простиранию и падению
скопления и конкреции марганцевых руд	.........................60 м.
2.	Известняки серые, комковатые, пелитоморфные, с прослоями массивных толсто-
плитчатых известняков................................................60 м.
3.	Алевролито-глинистые породы с тонкими прослойками пепловых туфов, сланцы,
кварциты с пластами марганцевых и железных руд в нижней части и с пластами желе-
зистых яшмокварцитов в верхней части ...... 30—40 м.
4.	Аргиллиты с прослоями сероцветных и красноцветных слабо кремнистых извест-
няков волнисто-слоистой текстуры, пигментированных гидроокислами железа, с при-
месью туфогенного материала..........................................100 м.
5.	Серые и темно-серые органогенные известняки ....	72—80 м.
Многочисленные фаунистические остатки в них характерны для сульцпферовых слоев
фаменского яруса (рис. 64).
Рис. 64. Геологический разрез по месторождению Каратас:
1 — марганцевая руда; 2 — железная руда; 3— конкреционная марганцевая руда; 4 —
известняки; 5 — известняковые алевролиты; 6 — песчано-алевролитовые породы; 7 —
почвенный слой
Выше по разрезу залегают черные крепкие и плотные известняки
мощностью 700—800 м, относимые к нижнетурнейскому подъярусу ниж-
него карбона.
Мощность коры выветривания на породах палеозоя колеблется от
нескольких до 60 м.
На месторождении выявлено два рудоносных горизонта, сложенных
алевролитами, глинистыми породами белого, желтого, красного цвета
с прослоями аркозовых песчаников, глинисто-кремнистых сланцев, сили-
цитов и известняков. В нижнем рудоносном горизонте (мощность 50—
60 м) установлены выдержанные по простиранию и падению маломощ-
ные (0,1—0,08 м) линзовидные тела, скопления и конкреции марганце-
вых руд. В верхней части этого горизонта залегает прослой бурых желез-
няков мощностью 0,4—0,7 м. В верхнем рудоносном горизонте (мощность
80 м) прослежено четыре пласта марганцевых и железных руд мощ-
183
ностью 0,1—0,7 м. Верхний прослежен по простиранию на 2,5 км, по па-
дению — на 180 м. Марганцевые руды псиломелан-браунитовые, плотные,
кусковатые (конкреционные). Псиломелан слагает до 80—90% всей руд-
ной массы, имеет колломорфное строение, обычно цементирует зерна не-
рудных минералов. Пиролюзит встречается, в виде редких мелких зерен
среди псиломелана и тонких прожилков и каемок (0,01—0,2 мм) вокруг
зерен нерудных минералов (кварца), на границе их с вернадитом. Брау-
нит присутствует в псиломелане или развивается по пиролюзиту, иногда
почти полностью замещая последний. Вернадит находится в мелких ячей-
ках выщелачивания среди псиломелана или в секущих его прожилках.
Структура руды цементная, колломорфная, ячеистая, при наличии брау-
нита зернистая. Содержание марганца в псиломелан-браунитовых рудах
колеблется от 17 до 47%, железа — от 0,2 до 13%. Для марганцевых руд
характерно повышенное содержание бария, свинца, кобальта. Запасы
марганцевых руд месторождения Каратас оцениваются по категории
С1+С2 в 180 тыс. Железные руды на месторождении представлены мелко-
зернистыми аркозовыми алевропесчаниками, сцементированными чешуй-
чатым гематитом. Наиболее обогащенными являются прослои песчаников
среди красноцветных известняков в кровле марганцеворудных пластов.
Содержание железа в них составляет 20—53%, марганца — 2—4%.
Первые исследователи месторождения Каратас И. С. Яговкин,
К- И. Сатпаев, Н. П. Воронов относили его к гидротермальному, а
Е. А. Немов — к осадочному типу. Результаты исследований, проведен-
ных позднее, позволили обосновать гидротермально-осадочное происхож-
дение руд этого месторождения (Т. Г. Каймирасова, 1971 г.). Основа-
нием послужили следующие характерные признаки: 1) приуроченность
оруденения к стратифицированным морским кремнисто-карбопатным
отложениям фаменского яруса; 2) пластовый характер залежей; 3) тес-
ная пространственная связь марганцевого и железного оруденения;
4) одинаковые структурно-текстурные особенности руд и вмещающих по-
род; 5) наличие во вмещающих породах кремнистых известняков комко-
ватого сложения, железистых яшмокварцитов, туфогенных аргиллитов,
тонких прослоев силицитов, пепловых туфов и туффитов; 6) перекрытие
рудного горизонта красноцветными волнисто-слоистыми известняками,
типичными для Атасуйских месторождений.
Палеогеографические условия образования рудовмещающих толщ
и самих руд следующие. В фаменское время Улутауская зона поднятий
и Сарысу-Тенизский водораздел, на стыке которых расположено место-
рождение, представляли собой единый морской бассейн с небольшими
островными поднятиями. Таким поднятием к северо-западу от место-
рождения Каратас был современный Улутауский купол. Сносимый с су-
ши обломочный материал откладывался в прибрежной зоне моря, а мел-
кообломочный материал уносился несколько дальше и откладывался в
троговых прогибах совместно с органогенными и хемогенными осадками.
Наличие прослоев туффитов, пепловых туфов, туфогенных аргиллитов,
яшмокварцитов, силицитов в рудовмещающей толще позволяет предпо-
лагать участие в рудообразовании продуктов подводного вулканизма в
стадии эксгаляционно-фумарольной его деятельности.
Манганит-браунитовый тип (в ассоциации с барит-голландит-
коронадит-гаусм анит-гем атитовы м )
Джездииское рудное поле
Рудное поле включает месторождения Джезды, Промежуточное,
Найзатас, рудопроявления Надеждинское, Емельяновское, Баладжал.
Геология и генезис месторождений отражены в работах К. И. Сатпаева
184
(1935), А. Г. Бетехтина (1944), А. А. Максимова (1958), Н. И. Богданчи-
кова (1961). С начала 60-х годов в этом районе проводили работы кол-
лективы МГУ, ИГН АН КазССР, а также ИГЕМ АН СССР. В приводи-
мом кратком описании геологического строения месторождения Джезды
использованы материалы Т. Г. Каймирасовой, а также Р. Я. Ушакова,
В. В. Гурбы, О. А. Мазаровича, А. Б-. Веймарна, В. А. Голубовского,
Ю. А. Зайцева, В. В. Калинина.
Месторождения Джездинского рудного поля приурочены к Джездин-
ской антиклинали. В ее строении участвуют докембрийские породы, сред-
непалеозойские вулканогенно-осадочные толщи, которые перекрываются
мезокайнозойскими образованиями.
К докембрийским породам относятся гнейсы, амфиболиты, порфи-
роиды, сланцы бектурганской серии, которые выше через толщу зеленых
сланцев переходят в порфироиды кварц-дацитового базальтового соста-
ва, мраморы, кварциты аралбайской серии.
Выше залегает карсакпайская железорудная серия. Породы нижне-
го палеозоя здесь отсутствуют.
На докембрийских толщах залегают девонские отложения, которые
подразделяются на: 1) вулканогенную серию нижнего девона, 2) жаксы-
конскую серию среднего — верхнего девона (низы франского яруса),
3) красноцветную толщу девона (верхний фран — нижний фамен),
4) известняки (фамен).
Вулканогенная серия нижнего девона залегает с резким размывом
и несогласием на отложениях докембрия.
На ней, в свою очередь, с размывом и угловым несогласием залегают
образования жаксыконской серии. Нижняя часть серии сложена вулка-
ногенными породами: андезитовыми, андезито-дацитовыми порфиритами,
липаритовыми порфирами и туфами, туфоконгломератами, пестроцвет-
ными песчаниками, алевролитами и аргиллитами (кыштауская свита).
Верхняя часть представлена валунными и крупно-среднегалечными конг-
ломератами, гравелитами, песчаниками и алевролитами (аиртауская
свита).
На месторождении Джездинского рудного поля нижняя часть крас-
ноцветной толщи относится к джездинской свите, верхняя — к уйтасской.
В других районах вся толща известна как дайринская свита. Джездин-
скую свиту (песчано-конгломератовая пачка) слагают главным образом
глыбовые, валунчатые, крупногалечные конгломераты и гравелиты. Ме-
нее развиты разнозернистые песчаники и алевролиты. Породы окрашены
в красно-бурые тона. Конгломераты состоят из слабо- и среднеокатанных
обломков, представленных нижне- и среднедевонскими эффузивами кис-
лого состава, а также метаморфическими породами, гранитом. Лишь в
горах Кыштау (месторождение Жаксыкотр) В. А. Голубовский и др.
отмечают андезито-базальтовые и андезито-дацитовые порфириты и их
туфы. Мощность джездинской свиты у пос. Джезды 300 м.
Уйтасская свита (аркозовая пачка) в нижней части сложена розо-
выми аркозовыми песчаниками и маломощными линзами конгломератов.
Песчаники разнородны — от алевролитов до гальки. Обломки в основном
плохо окатаны, имеют неправильную остроугольную форму, представле-
ны кварцем, калишпатом, реже плагиоклазом, биотитом и различными
метаморфическими породами. Цемент песчаников кварц-серицитовый,
реже карбонатный и марганцеворудный. Марганцевый цемент поровый,
соприкосновения, базальный, разъедания и замещения. Структура песча-
ников псаммитовая, псаммо-псефитовая. Аркозовые песчаники в верхней
части разреза, а иногда и по латерали переходят в валунные и галечные
конгломераты. На месторождениях Джездинского рудного поля к осно-
ванию уйтасской свиты приурочены пластообразные залежи п жильные
185
тела марганцевых руд. В верхней части этой -свиты залегают красно-бу-
рые алевролиты, аргиллиты, мелкозернистые песчаники. Редко присутст-
вуют маломощные прослои мергелей и глинистых известняков. Мощность
свиты от десятков до 120 м. Отложения ее постепенно переходят в типич-
но морские осадки — мелкозернистые песчаники, аргиллиты, мергели и
известняки верхнего девопа -— нижнего карбона, которые перекрываются
мезокайнозойскими образованиями.
Магматические образования были выявлены на Улутауском массиве,
в горах Эскулы и на Карсакпайском поднятии. Магматические образова-
ния нижнего палеозоя в горах Улутау представлены преимущественно
ультраосновными и основными породами. В районе гор Эскулы они сфор-
мированы множеством даек и жил. Нижне-среднедевонские магматиче-
ские образования представлены в основном гранитами, меньше грано-
диоритами, диоритами, габбро и щелочными породами.
В структурном отношении месторождение входит в Кокчетав-Севе-
ро-Тянь-Шаньскую складчатую систему. Месторождения Джездинского
рудного поля приурочены к Джездинской антиклинали, осложняющей
юго-западное крыло Эскулинского купола. Обе названные структуры
являются вторичными по отношению к обширному среднепалеозойскому
шагырлинскому прогибу.
Месторождение Джезды располагается в юго-западном крыле Джез-
динской антиклинали, имеющей юго-западное простирание. Рудные зале-
жи, приуроченные к основанию уйтасской свиты, образуют пластообраз-
ное тело, вытянутое вдоль оси антиклинали на 5 км (рис. 65). Осевая
часть складки вместе с рудным телом осложняется зоной разломов. Наи-
более крупным разломом является Агадырский сброс. От него ответвля-
ется серия ступенчатых сбросов, разделяющих рудное тело на три блока:
юго-западный, центральный, северо-восточный. Агадырский сброс имеет
северо-западное направление, близкое к простиранию Джездинской анти-
клинали. Джездинский и Карсакпайский сброс, отстоящие друг от друга
на расстояние нескольких десятков метров, совпадают с простиранием
главных рудных залежей месторождения. По линии этих сбросов отме-
чаются пострудные смещения блоков и заключенных в них рудных за-
лежей.
Юго-западный блок приподнят относительно двух других блоков.
Здесь руда налегает непосредственно на граниты. Рудное тело имеет
юго-восточное падение под углами 8—10° и прослеживается на расстоя-
ние 200 м. В юге-западном блоке месторождения выделены залежи 8, 9,
10, 12. Залежь 12 (по Н. И. Богданчикову) в плане имеет клинообразную
форму с извилистыми очертаниями. По простиранию на разных верти-
кальных уровнях она имеет размеры от 150 до 50 м, прослеживаясь по
падению до 800 м. Рудное тело лежит на гранитах, висячим же его бо-
ком являются грубозернистые песчаники. Руды представляют собой кон-
гломерат-песчаник со сплошным рудным цементом. Не замещенный ору-
денением галечный материал достигает 0,1—0,7 м в диаметре, количество
его не постоянное и в отдельных местах достигает 25% всей массы пород.
Мощность рудного тела колеблется от 5 до 0,5 м, причем в центральной
части залежи она максимальна. Характерной особенностью этой залежи
является то, что по падению она приурочена к тектонической зоне. Руд-
ное тело по простиранию выклинивается, хотя пласт конгломерат-песча-
ников прослеживается дальше. Рудные залежи по вертикали расчленяют-
ся на ряд пластов (6, 7), переслаивающихся с безрудными или слабоору-
денелыми песчаниками. Мощность рудного тела по месторождению 1 —
4 м, редко 6 м. Граниты интенсивно раздроблены, ожелезнены, наблю-
даются следы подвижек в виде зеркал скольжения.
Межсбросовый блок, находящийся между Джездинским и Карсак-
186
св
т°
so
100
-150
-гоо
-250
-300
-350
-400
-4SO
-500
Рис. 65. Геологическая карта и разрез по линии А—Б месторождения Джезды (.составил
В. А. Голубовский):
1 — четвертичные аллювиальные отложения; 2 — карбонатная толща фаменского и тур-
нейского ярусов; 3, 4— уйтасская свита (Dsut); 5 — джездинская свита (D3dg); 6 —
выступы древнего фундамента; 7 — контур рудной (пластовой) залежи. На разрезе: 8—
богатые рудные залежи; 9 — бедные руды; 10— рудоносный горизонт; 11 — разрывные
нарушения; 12 — геологический разрез; 13 — скважины
пайским сбросами, несколько опущен относительно юго-западного. Сред-
няя мощность рудного тела в этом блоке 2,5 м. Максимальная мощность
достигает 10—12 м. Вблизи сбросов имеются жилообразные тела мощ-
ностью до 30 м. Наиболее опущен 'северо-восточный блок. Рудное тело
здесь прослеживается на 4,5 км по простиранию и на 50—600 м по паде-
нию. Мощность его изменяется от 0,3 до 17 м. К востоку от Джездинского
и Карсакпайского сбросов увеличивается мощность пластовых рудных
тел. По мере удаления от сбросов происходит постепенное сокращение
мощности рудной залежи, выклинивание отдельных пластов.
187
Промежуточное месторождение. По существу, это один из участков
Джездинского месторождения. Здесь выявлены две рудные залежи —
восточная и западная, имеющие форму пластообразных тел, отличающих-
ся только своими размерами. Восточная залежь прослежена по прости-
ранию до 800 м, по падению— на 700 м. Северная часть ее выходит на
дневную поверхность. К югу она погружается до глубины 100—200 м.
Мощность рудной залежи изменяется от 0,75 до 11,2 м. Богатые марган-
цевые руды слагают южную часть залежи, которая лежит непосредствен-
но на амфиболитах. К северу руды отделены от древних пород пачкой
безрудных песчаников и конгломератов и обеднены. Рудные залежи
имеют сложное строение. Многочисленными мелкими разломами они раз-
биты и смещены по вертикали. На некоторых участках они разбиваются
на отдельные панки.
Особенностью Джездинского месторождения является сочетание
пластового марганцеворудного тела с жильными. Пластовые марганце-
вые руды приурочены к четко стратифицированному горизонту и залегают
вблизи основания уйтасской свиты. Оруденелыми являются грубослоис-
тые и плохосортированные песчаники и грубогалечные конгломераты.
Рудный материал входит в цемент и часто замещает нерудные минера-
лы. Жильные и жилообразные тела массивных марганцевых руд связаны
с разрывными нарушениями и сосредоточены вблизи Карсакпайского и
Джездинского сбросов. Мощность их достигает 30 м. Кроме массивных
марганцеворудных жил встречаются жилы барито-гематитового состава
и жилы колломорфного гематита. Глубина проникновения жильных тел
30—40 м.
Месторождение Найзатас (по В. В. Калинину) состоит из четырех
обособленных участков. Только один участок представлял промышлен-
ный интерес: на нем в годы Великой Отечественной войны действовал
рудник. Рудная залежь на этом участке приурочена к тектоническому
разлому типа сброса и представляла собой три сильно вытянутые лин-
зы— Центральную, Восточную и Западную. Судя по выработкам, руд-
ная залежь имела северо-восточное и местами широтное простирание,
протяженность ее около 2 км. Она плохо выдерживалась по мощности и
характеризовалась весьма крутым, вплоть до вертикального, залеганием.
Центральная линза прослеживалась по простиранию на 350 м и по
падению на 50—90 м. Мощность ее в средней части 15—18 м. К флангам
она постепенно уменьшалась вплоть до полного выклинивания. Здесь
рудное тело переходило в зону изменения брекчированиых пород, в ко-
торых наблюдались многочисленные прожилки гематита. Большая часть
рудной линзы была представлена железными и железо-марганцевыми
рудами. Только в центральной части присутствовали марганцевые руды
в виде отдельных гнезд, карманов, столбов, небольших линзочек и даже
прослоев. Максимальная протяженность столбо- и линзообразных тел
марганцевых руд по простиранию достигает 30—35 м с весьма непостоян-
ной мощностью, которая составляет 0,5—35 м. Марганцевые руды выкли-
ниваются на глубине 40—60 м, в то время как железные опускаются до
глубины 90 м, где они либо уменьшаются до непромышленных мощнос-
тей, либо полностью выклиниваются.
Восточная линза имеет значительно меньшие размеры. По простира-
нию она прослеживается на 60 м, мощность в средней части 4,5—5 м.
Постепенно выклинивается как на восток, так и на запад. Центральную
часть этой линзы слагают окислы марганца, которые прослеживаются до
глубины 40 м от поверхности, периферические части представлены желез-
ными рудами, которые выклиниваются на глубине 60 м.
Западная линза прослеживалась на открытой поверхности на 40 м.
188
Мощность ее не превышала 1,2 м. Глубина выклинивания 15—18 м. Ру-
ды сложены исключительно окислами марганца.
На месторождениях Джездинского рудного поля развиты марган-
цевые и железо-марганцевые руды. Но наиболее крупные из них — Джез-
ды и Промежуточное — характеризуются накоплением только марганце-
вых руд, которые разделяются на первичные и вторичные. Первичные
сложены гидроокисными и окисными соединениями марганца. В. В'. Ка-
линин (1978), детально изучавший руды этих месторождений, разделил
их на два типа: криптомелан-коронадит-голландитовые и браунитовые.
Криптомелан-коронадит-голландитовые руды, по данным В. В. Калини-
на, распространены лишь на северо-западном фланге месторождения
Джезды близ разломов. Они наряду с браунитом слагают также секу-
щие тела, приуроченные к разрывным нарушениям. Для руд этого типа
характерны большая плотность, колломорфные, реже массивные тексту-
ры, неравномерная зернистость составляющих их минералов. К настоя-
щему времени эти руды на месторождении почти отработаны. Главные
минералы — голландит, коронадит и криптомелан. Особенностью этого
типа марганцевых руд является наличие в них значительных количеств
(более 20%) свинца и бария, а также незначительных (несколько про-
центов) калия и натрия, которые входят в кристаллическую решетку
минералов. Эти руды, отличающиеся высоким содержанием металличе-
ского марганца (50%), в промышленном отношении имеют подчиненное
значение, к тому же часть их отработана. Образовались они главным
образом путем выполнения разломов, а также при метасоматических про-
цессах (Калинин, 1978).
Браунитовые руды являются главным типом, Они широко развиты
на всех месторождениях Джездинского рудного поля. Среди них выде-
ляются массивные и рябчиковые (конгломератовидные), а также оруде-
нелые песчаники. Наиболее распространены рябчиковые руды, которые
представляют собой конгломерат с неотсортированными обломками
гранита, метаморфических сланцев и других докембрийских образова-
ний. Браунит является цементом. Содержание в рудах фосфора и серы
невелико. Массивные руды приурочены исключительно к зонам разрыв-
ных нарушений и непосредственно прилегающим к ним участкам. Они
сложены главным образом браунитом. В' резко подчиненных количествах
находится в них манганит, из нерудных встречается барит. В настоящее
время часть массивных руд отработана. Омарганцованные тонкозернис-
тые песчаники имеют низкое содержание марганца (8—10%). В брауни-
товых рудах отмечаются баритизация и слабая карбонатизация.
Гаусманитовые руды распространены только на месторождении
Найзатас. Они слагают обычно центральные части жильных рудных тел.
Для >них характерны массивные текстуры и крупнозернистые структуры.
Главный минерал этих руд — гаусманит. В подчиненных количествах
наблюдается также браунит, присутствуют барит, кварц, халцедон.
Гематитовые руды — главный тип на месторождении Найзатас. Они
слагают преимущественно периферические участки жильных рудных тел.
Текстуры массивные, колломорфные, структуры криптокристаллические.
Встречаются натечные образования, имеющие концентрически-скорлупо-
ватое строение. Нередко среди гематитовых руд наблюдаются скопления
и отдельные участки, сложенные магнетитом, встречается якобсит, в зоне
окисления — мартит. Окисленные руды распространены лишь в западной
части месторождения Джезды, представлены гидроокислами марганца,
в настоящее время полностью отработаны.
Браунит является главным рудообразующим минералом в пластовых
рудных залежах на месторождениях Джездинского рудного поля.
В жильных рудных телах он распространен значительно меньше.
189
В. В. Калинин (1978) устанавливает две генерации браунита. Браунит
первой генерации распространен наиболее широко и слагает основную
массу руд. Обычно он образует тонкозернистые агрегаты. Браунит вто-
рой генерации образует более крупнозернистые агрегаты, расположен-
ные в трещинках или рассеянные среди баритовой массы. Химический
анализ браунита второй генерации следующий (%): SiO2—10,60, А12О3—-
0,5, Fe2O3 — 1,10, МпО— 38,75, MgO — 0,52, СаО —1,46, МпО2 —42,12,
ВаО — 3,08, SO3—1,56. Судя по структурно-текстурным особенностям,
браунит образуется преимущественно путем реакционного взаимодейст-
вия рудных растворов с цементирующим материалом.
Манганит распространен незначительно. Он образует линзочки и
мелкие скопления среди окисных марганцевых руд. Значительно реже он
развивается по межзерновым пространствам в агрегатах браунита.
Родохрозит обнаружен в межсбросовой залежи месторождения
Джезды в виде мельчайших глобулей на стенках пустот в браунитовой
руде, а также в тонких прожилках.
Фриделит отмечается в незначительных количествах в ассоциации
с баритом, браунитом и родохрозитом в виде небольших скоплений или
мелких прожилков среди браунитовых руд.
Криптомелан и голландит распространены в зоне окисления. Они
образуются путем замещения браунита или выполнения пустот в брауни-
товой массе, имеют тонкозернистое строение.
Барит является постоянным спутником марганцевых руд месторож-
дений Джездинского рудного поля. Встречается в виде прожилков мощ-
ностью не более 4—6 см. Иногда формируются мономинеральные обра-
зования.
Целестин приурочен исключительно к зонам смятия близ крупных
разломов.
Парагенетические ассоциации позволили В. В. Калинину выделить
три этапа в гидротермальном рудообразовании, соответствующие опре-
деленным импульсам поступления растворов. С первым этапом связано
образование в песчано-конгломератовой толще жильных тел, выполнен-
ных плотными колломорфными породами, по составу отвечающими свин-
цовым, бариевым и калиевым окислам марганца. Второй этап характери-
зуется наиболее интенсивным поступлением рудных компонентов, кото-
рые проникли в песчано-конгломератовую, толщу и распространились на
значительные расстояния от разломов. Они метасоматически заместили
вмещающие породы и образовали пластовые марганцевые залежи, со-
стоящие преимущественно из браунита. В третий этап происходило пере-
отложение минералов, образованных в ранние этапы, с выполнением тре-
щин браунитом, баритом, фриделитом, карбонатами марганца.
Возникновение целестина, пирита, марказита, приуроченных к зонам
дробления, связывается с дополнительной порцией кислых растворов.
МЕГАРЯД БОРНО-МЕДНО-СВИНЦОВО-ЦИНКОВО-
ЖЕЛЕЗОРУДНЫХ ФОРМАЦИЙ
Это мегаряд формаций генетически и пространственно связан с
зонами региональной гранитизации докембрийских толщ, не имеет уста-
новленных отношений с определенными магматическими образованиями
и выделен условно по ведущим рудным ассоциациям в магнезиальных
скарнах.
Железорудные месторождения магнезиально-скарново-магнетитово-
го типа Жолдыбай и Аккудук размещены в пределах соответственно
Кокчетавской и Чуйской глыб среди докембрийских полей развития
гранито-гнейсов и метаморфических толщ, сложенных амфиболитами,
190
известковыми и доломитовыми мраморами, порфиритоидами и слан-
цами кварц-биотитового, кварц-биотитово-роговообманкового, кварц-по-
левошпатово-роговообманкового состава. Месторождения генетически
связаны с гранитизацией исходных пород, закончившейся образованием
мигматитов, гранито-гнейсов, магнезиальных скарнов и магнетитовых руд
на фронте магматического замещения. На примере Аккудукского место-
рождения четко прослежено влияние исходных пород на состав метасома-
титов.По доломитовым мраморам образовались магнезиальные скарны и
кальцифиры, по известковым мраморам — гранатовые и грапат-пироксе-
новые скарны, а порфиритоиды и сланцы превращены в граиитизироваи-
ные породы. На Жолдыбайском месторождении известковые скарны
имеют апомагвезиально-скарновую природу. В соответствии с классифи-
кацией метасоматических образований эти месторождения относятся к
магнезиально-скарновой формации (Жариков, 1938, Шабынин, 1966,
1973), в которой магнезиальные скарны и околоскарновые породы про-
грессивного этапа метаморфизма возникают на месте доломитов на фрон-
те их магматического замещения.
Шпинель-форстерит-диопсид-флогопит-тремолит-
серпентин-магнетитовый тип
Жолдыбайское месторождение
Месторождение находится запад-северо-западнес Кокчетава. До
1962 г. в районе была известна незначительная магнитная аномалия, про-
верка которой бурением подтвердила наличие магнетитовых руд.
Геотектоническая позиция месторождения определяется его распо-
ложением в пределах Кокчетавского докембрийского срединного масси-
ва, представляющего крупный древний антиклинорий с проявлением па-
леозойской тектоно-магматической активизации.
Месторождение приурочено к метаморфической толще берлыкской
свиты зерендинской серии раннего докембрия (Розен, Краснобаев, 1966),
интрудированной каледонскими гранитоидами и образующей сложную
систему складок. Площадь рудного поля составляет около 50 км2.
Метаморфические породы, слагающие рудное поле, представлены
преимущественно мигматитами, гранито-гнейсами, гнейсами, сланцами
и в значительно меньшей степени — амфиболитами, плагиоклаз-пироксе-
новыми породами, мраморами. В целом все эти породы образуют переме-
жающиеся между собой пачки, пласты, линзы, прослои (рис. 66).
Степень метаморфизма пород отвечает гранулитовой и амфиболитовой
фациям. Метаморфические породы образбвались за счет глинисто-карбо-
натных (типа мергелей), песчано-глинистых, карбонатных, эффузивных
осадков (Трусова, 1956, 1960; Розен, Краснобаев, 1966).
Мигматиты и гранито-гнейсы являются продуктом докембрийской
гранитизации (Лисицын, 1970). Они развиваются по напластованию ме-
таморфических пород, замещая их. Абсолютный возраст процессов гра-
нитизации примерно 1—1,4 млрд, лет (Ефимов, Данилов, 1963; Розен,
Краснобаев, 1966).
Гранитоиды широко распространены на месторождении. Ведущей
разновидностью являются лейкократовые биотитовые и иногда рогово-
обманковые граниты. Кроме того, установлены диориты, гранодиориты и
тоналиты, которые рассматриваются как представители краевой фации
гранитного массива. Абсолютный возраст гранитоидов составляет 460—
478 млн. лет (Лисицын, 1970).
В структурном отношении рудное поле Жолдыбайского месторожде-
ния изучено недостаточно. В целом оно приурочено к периферии одной
191
Рис. 66. Схематическая геологическая карта Жолдыбайского месторождения
Породы раннего докембрия — зерендинская серия, берлыкская свита: 1— гнейсы, 2—
амфиболиты, 3 — сланцы, 4 — плагиоклаз-пироксеповые породы, 5 — мраморы, 6 — миг-
матиты и гранито-гнейсы, 7 — магнезиальные скарны, 8 — бороносные кальцифиры; по-
роды каледонского возраста: 9 — гранпты, 10 — гранодиориты, 11 — диориты, кварце-
вые диориты, тоналиты; 12— известковые скарны; 13—-магнетитовое оруденение; 14—
тектонические нарушения
из гнейсово-купольных структур Кокчетавского антиклинория. В север-
ной части его, где находится рудное поле, характерно субширотное про-
стирание складчатости, нередко осложненной разрывными нарушениями
различных направлений. Метаморфические образования докембрия, сла-
гающие площадь рудного поля, простираются в северо-западном направ-
лении (310—320°), имеют моноклинальное падение на юго-запад под
углами 35—75°, обычно 45—50°. Судя по широкому диапазону колебаний
углов падения пород (на коротких интервалах от дециметров до метров),
можно считать, что моноклинальное залегание пород значительно ослож-
нено складчатостью более высоких порядков вплоть до мелкой гофриров-
ки и плойчатости.
В' юго-восточной и центральной частях рудного поля выявляются три
зоны различных нарушений северо-западного простирания (см. рис. 66).
Азимуты падения плоскостей разрывов колеблются от северо-вос-
192
точного с углами падения 30—80° до юго-западного согласно с общим
залеганием пород. Отмечаются также разрывные нарушения северо-вос-
точного простирания (30—40°) с крутым падением. Разрывные зоны
шириной до 100 м состоят, вероятно, из множества сближенных парал-
лельных глубоких трещин и их ответвлений. В таких зонах наблюдается
наибольшая интенсивность скарнообразования и преимущественная ло-
кализация как магнетитового, так и боратового оруденения. Разрывные
нарушения (или часть их) были заложены в докембрии и активизирова-
вались, очевидно, не однажды в палеозойское время наряду с образова-
нием новых дизъюнктивов.
Продуктивными для магнетитового и боратового оруденения явля-
ются магнезиальные скарны и кальцифиры, а для магнетитового, кроме
того, известковые скарны.
Магнезиальные скарны и кальцифиры развиты главным образом в
юго-восточной и центральной частях месторождения и в незначительной
степени в северо-восточной. По распространенности кальцифиры резко
подчинены скарнам, но пространственно тесно связаны с ними, как и с
мраморами. Магнезиальные скарны слагают пластообразные и линзовид-
ные тела, размеры которых по простиранию колеблются от 600—800 м
до 1,5—3 км, а иногда и более, по падению они прослежены до 500—
700 м, мощность колеблется от 2—6 до 100—500 м, чаще составляет 80—
120 м. Для кальцифиров характерны линзовидные тела по простиранию
от 200—300 м до 1—1,2 км при мощности от первых метров до 50—70 м;
обычная мощность 10—25 м. Залегают эти породы согласно с вмещаю-
щими их гнейсами, сланцами, амфиболитами.
Среди скарнов и кальцифиров наиболее распространены форстерито-
вые (клиногумитовые) и пироксен-форстеритовые разновидности, кото-
рым подчинены пироксеновые, пироксен-флогопитовые, флогопитовые и
шпинель-клиногумитовые разности. Характерной чертой этих образова-
ний является их зональность, часто замаскированная последующими
эндогенными процессами. Как видно из разрезов (рис. 67), на месторож-
дении непосредственно сочетаются различные зоны магнезиальных скар-
нов. Местами зональность довольно четкая и можно различить законо-
мерную смену одних зон другими. Часто те или иные зоны отсутствуют.
Нередко наблюдаются, на первый взгляд без всякой закономерности,
частые чередования одних и тех же зон скарнов. Тем не менее удается
выявить закономерное зональное строение скарнов с определенным пара-
генезисом минералов (табл. 10). Границы метасоматических зон неров-
ные, но резкие. Анализ строения зональности магнезиально-скарновых
тел месторождения свидетельствует о том, что наиболее развитым типом
скарнов является контактово-инфильтрационный, которому резко подчи-
нен диффузионный. Абсолютный возраст пироксена из клиногумит-пирок-
сенового скарна составляет 1258 млн. лет (Лисицын, 1970).
Известковые скарны отмечены в юго-восточной части месторождения,
где они приурочены к контакту гранитов и гранодиоритов с вмещающими
породами, частично окаймляя массив гранитоидов, а также отходят в
сторону его экзоконтакта. Скарны имеют вид пластообразных тел не-
правильной формы с множеством ответвлений., Морфология залежей
подчинена формам контактов пород, по которым развиты скарны, а так-
же конфигурации секущих трещин. Протяженность скарнов в плане изме-
няется от десятков до 200—250 м, иногда достигая (с перерывами) 2,5—
3 км. Мощность их колеблется от первых метров до 50—70 м, чаще со-
ставляя 3—20 м. Представлены они в основном пироксеновыми и гранат-
пироксеновыми, меньше гранатовыми и везувиановыми, редко волласто-
питовыми разновидностями. Характерна эпидотизация скарнов. Извест-
ковые скарны развиваются преимущественно по алюмосиликатным поро-
13-210
193
Рис. 67. Геологические разрезы Жолдыбайского месторождения:
1—сланцы; 2— амфиболиты; 3—плагиоклаз-ппроксеиовые породы; 4 — мраморы; 5 —
мигматиты и гранито-гпепсы; 6 — магнезиальные скарны; 7— бороносные кальцпфиры;
8 — известковые скарпы и околоскарновыс породы; 9 — магнетитовое оруденение; 10 —
дам (гранитоидам, гнейсам, амфиболитам), но могут накладываться на
магнезиальные скарны, кальцифиры и мраморы. Схема зональности
известковых скарнов и их минеральный состав следующие:
Мрамор
Волластонитовый или пироксеновый
экзоскарн
Гранатовый или пироксен-гранатовый
экзоскарн
Пироксен-гранатовый эндоскарн
Кальцит ± доломит
Волластонит или диопсид (салит)
Гранат (существенно андрадито-
вый) +салит±эпидот
Гранат (существенно гроссуляровый),
салит-авгит ± везувиан ± эпидот
194
мезозойская кора выветривания и кайнозойские отложения. Минерализация: Пл — пла-
гиоклаз, Орт — ортоклаз, Фл — флогопит, Пи — пироксен, Фо — форстерит, Кгт —•
клиногумит, Гр — гранат, Вез — везувиан, Эп — эпидот
Пироксеновый эпидозит (иногда)
Пироксен-плагиоклазовая или пирок-
сен-ортоклазовая околоскарновая порода
Грапитоид (или амфиболит, гнейс
и др., алюмосиликатная порода)
Салит-авгит, эпидот
Салит-авгит или диопсид, плагиоклаз
(или ортоклаз)
Полевые шпаты, слюды, кварц, амфи-
болы
Абсолютный возраст известково-скарновых образований 275—363 млн.
лет (Лисицын, 1970).
Магнетитовое оруденение локализуется на юго-восточном и восточ-
ном участках месторождения, образуя несколько рудных зон. Приуроче-
но оно главным образом к магнезиальным скарнам и меньше к кальци-
195
фирам и известковым скарнам, образуя линзообразные тела, залегающие
согласно с вмещающими породами. Размеры отдельных рудных тел изме-
няются по простиранию от 100—150 до 400—450 м, по падению состав-
ляют обычно не более 120—150 м, но иногда прослеживаются до 250—
300 м. Мощность колеблется от 0,5—1 до 15—20 м. Руды вкрапленные и
прожилковыс с убогим содержанием железа (15—20%). В пределах руд-
ных тел встречаются обогащенные участки массивных железных руд с со-
держанием железа 42—69%, мощность их от первых дециметров до 1—
2 м. Богатые руды составляют не более 5% от общего количества желез-
ных руд. Сложены руды магнетитом, которому подчинены гематит и мар-
тит, нередко в рудах присутствуют пирит, халькопирит, сфалерит. Незна-
чительны по содержаниям примеси Мп, Со, V, Си, Zn, Pb, Р, S. Магнетит,
локализующийся в магнезиальных скарнах, отличается от такового из
известковых скарнов повышенными содержаниями магния и марганца
(Лисицын, 1970). Абсолютный возраст магнетита из пироксён-гранатово-
го скарна составляет 250 млн. лет. Основная часть магнетитового оруде-
Таблица 10. Схема метасоматической зональности магнезиальных скарнов
Збна	Магматическая стадия	ПослемагматИческая стадия		
	Минеральные парагенезисы		
Доломитовая	Дол	Дол-рКа-рТр	(Шп-рПи, Пи рФо, Кгт-рФл4-Тр) Сп-рХл +Дол + Ка (вторичные)
Кальцифировая	Ка-рФо± Пи±Шп + ±Дол	(Пи-рФо±Шп) Кгт+Ф л-р Да ± Тр ± До л	
Форстеритового скарна	Фо + Шп + ±Ка		
Пироксен-форстерито- вого скарна	Пи-РФо± ±Шп±Ка		
Пироксенового скарна	Пи±Шп	(Пи-РШп) Фл+Тр	
Пл агио кл аз- пироксено- вая околоскарновая	Пл-рПи	(Пл-рПи) Фл± Акт	
Мигматитовая или гранито-гнейсовая	Пл+Кпш-рКв		
Примечание. Пл — плагиоклаз, Киш — калиевый полевой шпат, Кв — кварц,
Пи — пироксен (моноклинный), Шп — шпинель, Фо — форстерит, Ка—кальцит, Дол —
доломит, Кгт — клиногумит, Тр — тремолит, Акт — актинолит, Сп — серпентин, Хл —
хлорит. В скобки заключены реликтовые парагенезисы.
нения локализована в тех же зонах, где развита боратовая минерализа-
ция (см. рис. 67). Однако в тесной пространственной ассоциации, тем бо-
лее парагенетической, магнетит и бораты не установлены.
По запасам железных руд Жолдыбайское месторождение не являет-
ся промышленным.
Месторождение Аккудук
Скарново-магнетитовое месторождение Аккудук находится в Кен-
дыктасе (Чу-Илийский рудный пояс).
196
Скарново-рудная зона выявлена В. В. Палагиным в 1953—1956 гг. На
участке были проведены магнито- и электроразведка, металлометрия и
геологическое картирование в м-бе 1:10 000. Оценка участка проведена
только на медное и цинковое оруденение. Минералого-петрографические
исследования, проведенные на месторождении Аккудук сотрудниками
ИГН АН КазССР, показали, что месторождение относится к апомагнези-
ально-известково-скарновой формации, а по масштабу выходов магнети
товых тел и качеству руд оно отвечает промышленному объекту.
В структурном плане скарново-рудные тела приурочены к крутопа-
дающим крыльям синклинальной структуры, имеющей в общем севере
западное простирание (рис. 68).
Рис. 68. Схематическая геологическая карта скарново-магнетитового месторождения Ак-
кудук {составлена Н. Л. Панкратовой при участии А. Е. Бекмухаметова):
1 — мраморы и кальцифиры; 2 — сланцы полевошпат-амфиболовые, амфиболиты; 3 —
магнезиальные и известковые скарны; 4 — тремолитовые породы; 5 — гранито-гнейсы;
6 — габбро, габбро-диориты; 7—окварцевание; 8 — ороговикованные сланцы; 9 — маг-
нетитовые руды; 10 — оруденелые скарны; // — разломы; 12— элементы залегания
пород
В геологическом отношении скарново-рудная зона приурочена непо-
средственно к блоку докембрийских толщ, располагаясь вблизи северно-
го контакта с палеозойским гранитоидным массивом пестрого состава.
Докембрийские образования представлены мраморами, амфиболитами
и кварц-полевошпато-амфиболовыми сланцами. Нам представляется, что
блок докембрийских пород является реликтовым останцом, сохранив-
шимся при широко проявленном процессе докембрийской гранитизации.
Она привела к образованию не только гранито-гнейсов, широко распро-
страненных к юго-юго-западу от месторождения, но и к формированию
кальцифиров, магнезиальных и известковых скарнов, пироксен-пла-
гиоклазовых пород и магнетитовых руд.
Пространственная приуроченность скарново-рудной зоны к контак-
ту или вблизи него с габбро-диоритовыми породами может вполне сви-
детельствовать об их генетической связи, как считалось ранее. Однако
имеющиеся факты взаимоотношения пород говорят о том, что габброиды,
слагающие лишь узкую полосу в эндоконтактовой зоне гранитоидного
197
массива, формируются позже скарново-магнетитовых тел и имеют гиб-
ридную и ассимиляционную природу.
Скарново-магнетитовая зона сложена магнезиальными и известковы-
ми скарнами и магнетитовыми рудами. Среди магнезиальных скарнов
выделены шпинель-форстерит-диопсидовые, шнинель-диопсидовые и ди-
опсидовые разности, содержащие в различных количествах магнетит и
вторичные минералы —- тремолит, тальк, флогопит, серпентин и пренит.
Наиболее распространен тремолит, который замещает ранние минералы
магнезиальных скарнов вплоть до мономинеральных тремолптовых
пород.
Известковые скарны представлены пироксен-гранатовыми, гранато-
выми и гранат-везувиановыми породами. В них почти всегда встречаются
эпидот, цоизит, пренит и магнетит. Пространственно магнезиальные и
известковые скарны разобщены и их взаимоотношения неясны.
Метасоматическая зональность в строении скарновых тел затушева-
на в связи со сложностью формирования месторождения: 1) гранитиза-
ция и скарнообразование проходили в неоднородной толще переслаива-
ния доломитовых и известковых мраморов со сланцами и амфиболитами;
2) месторождение находится в зоне Кербулакского разлома, что обуслов-
ливает неоднократное брекчирование пород и блочное строение рудного
поля.
Среди магнетитовых руд выделяется несколько разновидностей с
магнезиально-скарновой и известково-скарновой ассоциацией: форстерит-
магнетитовые, диопсид-магнетитовые, серпентин-магнетитовые, тремолит-
магнетитовые, флогопит-магнетитовые, пироксен-магнетитовые, гранат-
пироксен-магнетитовые и пренит-магнетитовые руды. Преобладают руды
тремолит-магнетитового состава. В них имеются реликты форстерита,
диопсида или шпинели. Встречаются тальк, магнезит, кальцит, апатит,
сфен и флогопит. Из рудных минералов кроме магнетита присутствует
халькопирит, часты примазки и корочки малахита и хризоколлы, реже
халькозин, пирит, борнит, сфалерит. По текстурным особенностям сре-
ди магнетитовых руд выделяются (в порядке распространенности) мас-
сивные, полосчатые, вкрапленные и прожилковые разности.
Скарны и руды прослежены в субширотном направлении на 1100 м
при ширине зоны от 100 до 500 м. Всего на поверхности месторождения
обнажено 37 выходов магнетитовых руд. Длина их варьирует от 1 до 30 м,
средняя 10 м, мощность 0,5—30 м, средняя 9 м. Отдельные выходы руд-
ных тел прослеживаются по простиранию на 300—500 м в виде линзо-
или штокообразных тел, иногда неправильных по форме. Рудные тела
согласно залегают с вмещающими их мраморами, круто падают на севе-
ро-восток или юго-запад под углами 65—85°. Часто магнетитовые тела
сопряжены со скарнами или тремолитовыми породами, которые также
содержат заметную вкрапленность магнетита, участками до 20—40%.
Содержание окислов железа в рудах колеблется от 52,15 до 89,87%. В не-
значительных количествах отмечается медь (до 0,08%), титан (до
0,07%), марганец (до 1%), цинк (до 0,05, редко до 1%), ванадий (до
0,0005%). Повышенные содержания меди и цинка на отдельных участ-
ках рудного поля обусловлены халькопиритовой и галенитовой минера-
лизацией, имеют непосредственно генетическую связь с Аккудукским
гранитоидным массивом.
ЛИТЕРАТУРА
Абдрахманов К- А. Петрология и металлогения щелочных пород в Таласском Ала-
тау. Алма-Ата, «Наука» КазССР. 1965.
Абдулин А. А. Критерий тектонического районирования Мугоджар в свете новых
данных. — Труды ИГН АН КазССР, 1971, т. 22.
Абдулин А. А. Геология Мугоджар. Алма-Ата, «Наука» КазССР, 1973.
Ажгирей Д. Г. Тектоно-магматический и металлогенический анализ глубинного раз-
лома области сопряжения Горного и Рудного Алтая. Автореф. канд. дис. М., 1969.
Анкинович С. Г. Нижний палеозой ванадиеносного бассейна Северного Тянь-Шаня
и западной окраины Центрального Казахстана. Алма-Ата, Изд-во АН КазССР, 1961.
Алексеев В. И. Геология и генезис Ломоносовского и Талькульского магнетитовых
месторождений в Тургае. Автореф. канд. дис. Алма-Ата, 1973.
Афанасьев Г. Д., Багдарасян Г. П., Боровиков Л. И., Виноградов А. П. и др. Гео-
хронологическая шкала в абсолютном летоисчислении по данным лаборатории СССР
па апрель 1964 г. — В кн.: Абсолютный возраст геологических формаций. Межд. геол,
коигр., XXII сессия. М., Наука, 1964.
Баклаев Я. П. К характеристике осветленных пород, сопровождающих орудене-
ние контактово-метасоматического типа на Урале. — В кн.: Физико-химические проблемы
формирования горных пород и руд. Т. 2. М., Изд-во АН СССР, 1963.
Баклаев Я. П. Контактово-метасоматические месторождения железа и меди на
Урале. М., Наука, 1973.
Баталов А. Б. К минералогии окисленных руд Абаила. Ташкент, Изд. АН УзССР,
1949.
Бекмухаметов А. Е. О «сажистом» магнетите железорудных месторождений Тур-
гайского прогиба. — Вестник АН КазССР, 1962, № 2.
Бекмухаметов А. Е. Осветленные породы на Бенкалинском и Шагыркульском кон-
тактово-метасоматических месторождениях железа в Тургае. — В кн.: Новые данные в
магматизме и метасоматизме Казахстана. Алма-Ата, «Наука» КазССР, 1965.
Бекмухаметов А. Е. Формирование скарново-рудных зон магнетитовых месторож-
дений Южного Тургая. Алма-Ата, «Наука» КазССР, 1970.
Бекмухаметов А. Е. Роль магматизма в формировании железорудных месторожде-
ний Казахстана.—В кн.: Магматические и метаморфические комплексы Казахстана.
Алма-Ата. «Наука» КазССР, 1974.
Бекмухаметов А. Е. Позднемагматическое титаномагнетитовое оруденение различ-
ных интрузивных формаций Мугоджар и Тургайского прогиба, их особенности. — В кн.:
Догматизм, метаморфизм и оруденение в геологической историй Урала. Т. I. Сверд-
ловск, 1974.
Бекмухаметов А. Е. Роль магматизма в формировании железорудных месторож-
дений Казахстана. — В кн.: Магматические и метаморфические комплексы Казахстана.
Алма-Ата, «Наука» КазССР, 1976.
Бекмухаметов А. Е. Закономерности размещения и систематизация магнетитовых
месторождений Тургайского прогиба и Мугоджар. — Известия АН СССР. Сер. геол.,
1978, № 9.
Бекмухаметов А. Е., Бекботаев А. Т. Взаимоотношение диоритов и диоритовых
порфиритов в интрузивном массиве Сорского месторождения. — В кн.: Геология и ге-
нетические особенности магнетитовых месторождений Тургая. Алма-Ата, 1969.
Бекмухаметов А. Е., Бекботаев А. Т., Жунусов А. А. Метаморфизм руд и пород
199
Ащитастинского месторождения железистых кварцитов в Улутау. Тезисы докл. Все-
союзной межвузовской конференции «Современное состояние учения о месторождениях
полезных ископаемых». Ташкент, 1971.
Бекмухаметов А. Е., Жунусов А. А., Панкратова Н. Л. Геология и генетические
особенности магнетитовых месторождений Иргизского синклинория. — В кн.: Инфор.
сборник научно-исследовательских работ ИГН АН КазССР за 1975 г. Алма-Ата, «Нау-
ка» КазССР, 1976.
Бемухаметов А. Е., Марченко Л. Г., Панкратова Н. Л.. Жунусов А. А. Магматиче-
ские формации Валерьяновского и Иргизского железорудных поясов.— В кн.: Магма-
тические и метаморфические комплексы Казахстана. Алма-Ата, «Наука» КазССР, 1974.
Бекмухаметов А. Е„ Панкратова Н. Л., Крюков А. С. и др. Железорудные форма-
ции. Чу-Илийский пояс. Полезные ископаемые. Алма-Ата, «Наука» КазССР, 1980.
Бекмухаметов А. Е., Шангиреев X. Г. Литология и вещественный состав желези-
стых кварцитов карсакпайской серии в Аркалыкском районе. — В кн.: Литология и оса-
дочная геология докембрия. М., 1973.
Бекмухаметов А. Е„ Шангиреев X. Г., Крюков А. С. Новые данные о месторожде-
ниях железистых кварцитов Центрального Казахстана.—В кн.: Проблемы металлоге-
нии и рудогенеза. Алма-Ата, «Наука» КазССР, 1974.
Беляшов Н. М. Основные закономерности распределения элементов-примесей в
магнетитах из руд Качарского месторождения. — Известия АН КазССР. Сер. геол.,
1963, вып. 6.
Беляшов Н. М., Фалина М. П. Канарское месторождение. — В кн.: Магнетитовые
руды Кустанайской области. М„ Изд-во АН СССР, 1958.
Беляшов Н. М., Шангиреева Р. Д. Новые данные по геохимии титана и темпера-
турам образования магнетитовых месторождений Северного Тургая. — В кн.: Геология
и генетические особенности магнетитовых месторождений Тургая. Алма-Ата, «Наука»
КазССР, 1969.
Бетехтин А. Г. О генетических типах марганцевых месторождений. — Известия АН
СССР. Сер. геол., 1944, № 4.
Бетехтин А. Г., Генкин А. Д., Филимонова А. А., Шадлун Т. Н. Текстуры и струк-
туры руд. М., 1958.
Бетехтин А. Г., Генкин А. Д., Филимонова А. А., Шадлун Т. И. Структурно-текс-
турные особенности эндогенных руд. М., Недра, 1964.
Богацкий В. В., Курцерайте Ш. Д. Закономерности размещения метасоматических
магнетитовых месторождений Западного Саяна. М., Недра, 1966.
Богданчиков П. И. Джездинская группа марганцевых месторождений. — В кн.:
Большой Джезказган. Алма-Ата, 1961.
Бок И. И. Основы рудной геологии. Алма-Ата, «Наука» КазССР, 1970.
Бузмаков Е. И., Щибрик В. И. Стратиграфия и литология фаменских и турней-
ских отложений Атасуйского рудного района. — Сов. геол., 1976, Ns 2.
Водорезов Г. И., Розман X. С. О девонских отложениях Кемпирсайского района
в связи с вопросом о возрасте ультрабазитов Южного Урала. — В кн.: Материалы по
геологии и полезным ископаемым Южного Урала. Вып. I. М., Госгеолтехиздат, 1956.
Вольфсон Ф. И., Дружинина А. В. Главнейшие типы рудных месторождений. М.,
Недра, 1975.
Гаврилов А. А. Эксгаляционно-осадочное рудонакопление марганца (на примере
Урала и Казахстана). М., Недра, 1972.
Джолдошев Б. Геология и генетические особенности железорудной свиты Джетым-
Тоо (Центральный Тянь-Шань). Автореф. канд. дис. Алма-Ата, 1964.
Дымкин А. М. Контактово-метасоматические месторождения железа южной части
Главной рудной полосы Тургая. Новосибирск, 1962.
Дымкин А. М. Петрологид и генезис магнетитовых месторождений Тургая. Ново-
сибирск, 1966.
Дымкин А. М., Щербак В. М. Особенности формирования метасоматических и вул-
каногенно-осадочных руд Тургая. Новосибирск, Наука, 1973.
Ефимов И. А., Данилов Ю. С. Об абсолютном возрасте образования пород докемб-
рийской формации Кокчетавского антиклинория (Сев. Казахстан). Труды XI сессии
Комиссии по определению абсолютного возраста геологических формаций. М., Изд-во
АН СССР, 1963.
Жариков В. А. Некоторые вопросы генезиса скарново-магнетитовых месторожде-
ний Урала. — В кн.: Магматизм, метаморфизм и металлогения Урала. Труды I Ураль-
ского петрографического совещания, 1963, т. I.
Жариков В. А. Скарновые месторождения. — В кн.: Генезис эндогенных рудных
месторождений. М., Недра, 1968.
Жаркой А. И., Кавун В. И., Рапп В. В., Таранин В. В. Железорудные формации
докембрия в районе Ишимской Луки. — Литология и осадочные полезные ископаемые
Казахстана. (Тезисы докладов II Республиканского литологического совещания). Ал-
ма-Ата, 1971.
200
Заварицкий А. Н. О некоторых вопросах генезиса железорудных месторождений
и связи с их классификацией. — В кн.: Труды конференции по генезису руд железа,
марганца и алюминия. М.—Л., Изд-во АН СССР, 1937.
Заварицкий А. Н. Об эффузивных магматических месторождениях. Избранные тру-
ды. Т. IV. М., Изд-во АН СССР, 1963.
Заварицкий В. А. Вулканические породы кислого состава Канарского железоруд-
ного месторождения. — ЗВМО, 1960, ч. XXIX, вып. 5.
Заварицкий В. А. Метасоматические изменения горных пород, вмещающих Канар-
ское железорудное месторождение. — ЗВМО, 1963, ч. ХСИ, вып. 5.
Заварицкий В. А., Кирова Т. В. Последовательность метаморфических процессов
при формировании скарновых железорудных месторождений Кустанайской области. —
ЗВМО, 1973, ч. 102, вып. 5.
Зайцев Ю. А., Розанов С. Б. Строение зеленокаменных толщ Карсакпайского
синклинория. — В кн.: Материалы по геологии и полезным ископаемым Центрального
Казахстана. Т. X. Изд-во МГУ, 1971.
Зайцев Ю. А., Филатова Л. И. Новые данные о строении докембрия Улутау (в свя-
зи с разработкой единой стратиграфической схемы докембрия Центрального Казахста-
на).— В кн.: Вопросы геологии Центрального Казахстана. М., 1971.
Захаров А. М. К вопросу тектонического районирования Тургайского прогиба. —
Известия АН КазССР. Сер. геол., 1974, № 5.
Иванов И. В., Веселов Е. В., Изоитко В. М., Поротов Г. С. Морфология рудной
залежи Сарбайского месторождения.—Известия вузов. Геология и разведка, 1967, № 11.
Ивлев А. И., Ксенофонтов О. К., Фальков Ю. Г., Филатов А. В. Валерьяновская
андезито-диоритовая визе-намюрская вулкано-плутоническая формация и ее рудонос-
ность. — В кн.: Вулкано-плутоническая формация и ее рудоносность. Алма-Ата, «Нау-
ка» КазССР, 1969.
Изоитко В. М., Поротов Г. С. Об интрузивных горных породах Сарбайского место-
рождения. — Зап. ЛГИ, 1964, т. 67, вып. 2.
Каймаков А. К, Киселев Л. М., Кириченко И. В., Плехова К- Р. Исследования зе-
леных слюд Централыю-Адаевского месторождения методами их спектроскопии и рент-
генографии.— В кн.: Материалы по минералогии Казахстана. Алма-Ата, 1974.
Калугин А. С. Железорудные формации Сибири.— В кн.: Главнейшие железоруд-
ные месторождения Сибири. Новосибирск, Наука, 1970.
Калугин И. А. Метаморфизм и метасоматоз железных руд Холзуиского месторож-
дения на Алтае. Новосибирск, Наука, 1976.
Кассандров Э. Г. Состав, взаимоотношения и условия образования апатит-магие-
титовых, магнетитовых и гематитовых руд Холзуиского месторождения на Алтае. Авто-
реф. канд. дне. Новосибирск, 1972.
Кавун В. И. Основные закономерности локализации марганцевых руд Каражаль-
ского рудного поля. — В кн.: Марганцевые месторождения СССР. М., Наука, 1967.
Калинин В. В. Джездниский тип марганцевых и железо-марганцевых месторожде-
ний западной части Центрального Казахстана. — В кн.: Марганцевые месторождения
складчатых областей СССР. М., Наука, 1978.
Каюпова М. М. О наложении метаморфизма на железо-марганцевые месторожде-
ния Джумарт и Камыс в Атасуйском рудном районе. — Известия АН КазССР. Сер.
геол., 1960, № 2.
Каюпова М. М. Литолого-минералогические особенности месторождений Джумарт
и Камыс. Автореф. канд. дис. Алма-Ата, 1962.
Каюпова М. М. Особенности минералогии некоторых железо-марганцевых место-
рождений Атасуйского района. — Известия АН КазССР. Сер. геол., 1965, № 2.
Кирова Т. В. О расчленении толщи андезитовых порфиритов на Канарском желе-
зорудном месторождении. — Зап. ЛГИ. Геология, 1964, т. XVII, вып. 2.
Кобзарь П. И., Каймаков А. К., Шангиреев X. Г. и др. Некоторые новые данные
по Соколовскому месторождению магнетита. — Труды КазИМСа, 1962, вып. 7.
Киселев Л. И., Костик И. Е., Милецкий Б. Е. Некоторые черты магматизма и ме-
таллогении Иргизского синклинория. — В кн.: Материалы по геологии и полезным иско-
паемым Западного Казахстана. Т. III. Алма-Ата, «Наука» КазССР, 1966.
Корель В. Г. Петрология магнетитовых месторождений Алтае-Саянской области.
М., Недра, 1972.
Коржинский Д. С. Петрология Турьинских скарновых месторождений меди. М.,
Изд-во АН СССР, 1948.
Коржинский Д. С. Очерк метасоматических процессов. — В кн.: Основные пробле-
мы в учении о магматогенных рудных месторождениях. М., Изд-во АН СССР, 1953.
Кочергин И. А. Сарбайское месторождение. — В кн.: Магнетитовые руды Куста-
найской области. М., Изд-во АН СССР, 1958.
Кочергин И. А. Источник железа при формировании Соколовско-Сарбайской груп-
пы магнетитовых месторождений. — В кн.: К вопросу об источнике вещества эндоген-
ных рудных месторождений. Алма-Ата, 1970. •
Кочергин И. А. Сарбайское магнетитовое месторождение. Алма-Ата, 1971.
Кочергин И. А., Васильев М. М., Кирей В. Т., Ямбаев М. У. О морфологии руд-
201
ных тел и структур Сарбайского магнетитового месторождения. — Известия вузов. Гео-
логия и разведка, 1972, № 6.
Кузебный В. С. Магматические формации Юго-Западного Алтая и их металлогени-
ческие особенности.— В кн.: Проблемы магматической геологии. Новосибирск, Нау-
ка, 1973.
Кузнецов В. А. Генетические группы и формации эндогенных рудных месторожде-
ний и их значение для металлогенического анализа. — В кн.: Закономерности размеще-
ния полезных ископаемых. Т. VIII. М., Наука, 1967.
Кузнецов И. И. и др. Иргизский синклинорий. — В кн.: Закономерности размеще-
ния и образования магнетитовых и хромитовых месторождений Мугоджар и Тургай-
ского прогиба. ОНТИ КазИМС. Алма-Ата, 1968.
Кузнецов Ю. А. Главные типы магматических формаций. М., Недра, 1964.
Леоненок Н. И. Силурийские отложения Коснстекского района (Северные Мугод-
жары). — Труды лабор. геологии угля АН СССР, 1955, вып. 3.
Лисицын А. Е. Гранитизация докембрия Кокчетавской глыбы и генезис магнезиаль-
ных скарнов. М., Недра, 1970.
Ляпичев Г. Ф. Типы структурно-формационных комплексов и мегакомплексов.—
В кн.: Типы структурно-формационных комплексов и тектоническое районирование па-
леозонд. Алма-Ата, «Наука» КазССР, 1977.
Магакьян И. Г. Рудные месторождения. М., Гостехиздат, 1955.
Мазина Е. А. Геологическое строение палеозойского фундамента северной части
Тургайского прогиба. Труды Объединенной Кустанайской научной сессии. Т. 2. Алма-
Ата, 1958.
Максимов А. А. Типы марганцевых и железо-м аргаицевых месторождений Цент-
рального Казахстана.—В цн.: Закономерности размещения месторождений полезных
ископаемых. Т. I. М., Изд-во АН СССР, 1958.
Марков М. С. О стратиграфии и тектоническом положении джеспилитовых толщ-
Карсакпайского синклинория. — Известия АН СССР. Сер. геол., 1958, № 4.
Марков М. С. Джеспилитовая формация вулканогенно-кремнистого ряда в Карсак-
пайском синклинории. — В кн.: Закономерности размещения полезных ископаемых. Т. II.
М, Изд-во АН СССР, 1959.
Марченко Л. Г. Петрогспетические особенности интрузии Сарбай-Соколовского
комплекса (север Тургайского прогиба). Автореф. капд. дис. Алма-Ата, 1971.
Марченко Л. Г., Беляшов Н. М. О происхождении гранит-порфпров Канарского
массива. — В кн.: Геология и генетические особенности магнетитовых месторождений
Тургая. Алма-Ата, «Наука» КазССР, 1969.
Металлогения Казахстана. Типы структурно-формационных комплексов и тектони-
ческое районирование палеозоид. Алма-Ата, «Наука» КазССР, 1977.
Митряева Н. М., Рожнов А. А., Щерба Г. Н. К генезису полиметаллических руд
Атасуйского района. — Известия АН КазССР. Сер. геол., 1962, № 6.
Михайлов Н. П. Общие закономерности распространения ультраосновных и основ-
ных интрузий в Восточном Казахстане. — Сов. геол., 1958, № 7.
Момджи Г. С. Железорудные формации подвижных зон СССР (классификация
и закономерности размещения). — Геол, рудных месторождений, 1972, № 5.
Момджи Г. С., Пастушенко И. И. Прогнозная оценка запасов железных руд. —
Сов. геол., 1963, № 12.
Момджи Г. С., Пастушенко И. И., Епифанов Б. П. Геологическая классификация
железорудных месторождений. — В кн.: Оценка железорудных месторождений при
поисках и разведках. М., Недра, 1970.
Москаленко А. И. К вопросу о геологическом строении Сарбайского месторожде-
ния.— Зап. ЛГИ, 1968, т. LV, вып. 2.
Москаленко А. И. Структурно-геологические особенности нового Южно-Сарбай-
ского месторождения магнетитовых руд. — Зап. ЛГИ, 1969, т. LVIII, вып. 2.
Нурлыбаев А. Н. Щелочные породы Казахстана и их полезные ископаемые. Алма-
Ата, «Наука» КазССР, 1973.
Овчинников Л. И. Контактово-метасоматические месторождения Среднего и Север-
ного Урала. — Труды ГГИ УФАН СССР, 1960, вып. 39.
Онтоев Д. О. Описание магнетитовых месторождений. — В ки.: Магнетитовые ру-
ды Кустанайской области. М., Изд-во АН СССР, 1958.
Павлов Д. И. Анзасское магнетитовое месторождение и участие хлора в его фор-
мировании. М., Изд-во АН СССР, 1964.
Павлов Д. И. Магнетитовое рудообразование при участии экзогенных хлоридных
вод. М., Наука, 1975.
Панкратова И. Л. Метаморфогеииое железоорудененне в связи с гранитизацией на
примере Аккудукского месторождения. — В кн.: Геология, тектонический режим и ме-
таллогения метаморфизма. Тезисы докладов III Всесоюзного симпозиума по метамор-
физму. Т. II. Свердловск, 1977.
Половинкина Ю. И., Розина Б. Б. Железистые кварциты Карсакпая. — В кн.: Ма-
териалы по геологии и полезным ископаемым. Ч. I. — Материалы ВСЕГЕИ. Новая серия,
1956, вып. 8.
202
Поляков Г. В. Явление мобилизации железа при образовании эндогенных место-
рождений Юга Сибири. — Геология рудных месторождений, 1967. № 1.
Поротов Г. С., Веселов Е. В. О генезисе кислых пород Канарского магнетитового
месторождения. — Геология и геофизика, 1972, № 3.
Поспелов Г. А. Роль генетических представлений в геологическом прогнозировании
скрытого оруденения в магнетитовых месторождениях Горной Шорни. — В ки.: Пробле-
мы генезиса, закономерности размещения и перспективы железооруденения Алтае-Саян-
скоп складчатой области. Ч. I. Новосибирск, 1974.
Поспелова А. С., Захаров Л. М. Нижние каменноугольные отложения Кустанай-
ской зоны. — В ки.: Геология СССР. Т. XXXIV (Тургайский прогиб), кн. 1. М., Нед-
ра, 1971.
Пятунин В. К.. Соколовское месторождение. — В кн.: Магнетитовые руды Куста-
найской области и пути их использования. М., Изд-во АН СССР, 1958.
Райхлин А. И. Гранитоиды Тогузак-Аятского междуречья в Западном Тургае.
Автореф. каид. дис. Л., 1970.
Рожнов А. А. О геолого-генетических особенностях марганцевого оруденения за-
падной части Жаильминской мульды и место марганцевого оруденения в ряду проявле-
ний железа и полнметаллов района. — В кн.: Марганцевые месторождения СССР. М.,
Наука, 1967.
Розанов С. Б. Спилитовая джеспилптоносная формация протерозоя Казахстана. —
В кн.: Геология и тектоника докембрия Центрального Казахстана. М., 1976.
Розен О. М., Краснобаев А. А. О возрасте гнейсов Кокчетавского массива. — Бюл.
МОИП, отд. геол., 1966, № 1.
Руденко П. И. Геологическое строение и закономерности размещения руд на Со-
коловском месторождении. — Информ, сообщ. ВИЭМСа. Сер. геол., 1969, № 2.
Ру хин Л. В. Основы литологии. Л., Недра, 1969.
Садыков А. М. Стратиграфия верхнего девона—нижнего карбона района Атасуй-
ских месторождений. Алма-Ата, Изд-во АН КазССР, 1959.
Сапожников Д. Г. Каражальское железо-марганцевое месторождение. — Труды
ИГЕМ АН СССР, 1963, вып. 89.
Сатпаев К. И. Месторождения руд железа и марганца в Джезказган-Улытавском
районе. — В кн.: Большой Джезказган. М, 1935.
Сатпаев /\. И. Геология и запасы Карсакпапского железорудного месторожде-
ния. — Народное хозяйство Казахстана, 1938, № 2.
Сергийко Ю. А.. Магомедов С. Г. Геологическое строение и особенности локализа-
ции скарново-рудиых тел месторождения Атансор. — Труды ИГН АН КазССР,
1962, т. VI.
Серых В. И., Шульга В. М., Ляпичев Г. Ф. и др. Каледонский тектоно-магматиче-
ский цикл. Кокчетав-Северо-Тяиыпанская складчатая система. — В кн.: Геология СССР,
т. XX. Центральный Казахстан, кн. 3. М., Недра, 1972.
Смирнов В. И. Геология полезных ископаемых. М., Недра, 1965.
Синяков В. И. Формационные типы железорудных месторождений Тельбессксго
рудного пояса (Горная Шорня). Новосибирск, Наука, 1975.
Соколов Г. А. Геология, закономерности состава и вопросы генезиса магнетитовых
месторождений Тургайского прогиба. Труды Объед. Кустан. научной сессии. Т. 2. Алма-
Ата, 1958.
Соколов Г. А., Григорьев В. М. Месторождения железа. — В ки.: Рудные место-
рождения СССР. Т. 1. М., Наука, 1974.
Соколов Г. Д., Дымкин А. М. К вопросу о классификации контактово-метасомати-
ческих железорудных месторождений. — В кн.: Геология и генезис магнетитовых место-
рождений Сибири. М., Наука, 1967.
Спиридонов Э. М., Сергеева Н. Е., Соколова Н. Ф., Шадэ Б. Железо-титановое ору-
денение клииопироксенит-габбрового интрузива Отайды-Карасу в Северном Казахста-
не.— Геология рудных месторождений, 1979, т. XXI, № 1.
Сыромятников Н. Г., Трофимова Л. А. и др. Геохимия изотопов свинца, серы и ра-
диоэлементов на месторождениях цветных, черных и редких металлов Центрального
Казахстана. Информационный сборник ИГН им. К. И. Сатпаева АН КазССР. Алма-Ата,
«Наука» КазССР, 1976.
Тетерев Г. М. Тургайские магнетитовые месторождения, их перспективная оценка
и поисковые критерии. Автореф. канд. дис. Свердловск, 1966.
Тилепов 3. Т. Некоторые закономерности размещения и перспективы месторожде-
ний железных руд в Северо-Западном Прибалхашье. — В кн.: Материалы I республи-
канской конференции молодых геологов КазССР, 1968.
Топорков Д. Д. Геологические особенности, типы и ресурсы железных руд Тургай-
ского прогиба. — В кн.: Труды Объед. Кустанайской научной сессии. Т. 2. Алма-
Ата, 1958.
Трусова И. Ф. Парагеиетический анализ кристаллических сланцев нижнего архея
Кокчетавского массива. — Сов. геол., 1956, сб. 51.
Трусова И. Ф. Гранитизация и метаморфизм докембрийских образований Цент-
203
рального Казахстана. Междунар. геологический конгресс, XXI сессия. Докл. сов. геол.,
проблема 14, гранито-гнейсы. М., Госгеолтехиздат, 1960.
Узбеков М. Р. Карсакпайский железорудный район. — В кн.: Железорудные место-
рождения Центрального Казахстана и пути их использования. М., 1960.
Филатова Л. И. Докембрийский Улутау. М., Изд-во МГУ, 1962.
Филатова Л. И. Комплекс гнейсов окрестностей гор Эскулы. Центральный Казах-
стан. — В кн.: Вопросы региональной геологии СССР. М., Изд-во МГУ, 1964.
Филатова Л. И. Стратиграфия метаморфических толщ Центрального Казахстана
(в связи с разработкой корреляционной схемы). — Вестник МГУ. Отдел, геол
1970, Ns 2.
Филатова Л. И. Формационная оценка и особенности литологии метаморфизован-
ных вулканогенно-осадочных толщ протерозоя Центрального Казахстана. — В кн.: Проб-
лемы осадочной геологии докембрия. Вып. 4, кн. 1. М., Недра, 1975.
Формозова Л. Н. Формационные типы железных руд докембрия и их эволюция.
М., Наука, 1973.
Фрей В. И. Геолого-промышленная характеристика месторождений магнетитовых
руд. Куржункульское месторождение. — В кн.: Магнетитовые руды Кустанайской обла-
сти. М., Изд-во АН СССР, 1958.
Хсдак Ю. А., Грибов Е. М Марганцевые и железорудные концентрации Джаиль-
манской мульды. М., Наука, 1966.
Херувимова Н. Л., Конев А. К. Атасуйская группа железорудных месторождений
Центрального Казахстана, 1941, вып. 17.
Чугуевская О. М., Новохатский И. П., Трофимов Н. А. О новом генетическом типе
руд в магнетитовых месторождениях Тургайского прогиба.—ДАН СССР, 1968,
т. 178, № 1.
Шабынин Л. И. О магнезиально-скарновой рудной формации. — В кн.: Вопросы
генезиса и закономерности размещения эндогенных месторождений. М., Наука, 1966.
Шабынин Л. И. Формация магнезиальных скарнов. М., Наука, 1973.
Шабынин Л. И. Магнезиально-скарновые железорудные месторождения. М., Нед-
ра, 1978.
Шангиреев X. Г. Особенности формирования магнетитовых руд Давыдовского и
Соколовского месторождений в Тургае. Автореф. канд. дис. Алма-Ата, 1971.
Штейнберг Д. С., Фоминых В. Г. Титаномагнетиты изверженных пород Урала и
связанные с ними титаномагнетитовьге месторождения. Труды Уральского совещания,
Свердловск, 1963.
Щерба Г. Н. Месторождения атасуйского типа.— Геология рудных месторожде-
ний, 1967, Ns 5.
Щерба Г. Н., Лаумулин Т. М. и др. Геология и металлогения Северо-Западного
Прибалхашья. Т. I. Алма-Ата, «Наука» КазССР, 1968.
Щербак В. М. Роль разрывных нарушений в структуре и рудолокализацип Елтай-
ско-Куржуикульского рудного района в Тургае. — Известия АН КазССР. Сер. геол.,
1965, № 5.
Щербак В. М. Геолого-структурные и генетические особенности магнетитовых ме-
сторождений Елтайско-Куржункульского рудного района. — В кн.: Геология и генети-
ческие особенности магнетитовых месторождений Тургая. Алма-Ата, «Наука»
КазССР, 1969.
Яковлев Ю. Н. Геологическое строение, минеральный состав и генезис Куржун-
кульского железорудного месторождения. — Зап. ЛГИ, 1962, т. 42, вып. 2.
Яншин А. Л. Взгляды А. Д. Архангельского па тектонический характер юго-восточ-
ного обрамления Русской платформы и современные представления по этому вопросу. —
В кн.: Памяти академика А. Д. Архангельского. М., Изд-во АН СССР, 1951.
Wright А. Е., Bowes D. Р. Formation of explosion breccias. — Bull, volcan, 1968i
32. N 1.
ОГЛАВЛЕНИЕ
Введение (А. А. Абдулин, Д. К. Каюпсв, В. Г. Ли, Г. Ф. Ляпичев,
Л. А. Мирошниченко)................................................ ...	5
История исследования геологии главных месторождений (Д. Е. Бекмухаметов,
Т. Г. Каймирасова)..........................................................16
Систематика рудных формаций железа и марганца (Д. Д. Абдулин, А. Е. Бекму-
хаметов, А. К. Кантов, В. Г. Ли, Г. Ф. Ляпичев, Л. А. Мирошниченко) .	. 22
М е г а р я д фосфорно-ванадиево-титаново-медно-марганцево-железорудных
формаций ........................................................ .....	29
Ряд медно-ванаднево-марганцево-тнтаново-железорудных формаций .	, —
Фосфорио-марганцево-железорудиая формация (Г. Г. Каймирасова) . . —
Кварцево-апатнт-браунит-гаусманнт-манганнтовый тип .	.	.	.30
Рудопроявленне Коснстек (Э. А. Байдильдин, В. Г. Кориневский) —
Медно-ванадиево-титаиово-железорудная формация (А. Е. Бекмухаметов) 32
Авгвт-ильмепит-титаиомагнетптовый и гранат-пнроксеи-ппрротпн-халь-
копирнт-магиетнтовый типы.........................................33
Велиховское месторождение (А. Е. Бекмухаметов)	....	—
Меднсто-серноколчеданно-марганцево-железорудная формация (Г. Г. Кай-
мирасова) ..........................................................41
Кварц-пирит-пеитлаидит-браунит-магнетнт-гематитовый	тип	.	.	.42
Месторождение Косагалы I (Б. Г. Ногаспаев)...................—
Кварц-гематит-магнетит-брауиитовый тип.........................45
Месторождение Жаксы (Т. Г. Каймирасова)......................—
М е г а р я д железо-марганцево-золото-молнбденово-цннково-медных форма-
ций ............................................................. .....	47
Ряд маргаицево-золото-молибдеиово-медио-цинковых формаций .	.	. —
Железо-маргаицевая формация (Т. Г. Каймирасова)......................—
Кварц-маиганит-браунит-гаусманитовый тип...........................—
Месторождение Карамола (Г. Г. Каймирасова).......................—
Кварц-гематит-брауннт-гаусманитовый тип...........................48
Месторождение Шуулдак (Э. А. Байдильдин).........................—
Фосфорно-медно-свинцово-цииково-железорудиая формация (А. Е. Бек-
мухаметов) .........................................................49
Кварц-магнетит-гематнтовый тип................................53
Ка^>сакпайская группа месторождений (С. Б. Розанов, Г. В. Жуков,
Л. И. Филатова)..................................................—
Гранат-апатит-амфибол-хлорнт-кварц-гематит-магнетитовый	тип	.	.	60
Агцитастинское месторождение (А.	Е.	Бекмухаметов)	....	—
М е г а р я д золото-серебряио-молпбденово-медно-железорудно-свинцово-цин-
ковых формаций ....................................................
Ряд золото-молнбденово-железо-медно-свиицово-цииковых формаций .
Свинцово-цинково-фосфорпо-железорудная формация (А. Е. Бекмухаме-
тов) ..............
67
205
Кварц-хлорит-гематнт-магиетптовый и амфибол-апатпт-магнетитовын
типы.............................................................68
Холзунское месторождение (А. Е. Бекмухаметов, И. Л. Панкратова)
Маркакульское месторождение (£. С. Шулаков).....................71
Серноколчеданно-железорудная формация (А. Е. Бекмухаметов) .	. 74
Кварц-кальцит-плагпоклаз-магнстпт-гематптовый и флогоппт-амфпбол-
магнетитовый типы.................................................75
Месторождение Елтай II (А. Е. Бекмухаметов)......................—
Золото-молибдеиово-медпо-железорудиая формация (А. Е. Бекмухаметов) 80
Диопснд-альбпт-скаполит-ильменпт-тптаномагнетптовый тип .	.	.88
Давыдовское месторождение (Н. А. Беляшов, X. Г. Шангиреев,
Р. Д. Шангиреева, В. А. Шадрина, А. С. Кандаурова) .	.	.	. —
Авгит-оливип-титаномагистптовый тип...............................91
Надеждинское месторождение (X. Г. Шангиреев, Н. .VI. Беляшов,
Флогопнт-амфибол-магнетитовый тип..................................93
Куржункульское месторождение (А. Е. Бекмухаметов) .	.	. —
Флогопит-амфибол-пироксен-альбит-скаполит-магнетитовый тип	.	. 99
Качарское месторождение (А. Е. Бекмухаметов)......................—
Соколовское месторождение (А. Е. Бекмухаметов, X. Г. Шангиреев) 110
Сарбайское месторождение (А. Е. Бекмухаметов) .	... 116
Флогопит-ппроксен-магнетитовын тип................................123
Месторождение Елтай III (А. Е. Бекмухаметов)......................—
Гранат-пироксен-магнетитовый тип..................................124
Глубоченское месторождение (А. Е. Бекмухаметов) .... —
Иргизское месторождение (А. Е. Бекмухаметов, А. А. Жунусов) . . 128
Гранат-пироксен-магнетптовый и березитово-молибдеиит-халькопирито-
вый типы..........................................................131
Ушкольское месторождение (А. Е. Бекмухаметов, А. А. Жунусов) —
Ряд золото-рениево-молибденово-медно-железорудиых формаций .	.	.	135
Золото-молибденово-медно-кобальтово-железорудная формация (Л. А. Ми-
рошниченко) ............	.	—
Грапат-пироксен-дашкесаннт-магнетитовый тип.......................138
Атансорское месторождение (Ю. А. Сергийко, С. Г. Магомедов,
И. В. Шапошникова)................................................—
Ряд мышьяково-свинцово цинково-железо-золото-серебряно-молибденово-
медных формаций...................................................  143
Железо-молибденово-медная формация (Л. А. Мирошниченко) .	.	. —
Грапат-пироксен-амфибол-магиститовып тип..........................144
Месторождение Кентюбе (Ю. А. Сергийко, 3. Т. Тилепов, А. Д. Кур-
банов, К. Н. Фаткулин, Ю. А. Шелехов, Н. В. Шапошникова)
М е г а р я д редкоэлеметно-фосфорпо-титаново-медно-железорудной формации 148
Ряд фосфорно-титаново-мсдно-железорудных формаций.......................—
Редкоэлсментио-фосфорио-титапово-медно-желсзорудная	формация
(А. Е. Бекмухаметов)	...................... . —
Авгнт-апатит-ильменит-тнтаномагнетитовый тип......................149
Месторождение Масальское (А. Н. Нурлыбаев, А. Г. Михайлов) . . —
Флогопит-пироксен-кобальтии-пирит-халькопирит-магнетнтовый тип . . 151
Месторождение Ирису (В. И. Ходымчук, С. Б. Тихонов) .	. —
М е г а р я д железо-м арганцево-фосфорпо-вападиево-барптово-медно-свинцо-
во цинковых формаций.....................................................154
Ряд баритово-свпнцово-цииково-фосфорно-ванадиевых формаций .	.	. —
Рснпево-молнбдепово-жслсзо-маргаицево-барптово-фосфорно-ванадиевая
формация (А. Е. Бекмухаметов).........................................—
Анкерит-пнстомезит-сидероплезитовый тип .	.... 156
Месторождение Абаил | (А. Г. Каринов))	.................—
Ряд железо-марганцево-германиево-баритово-медно-свинцово-цииковых фор-
маций ................................................................158
Железо-марганцево-свипцово-цинково-баритовая формация (В. Г. Ли) —
Кварц-якобснт-родохрозит-родонтп-гематит-магиетитовый тип (в ассоциации с
барпт-сфалернт-галепит-ппрнтовым) .....................................159
Месторождение Бурултас (П. К. Жуков, А. Г. Кузнечевский) .	. __
Ассоциация свинцово-цинково-гермапиево-железо-марганцсвой и баритово-
медпо-свинцово-цинковой формаций (Т. Г. Каймирасова, А. А. Рожнов) jgg
Жаильминская грабсн-сипклипаль (Атасуйский рудный район) .	_
Кварц-галеппт-сфалерит-якобсит-манганокальцнт-гаусманит-браунпт-
магпетнт-гематитовый тип (в ассоциации с коропадит-барит-халькопи-
рит сфалерит-галепптовым)...........................................169
206
Каражальское рудное поле (И. И. Бондаренко, А. А. Рожнов) .	. —
Ушкатынское рудное поле (Е. И. Бузмаков, Т. Г. Каймирасова,
М. М. Каюпова, Л. Н. Павенко, Н. М Радченко, А. А. Рожнов,
В. Я. Середа, В. И. -Щибрик)................................. 176
Кварц-гематит-мангаиокальцит-манганнт-браунитовый тип .	.	182
Месторождение Каратас (Т. Г. Каймирасова).....................—
Манганит-браупитовый тип (в ассоциации с барпт-голланднт-коронаднт-
гаусманит-гематитовым)..................................... ....	184
Джездинское рудное поле (Т. Г. Каймирасова).....................—
М е г а р я д борно-медно-свинцово-цииково-железорудных формаций
(А. Е. Бекмухаметов)	...........................................190
Шпинель-форстернт-дпопсид-флогопнт-тремолит-серпентии-магнстнто-
вый тнп.....................................................191
Жолдыбайское	месторождение	(А.	Е.	Лисицын)...................—
Месторождение	Аккудук	(И.	Л.	Панкратова)....................196
Литература...............................................................199
МЕТАЛЛОГЕНИЯ КАЗАХСТАНА
Рудные формации
Месторождения руд железа и марганца
Утверждено к печати Ученым советом ордена Трудового Красного Знамени Института
геологических наук им. К- И. Сатпаева Академии наук Казахской ССР
Рецензенты: кандидаты геолого минералогических наук И. А. Кочергин,
Л. Б. Мнушкин
Зав. редакцией Н. А. Менжулина
Редактор Г. И. Воронцова
Художественный редактор А. Б. Мальцев
Технический редактор В. М. Муромцева
Корректор Т. П. Нежданова
ИБ № 876
Сдано в набор 31.10.81. Подписано в печать 2.02.82. УГ07013.
Формат бумаги 70><108I/i6. Типографская № 1. Литературная гарнитура.
Высокая печать. Усл. п. л. 18,2 Уч.-изд. л. 18,2. Тираж 1000. Заказ 210. Цена 3 р. 30 к.
Издательство «Наука» Казахской ССР.
Типография издательства «Наука» Казахской ССР.
Адрес издательства и типографии: 480021, г. Алма-Ата, Шевченко, 28.