Геология рудных месторождений, 2021, T. 63, № 5, стр. 399-426

Задачи и методика исследования

Главная задача исследования – с теоретических позиций современных геотектонических гипотез выполнить системный анализ большого фактического материала геолого-съемочных, поисковых и геологоразведочных работ прошлых лет и новых результатов научных исследований с целью определения направления дальнейших прогнозно-поисковых работ на территории Южного Алтая. На этой основе предусматривалось уточнить геотектоническую позицию и закономерности формирования рудоносных образований в общей геологической структуре Большого Алтая, разработать критерии прогнозирования и поиска ведущих геолого-генетических типов оруденения.

Методика работ заключалась в сборе и анализе фондовых и литературных материалов, проведении полевых экспедиционных работ на реперных геологических участках и типовых рудных объектах. Производилось детальное изучение состава вмещающих пород и рудного вещества с использованием масс-спектрометра ICP-MS Agilent 7500cx с индуктивно-связанной массой, сканирующего электронного микроскопа JSM-6390LV и рентгеноструктурного спектрометра CPB-1M. Выполнялось сопоставление железорудных, полиметаллических, золоторудных и других типов месторождений Южного Алтая с аналогичными месторождениями Рудного Алтая, Западной Калбы и других регионов.

Изотопная характеристика гранитоидов Калбы

В последние годы для изотопной характеристики гранитоидов Калба-Нарымской зоны использовались Rb–Sr- и Sm–Nd-изотопные системы (Куйбида и др., 2009; Хромых и др., 2016; Kuibida et al., 2019). Все гранитоиды этой зоны характеризуются обогащением радиогенным неодимом и положительными значениями Ɛ_Nd(T), что в общем случае свидетельствует о происхождении их источников из деплетированной мантии. Такие значения характерны для большинства фанерозойских гранитоидов Центральной Азии (Коваленко и др., 1996; Jahn et al., 2000).

Наибольшие значения Ɛ_Nd(T)= +6.7 установлены для плагиогранитов кунушского комплекса, что свидетельствует об их формировании за счет фрагментов океанической коры, залегающей в основании Калба-Нарымского террейна (фиг. 4). Значения Ɛ_Nd(T) для пород калгутинского и калбинского комплексов занимают промежуточное положение между породами метабазитового основания Калба-Нарымского террейна, осадочными толщами такырской свиты и метаморфическими породами в Иртышской сдвиговой зоне (Плотников и др., 2003). Породы монастырского комплекса обогащены радиогенным Nd. Значения ε_Nd(T) от +4.3 до +5.3. Такие сильные различия показывают, что формирование пород монастырского комплекса не является следствием дифференциации магм калбинского комплекса, а их появление, вероятно, связано с результатом нового импульса плавления субстратов с повторным прогревом метабазитового основания Калба-Нарымского террейна.

Фиг. 4.

Диаграмма ε_Nd(T) – возраст, (млн лет) для гранитоидных комплексов Калба-Нарымской зоны. Построена по изотопным Sm–Nd-данным, опубликованным в работах (Хромых и др., 2016; Kuibida et al., 2019). 1 – кунушский комплекс, гранодиориты и 2 – плагиограниты; 3 – калбинский комплекс, гранодиориты, граниты; 4 – монастырский комплекс, лейкограниты; 5 – изотопный состав позднедевонских океанических базальтов Чарской зоны (Safonova et al., 2012); 6 – изотопный состав алевролитов и алевропесчаников такырской свиты и 7 – изотопный состав метаморфических пород блоков Иртышской сдвиговой зоны (Плотников и др., 2003). DM – линия эволюции изотопного состава деплетированной мантии; CHUR – линия эволюции изотопного состава однородного хондритового резервуара, по существующим моделям соответствующего примитивной мантии.

Наименьшие отношения (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_T зафиксированы для плагиогранитов кунушского комплекса (фиг. 5). Для гранитов калгутинского и калбинкого комплексов кластер определений изотопного состава Rb–Sr-системы имеет значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr(T) от 0.7039 до 0.7059. Наибольший разброс значений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr(T) характерен для лейкогранитов монастырского комплекса – от 0.6956 до 0.7085. Это связано, прежде всего, с широкими вариациями отношений Rb и Sr, обусловленными повышенной редкометалльностью гранитов монастырского комплекса: содержания Rb достигают 300 г/т, в то время как значения Sr не превышают 30 г/т. Следует также учитывать, что в Калба-Нарымской зоне в составе протолита для гранитных магм велика доля осадочных пород, для которых характерны широкие вариации Rb–Sr-отношений вследствие высокой подвижности этих элементов в морской воде. В связи с этим Rb–Sr-изотопные данные не всегда могут достоверно свидетельствовать о составе источников.

Фиг. 5.

Диаграмма ε_Nd(T) – ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr(T) для гранитоидных комплексов Калба-Нарымской зоны. Построена по изотопным Sm–Nd- и Rb–Sr-данным, опубликованным в работах (Хромых и др., 2016). 1 – кунушский комплекс, гранодиориты; 2 – плагиограниты; 3 – калбинский комплекс, гранодиориты, граниты; 4 – монастырский комплекс, лейкограниты.

Первичные значения Rb/Sr отношений также значительно изменялись от плагиогранитов кунушского комплекса (0.18) до калбинских гранитов (3.44–5.61) и лейкогранитов монастырского комплекса (41.0), что объясняется увеличением в породах количества калиевого полевого шпата.

Геодинамическая модель развития БА в общем виде отражает цикличность формирования геологических и металлогенических структур в различных геодинамических режимах и обстановках. В региональном плане проявляется латеральная асимметричная металлогеническая зональность, фиксируемая в резкой смене колчеданных медно-полиметаллических месторождений редкометалльными, золоторудными и затем многометалльными месторождениями, что ранее с геосинклинальных позиций не находило должного объяснения. По новым мобилистским представлениям, Большой Алтай представляет собой коллаж террейнов, ограниченных глубинными разломами и отличающихся по геотектонической позиции, особенностям глубинного строения, специфике геологических формаций и металлогении, что и определило асимметричную зональность оруденения по латерали (фиг. 6).

Фиг. 6.

Металлогеническое районирование Большого Алтая и сопредельных территорий. 1 – границы рудного пояса; 2 – границы металлогенических зон; 3 – Рудноалтайский, 4 – Калба-Нарымский, 5 – Западно-Калбинский и 6 – Жарма-Саурский рудные пояса; 7 – бортовые каледонские структуры Горного Алтая, Китайского Алтая и Чингиз-Тарбагатая; 8 – герциниды Северного Прибалхашья. Название металлогенических зон (цифры в кружках): 1 – Белоубинско-Сарымсактинская, 2 – Рудноалтайская, 3 – Иртышская, 4 – Калба-Нарымская, 5 – Западно-Калбинская, 6 – Чарская, 7 – Жарма-Саурская, 8 – Сиректас-Сарсазанская, 9 – Восточно-Чингизская, 10 – Западно-Чингизская, 11 – Северо-Прибалхашская.

Формирование геологических и рудоносных структур Южного Алтая происходило в сложных геодинамических условиях тектонического сжатия под воздействием Джунгарского массива и Западно-Сибирской плиты. Процессы коллизии сопровождались интенсивным тектоническим скучиванием и метаморфическим преобразованием тектонических пластин, формированием надвигово-меланжевых структур, выжатых блоков докембрийского основания с телами серпентинизированных гипербазитов (Курчум-Кальджирский, Сарымсактинский, Теректинский, Курчумский и др.), активизацией разрывной тектоники и магматической деятельности. Здесь интенсивно проявились процессы регионального зеленосланцевого метаморфизма и железо-магнезиального, алюмокремнистого и кремнещелочного метасоматоза, отмечается многообразие геологических формаций и объектов различных рудно-формационных типов (Шуликов 1980; Большой Алтай …, 2000; Майорова, Майоров, 2014; Бисатова и др., 2017, Дьячков и др., 2017₁). Устанавливается юго-восточное продолжение рудных поясов и металлогенических зон БА в геологические структуры Южного Алтая, которые далее прослеживаются на территории Китайского Алтая (фиг. 7).

Фиг. 7.

Схема размещения основных месторождений на Южном и Китайском Алтае (с использованием материалов Han et al., 2014). Месторождения VMS-типа: 1 – Осеннее, 2 – Чекмарь, 3 – Анисимов Ключ, 4 – Стрежанское, 5 – Старковское, 7 – Ново-Лениногорское, 8 – Риддер-Сокольное, 9 – Тишинское, 11 – Верхубинское, 12 – Шемонаихинское, 13 – Орловское, 14 – Артемьевское, 15 – Николаевское, 16 – Ново-Березовское, 17 – Иртышское, 18 – Белоусовское, 19 – Малеевское, 20 – Зыряновское, 21 – Греховское, 23 – Александровское, 49 – Ашалы, 50 – Кайынбулак, 51 – Qiaxia, 52 – Тимурты, 53 – Hongdun, 54 – Talate, 55 – Kumasu, 56 – Ahsemlesayi, 57 – Daqiao, 58 – Keketale, 59 – Sharesuoke; SEDEX-тип (?): 24 – Никитинское, 25 – Пневское; Кируна-тип: 6 – Холзунское, 27 – Маркаколь, 68 – Менку; Besshi подтип: 30 – Когодай, 31 – Карчига; Редкометалльные месторождения разного генезиса: 22 – Алаха, 32 – Карасу, 33 – Чердояк, 34 – Палатцы, 35 – Белогорское, 36 – Юбилейное, 37 – Бакенное, 38 – Ново-Ахмировское, 39 – Медведка, 40 – Ахметкино; Месторождения орогенного золота: 10 – Секисовское, 26 – Маймыр, 28 – Манка, 29 – Маралиха, 41 – Большевик, 42 – Бакырчик, 43 – Сенташ, 44 – Кулуджун, 45 – Джумба, 46 – Балажал, 47 – Даубай, 48 – Чанг, 60 – Долоносай, 61 – Qiaoxiahala, 62 – Saidu, 63 – Samusuongbulake, 64 – Sarekuobu, 65 – Hongshanzui, 66 – Aketishikan, 67 – Akexike, 69 – Shaerbulake, 72 – Aketasi, 73 – Laoshankou, 76 – Xileketashihakasu; Скарновые Cu–Mo: 70 – Suoerkuduke; Магматические Cu–Ni: 71 – Харатунга (Колотонк); Порфировые месторождения меди: 75 – Tuosibasitao, 74 – Yulekenhalasu.

Металлогенические пояса

Рудноалтайский медно-полиметаллический пояс объединяет главные медноколчеданные и колчеданно-полиметаллические месторождения, расположенные в основном в Лениногорском, Зыряновском и Прииртышском рудных районах. Месторождения характеризуются богатыми комплексными рудами (Cu, Pb, Zn, Au, Ag, Pt и др.), относятся, согласно международным классификациям, к VMS-типу (табл. 1). Многие из них по запасам металлов являются крупными и очень крупными объектами (Риддер-Сокольное, Тишинское, Малеевское, Орловское и др.) (Беспаев и др., 1997; Большой Алтай …, 2000). Общие закономерности колчеданных месторождений заключаются в формировании их в раннюю стадию герцинского цикла на активной окраине Сибирской плиты в рифтогенной геодинамической обстановке и при рудоконтролирующей роли системы эшелонированных корово-мантийных глубинных разломов преимущественно северо-западного направления. Рудно-магматическая система отражает генетическую связь колчеданно-полиметаллических руд с группой девонских базальт-андезит-риолитовых формаций, дифференцированных и контрастного ряда. Они размещаются на нескольких стратиграфических уровнях в возрастном интервале 390–380 млн лет (Колчеданные …, 1983; Щерба и др., 1984; Chekalin, Dyachkov, 2013; Gaskov, 2018). По новым данным, аналогичный возраст имеют рудовмещающие субвулканические риолиты Рудного Алтая (Куйбида и др., 2019), что подтверждает девонский возраст колчеданно-полиметаллических месторождений.

В пределах Южного Алтая Рудноалтайский пояс прослеживается от Чингиз-Нарымского широтного разлома до границы с КНР. Рудноалтайская металлогеническая зона здесь резко сужается, ограничена Иртыш-Маркакольским и Белорецко-Маркакольским глубинными разломами, которые трассируются линейными поясами сближенных габбро-диабазовых интрузий (вавилонский, белорецко-маркакольский комплексы, D₃–C₁) в ассоциации с небольшими пластинами метаморфических пород PR₂ (?). Девонские вулканогенно-осадочные отложения на этой территории в основном перекрыты мощной толщей терригенных пород (C₁) Маймырского прогиба (фиг. 8). Фрагментарные выходы продуктивного девонского разреза фиксируются в Маркакольском и Теректинском тектонически сжатых блоках в виде лентовидных полос и пластин, ограниченных разломами. Им соответствуют Маркакольская железорудная и Александровско-Теректинская медно-полиметаллическая рудные зоны.

Фиг. 8.

Схема размещения геологических и рудных формаций Южного Алтая. 1 – четвертичные нерасчлененные отложения; 2 – кристаллические сланцы и амфиболиты с реликтами протрузий гипербазитов (PR?); геологические формации: 3 – карбонатно-терригенная (зеленосланцевая) (D₁p), 4 – базальт-андезит-риолитовая, известковисто-кремнисто-терригенная, 5 – известняково-терригенная (D_1–2); 6 – граувакко-алевролито-песчаниковая (C₁s); 7 – габбро-плагиогранитовая (C₁); 8 – габбро-диабазовая (D₃); 9 – гипербазитовая (PR?); 10 – плагиогранит-гранодиоритовая (С₃); 11 – гранитовая (P₁); 12–18 – рудные формации: 12 – медная, 13 – свинцовая, 14 – свинцово-цинковая, 15 – медно-цинковая, 16 – хромитовая; 17 – железорудная; 18 – тальк-магнезитовая; 19 – граница с Горным Алтаем; 20–24 – разломы; 25–26 – рудные узлы и зоны (цифры в квадратах): 1 – Когодайский, 2 – Карчигинский, 3 – Южно-Алтайский, 4 – Маркакольская и 5 – Александровско-Теректинская; 27 – зоны сжатия и 28 – растяжения; 29 – зона Маймырского прогиба. Названия разломов (цифры в кружках): 1 – Локтевско-Караиртышский, 2 – Белорецко-Маркакольский, 3 – Иртыш-Маркакольский, 4 – Калба-Нарымский, 5 – Теректинский, 6 – Чарский, 7 – Чингиз-Нарымский, 8 – Калгутинский, 9 – Акжал-Чингизтай. Названия металлогенических зон: БС – Белоубинско-Сарымсактинская, РА – Рудноалтайская, ИЗ – Иртышская, КН – Калба-Нарымская, ЗК – Западно-Калбинская, ЧЗ – Чарская.

Маркакольское месторождение апатит-магнетитовых руд характеризуется накоплением первичного оксидного железного оруденения в вулканогенно-осадочном разрезе (D_1–2) с последующим преобразованием руд в процессе регионального метаморфизма и динамометаморфизма зеленосланцевой и амфиболитовой фаций (фиг. 9). По (Шуликов, 1980), рудные тела размещаются в метаморфических сланцах кварц-альбит-биотитового, мусковит-альбит-кварцевого и биотит-амфибол-кварцевого состава. Наиболее значительные по размерам лентовидные залежи сплошных магнетитовых руд прослеживаются в длину на 2.5 км при мощности 1–12 м. Отмечаются также полосчатые и брекчиевидные руды. Преобладают сплошные магнетитовые и апатит-магнетитовые руды, содержащие железо до 62.5% и апатит до 5–14%. К сопутствующим минералам относятся пирит, гематит, альбит, актинолит, хлорит, кальцит и др. Месторождение имеет магматогенное происхождение и сходство с апатит-железорудными месторождениями Швеции (Кирунавара и др.), являющимися проявлением рудно-магматических систем IOCG-типа (Большой Алтай…, 2010).

Фиг. 9.

Геологическая карта Маркакольского месторождения (Шуликов, 1980). 1 – кайнозой; 2 – песчано-алевролитовая и 3 – песчаниковая пачки джайдакской свиты; 4 – метаморфическая толща среднедевонского возраста; 5 – мигматиты и гнейсо-граниты; 6 – анатектические гранитоиды прииртышской серии; 7 – габбро-диабазы нижнекаменноугольного комплекса; 8 – тектонические нарушения установленные; 9 – то же, предполагаемые под кайнозойским чехлом; 10 – железорудные зоны, прослеженные горными выработками; 11 – предполагаемые железорудные зоны по данным магнитной съемки; 12 – рудные зоны и их номера: Темир-Тас (1), Тас-Кайнат (2), Сарная (3).

Учитывая приуроченность месторождения к зоне Иртышско-Маркакольского разлома, состав оруденения, близкий к железорудным месторождениям Белоубинско-Сарымсактинской зоны (Холзунское, Родионов Лог, Коксинское и др.), явные признаки метаморфизма руд и рудовмещающих пород, можно полагать, что первичные руды имели вулканогенно-осадочное происхождение и подверглись интенсивному метаморфизму в коллизионной геодинамичекой обстановке (саурской фазе складчатости) и при внедрении габбро-плагиогранитовых интрузий прииртышского комплекса. Это положение подтверждается материалами по Китайскому Алтаю, где аналогичные стратиформные магнетитовые месторождения Мынку и Абагун расположены в комтеборской свите ранне-девонского возраста – 412.6 ± 3.5 млн лет (SHRIMP-II), сохранившейся среди пород протерозойского фундамента (Беспаев и др., 1997; Yang et al., 2008). Свита представлена преимущественно вулканитами кислого состава и известняково-терригенными породами, преобразованными при метаморфизме в лептиты, амфиболиты, кристаллические сланцы и мраморизованные известняки. Выявляются общие черты формирования (пространственная совмещенность, генетическая связь с девонскими вулканическими породами, апатит-магнетитовый состав руд) и геологического строения железорудных и колчеданно-полиметаллических месторождений Рудноалтайской, Белоубинско-Сарымсактинской металлогенических зон и Китайского Алтая, что позволяет, с учетом работ Г.Н. Щербы, Н.И. Гусева и Э.Г. Кассандрова (Щерба и др., 1984; Большой Алтай …, 2010), выделить на границе Горного и Рудного Алтая единый Белоубинско-Сарымсактинский железо-полиметаллический пояс.

Александровско-Теректинская медно-полиметаллическая зона расположена на юго-восточном продолжении Рудноалтайского пояса, характеризуется проявлением колчеданно-полиметаллических руд (Cu, Pb, Zn), связанного с девонским вулканизмом. Известные объекты представлены Александровским месторождением, рудопроявлениями Джаманчад, Терек-тинское и др., изучением которых занимались А.А. Шатобин, Э.Г. Конников, Н.В. Полянский и другие (фиг. 10, табл. 1). Основные сведения приведены в работе (Беспаев и др., 1997; Большой Алтай, 2000).

Фиг. 10.

Геологический план (а) и разрез (б) Александровского месторождения (Южный Алтай). 1 – вулканогенно-кремнисто-известково-терригенные отложения, преобразованные в кварцево-хлоритовые, кварцево-серицитовые сланцы; 2 – гнейсы и амфиболиты; 3 – известняки; 4 – граниты; 5 – цинковые руды; 6 – медные руды; 7 – разломы; 8 – положение пробуренных скважин: а – рудных, б – безрудных; 9 – положение разреза на плане; 10 – “чудская” выработка.

Рудовмещающие отложения подразделяются на две толщи: 1) “порфировую”, сложенную вулканогенно-осадочными породами риолитового и дацитового состава с прослоями терригенных и вулканомиктовых пород; 2) “порфиритовую”, представленную преимущественно лавами и туфами андезито-базальтового и андезитового состава с редкими горизонтами песчаников, алевролитов и кремнистых сланцев. Колчеданно-полиметаллические руды локализованы в верхней части “порфировой” толщи. Общая протяженность рудоносной структуры порядка 30 км, в ее пределах выделяется ряд перспективных участков для поисковых работ (авторские материалы Н.В. Полянского, 2008 г.). Обоснование определяется выявлением в верхней части продуктивного разреза зон гидротермально-измененных пород с рудной минерализацией (Cu – 2.75, Zn – 4.54 и Pb – 0.38%), которые недостаточно изучены на глубину. Прогнозные ресурсы на одном участке составляют (тыс. т): Cu – 82.3, Zn – 135.3 и Pb – 21.6.

Перспективная оценка Александровско-Теректинской зоны повышается в связи с нахождением на ее продолжении в Китае известных промышленных колчеданно-полиметаллических месторождений (Коктал, Тимурты), медно-цинко-вого (Ашалы) и многих мелких рудных объектов (Mao et al., 2003; Han et al., 2014). Указанные месторождения изучались в процессе работы казахстанско-китайской геологической экспедиции (1990–1993 гг.), было установлено их сходство с колчеданно-полиметаллическими месторождениями Рудного Алтая (Беспаев и др., 1997).

В Белоубинско-Сарымсактинской зоне также известны мелкие стратиформные свинцовые и свинцово-цинковые месторождения и рудопроявления, имеющие некоторые черты сходства с SEDEX (?)-типом. Они расположены в крупной вулкано-тектонической депрессии на границе с Горным Алтаем. Руды ассоциируют со слабо контрастными вулканитами, известны также субвулканические образования девонского возраста (D_1–2). Руды характеризуются стратиформностью, преимущественно свинцовым составом (при соотношении Pb : Zn : Cu от 10 : 5 : 1 до 20 : : 2 : 1) и представлены вкрапленно-прожилковой минерализацией в известняках, рассеянной на большой площади, содержание Pb редко достигает 1%. Отличаются незначительным содержанием пирита и слабо проявленным гидротермальным изменением (Никитинское, Пневское месторождения, Ушкунгайское, Кызыл-Сыйырское рудопроявления и др.) (Большой Алтай …, 2000; Майорова, Майоров, 2014). Возможно, месторождения связаны с вулкано-плутоническими образованиями, поэтому генезис свинцово-цинковых руд является дискуссионным.

Пневское месторождение размещается среди вулканогенно-осадочных отложений хайдунской свиты (D_1–2). По З.М. Нурбаеву, Ю.И. Казанину, А.А. Шатобину и др. (Беспаев и др., 1997), рудовмещающей является эффузивно-сланцево-карбонатная толща, сложенная известняками с прослоями кварц-серицит-карбонатных сланцев и субвулканических кварцевых порфиров. Общая протяженность рудоносных полос 1800 м при мощности 150–220 м. Рудные тела представлены прослоями известняков с прожилково-вкрапленной минерализацией – Pb (Zn, Cu). Главным рудным минералом является галенит, относящийся к более поздней генерации относительно пирита и сфалерита. Второстепенные минералы – пирит, сфалерит и халькопирит, нерудные – кварц, барит, доломит, кальцит, серицит и др. По запасам металлов соответствует мелкому месторождению.

Прогнозные ресурсы Южно-Алтайского рудного узла, объединяющего перспективные участки Никитинский, Никандровский, Медведский и Эдельвейс, составляют (тыс. т): Pb – 143.0; Zn – 267.9; Cu – 18.8 (авторские оценки Н.В. Полянского, Е.А. Аксенова, Б.А. Шелудько и др.).

Медноколчеданные объекты (Карчига, Когодай, Лотошное и др.) размещаются в Курчум-Кальджирском блоке и локализуются в амфиболито-гнейсовой формации (PR₁?), фиг. 8. Первичные руды имели, вероятно, вулканогенно-осадочное происхождение и генетически связаны с раннепротерозойским базальтоидным магматизмом. В процессе тектонических движений докембрийского времени рудные залежи вместе с вмещающими породами подверглись динамометаморфическим и гидротермально-метасоматическим преобразованиям (лиственитизация, серицитизация, окварцевание, сульфидизация, баритизация и др.). Вмещающие вулканогенно-осадочные породы были превращены в гнейсы, кристаллические сланцы, амфиболиты и амфиболитовые сланцы. По составу эти породы характеризуются повышенной основностью (с содержаниями MgO – 6.27 и CaO – 9.29 мас. %), в них и сосредоточены основные рудные залежи.

Месторождение Карчига медноколчеданного типа разрабатывалось в древности, а изучение его началось с 1913 г. (Г.Г. Кель и др.). Вмещающие породы представлены слюдисто-плагиоклазовыми, слюдисто-кордиерит-плагиоклазовыми, амфибол-слюдисто-плагиоклазовыми гнейсами и амфиболитами раннепротерозойского возраста. В них выделяются две рудные залежи (Основная и Восточная) и небольшие рудные тела, избирательно приуроченные к амфиболитам (фиг. 11).

Фиг. 11.

Схема строения месторождения Карчига (а) и схематический разрез (б) (по материалам А.Н. Дербаса, А.А. Шатобина и др.). 1 – амфиболиты; 2 – кварц-полевошпат-баритовые сланцы (а – на плане, б – на разрезе); 3 – прожилково-вкрапленные руды; 4 – халькопирит-пирротиновые сплошные руды; 5 – слюдяно-кварцевые породы; 6 – вкрапленность пирита и халькопирита; 7 – проекция рудных тел на поверхность (а), некоторые разломы (б).

Форма рудных тел линзовидная и пластообразная, согласная с вмещающими породами. Основная рудная залежь (длиной 1300 м при мощности 3 м) прослежена на глубину 250 м, а Восточная (длиной 750 м и средней мощности 5 м) по падению изучена на 300 м. Преобладают вкрапленные медноколчеданные руды, реже сплошные. Главные рудные минералы – пирротин, пирит и халькопирит, к второстепенным относятся сфалерит, магнетит, редко встречаются марказит, галенит, кубанит, пентландит. Нерудные минералы – слюды, кварц, альбит, хлорит, барит, карбонат и др. Основные полезные компоненты – Cu, Au (Zn), сопутствующими являются Ag, Co, Cd, Mo. Среднее содержание Cu – 2.84%, Zn – 0.54%, Au – 0.76 г/т и Ag – 9.59 г/т. Прогнозные ресурсы (тыс. т): Cu – 135.1; Zn – 25.7 (НТС МД “Востказнедра”). По генезису месторождение относится к группе медноколчеданных формаций (Большой Алтай …, 2000), руды которых вместе с вмещающими породами подверглись последующим метаморфическим и гидротермально-метасоматическим преобразованиям. Изотопный состав серы сульфидных минералов месторождения имеет положительное значение (среднее δ³⁴S = +1.8‰), что определяет мантийный источник серы (Лобанов, Гаськов, 2012). От колчеданно-полиметаллических месторождений Рудного Алтая Карчига отличается геодинамическими условиями образования, пространственной связью медноколчеданных руд с недифференцированными вулканитами основного состава и преимущественно медным составом оруденения. По этим признакам месторождение Карчига может быть сопоставлено с вулканогенными колчеданными месторождениями VMS-типа, Бесси- подтипа (Еремин и др., 2000; Дергачев и др., 2011). Примером является месторождение Windy Craggy (Британская Колумбия) и др. По составу руды близки к медноколчеданным залежам Вавилонского месторождения (Колчеданные …, 1983). В настоящее время месторождение Карчига подготавливается к разработке.

Западно-Калбинский пояс объединяет главные золоторудные месторождения БА, сформированные в Зайсанской сутурной зоне. В ней размещается порядка 450 месторождений и рудопроявлений золота различных геолого-генетических типов: золото-сульфидный прожилково-вкрапленный (карлинский), золото-кварцевый (кулуджунский), золото-березитовый (баладжальский), золото-сульфидно-углеродистый (бакырчикский) и другие (Ye et al., 2003; Рафаилович и др., 2011; Zimanovskaya, Gavrilenko, 2014; Dyachkov et al., 2018; Мирошникова и др., 2018). По геологическим условиям образования и вещественному составу руд золоторудные объекты сопоставляются с известными мировыми типами: карлинский (Суздальское), в черносланцевых толщах (Бакырчик, Мурунтау, Сухой Лог и др.), плутоногенный тип (Кулуджун, Баладжал, Манка и др.). Имеются определенные сходства казахстанских золоторудных объектов с орогенными месторождениями золота Китая (Mao et al., 2003; Zibra et al., 2017; Goldfarb et al., 2019).

Золоторудные месторождения сформировались в стадию герцинской косой коллизии Казахстанского и Сибирского микроконтинентов, сопровождавшейся активизацией системы глубинных разломов, внедрением приразломных малых интрузий и даек габбро-диорит-гранодиорит-плагиогранитовой серии (C_2–3) и поступлением синхронно с ними рудоносных флюидов (H₂O, Cl, As, Ag, Au и др.), отложением и концентрацией золота в благоприятной рудовмещающей среде на различных литолого-стратиграфических уровнях. Магматический контроль характеризуется пространственной ассоциацией золотого оруденения преимущественно с плагиогранитами кунушского комплекса (C₃) известково-щелочной серии, натриевой спецификой щелочей (Na₂O/K₂O > 3.4). Новые геохронологические данные по циркону подтвердили позднекаменноугольный возраст гранитоидов кунушского комплекса – 291–306 млн лет (Kuibida et al., 2019). По высокому содержанию Sr (до 815 г/т), коэффициентам (La/Yb –27.5, Sr/Y – 46–114.3, Rb/Sr – 0.23639) и Sm–Nd-изотопным данным (ε_Nd(T) = +6.7) плагиограниты могут быть сопоставлены с адакитовыми гранитами (AD), производными дегидрационного плавления метабазитов в нижней части коры (Куйбида и др., 2009, 2019). Характеристика адакитовых гранитов приводится в работе (Davis, 2003; Гусев и др., 2010).

Анализ геолого-геофизических материалов и металлогенические реконструкции показывают, что известные рудные зоны (Западно-Калбинская, Суздаль-Аркалыкская, Жанан-Боко-Зайсанская и др.) облекают Чарско-Горностаевское тектоническое поднятие и имеют значительную протяженность. Зайсанская сутура в общем виде ориентирована в северо-западном направлении, а на юго-восточном фланге, вследствие косой коллизии и подворота литосферных плит, проникает в геологические структуры Южного Алтая и в Китай. Такая региональная протяженность золотоносных структур является благоприятным фактором для прогнозирования рудных объектов. Это согласуется с материалами по Центральной Азии, отражающими концентрацию золотопроявлений в области сочленения континентальных литосферных плит Обь-Зайсанской складчатой системы (Kozakov et al., 2011; Goldfarb et al., 2014; Han et al., 2014). Изложенные данные позволяют выделить в регионе более крупный Восточно-Казахстанский золоторудный пояс, который пересекается редкометалльными гранитами Калба-Нарымского плутона.

Основные золоторудные месторождения расположены в Курчум-Кальджирском блоке Иртышской зоны смятия, где выделяются Манка-Кыставкурчумская и Майкопчегай-Маралихинская рудные зоны с рудными узлами (фиг. 12). В этих зонах преобладают золото-кварцевый, золото-березит-кварцевый и золото-лиственитовый типы руд (Кыстав-Курчумское, Батпакбулакское, Манка, Маралиха, Алкабек и др.), которые разрабатывались в прошлые годы. Известны многие россыпи золота, в основном отработанные (Третьяков, 2009; Майорова, Майоров, 2014).

Фиг. 12.

Схема размещения золотоносных структур Южного Алтая. 1 – четвертичные отложения, 2 – рыхлые нерасчлененные отложения, 3–5 – вулкано-плутоническая ассоциация: 3 – риолит-дацитовая наземная, 4 – гипабиссальных плагиогранит-гранодиоритов, 5 – порфировых даек кунушского комплекса, C₃); 6 – гранитовая формация (калбинский комплекс, P₁); 7–10 – глубинные разломы: 7 – продольные северо-западные, 8 – поперечные северо-восточные, ограничивающие структурно-формационные зоны и тектонические блоки, 9 – широтные, 10 – меридиональные регматические древнего заложения; 11–13 – границы: Курчум-Кальджирского рудного района, 12 – рудных зон, 13 – рудных узлов; 14 – месторождения золото-кварц-лиственитовой и 15 – золото-кварцевой формаций, 16 – рудопроявления и точки минерализации золота. Рудные зоны (цифры в квадратах): 1 – Манка-Кыставкурчумская, 2 – Майкопчегай-Маралихинская. Рудные узлы (цифры в кружках): 1 – Маралихинский, 2 – Майкопчегай, 3 – Кыстав-Курчумский, 4 –Батпакбулак, 5 – Алкабек, 6 – Манка, 7 – Маймырский.

Месторождение Маралиха представляет золото-лиственитовую формацию. Открыто в 1907 г., в дальнейшем его изучали Н.И. Бородаевский, В.В. Панова, Г.В. Назаров, Х.А. Беспаев и другие. Полученные нами результаты уточняют их данные в разных аспектах. Рудовмещающие породы представлены кристаллическими сланцами и амфиболитами докембрия(?), среди которых развиты линзовидные тела серпентинизированных гипербазитов, линейные интрузии и дайки габброидов, диабазовых порфиритов и плагиогранит-порфиров. Рудообразование связывается с процессами интенсивного тектонического сжатия под воздействием Джунгарского массива и внедрением малых интрузий и даек кунушского комплекса (С₃) в стадию герцинской коллизии и орогенеза. Эти процессы сопровождались метаморфогенно-гидротермальным преобразованием вмещающих пород (серпентинизация, амфиболитизация, лиственитизация, березитизация, окварцевание и др.) и привносом рудоносных гидротермальных растворов (As, Sb, Bi, Au, Ag и др.).

Рудные тела представлены штокверковыми кварц-лиственитовыми зонами лестничного типа с избирательной приуроченностью кварц-сульфидных прожилков к полосам амфиболитовых сланцев, в которых содержание золота достигает 10–30 г/т (фиг. 13)

Фиг. 13.

Схема геологического строения (а) и схематический разрез (б) месторождения Маралиха. 1 – рыхлые четвертичные отложения, 2 – биотит-кварц-полевошпатовые кристаллические сланцы нерасчлененные, 3 – амфиболиты, 4 – серпентинизированные гипербазиты, 5 – габбро-диабазы, 6 – дайки гранодиорит-порфиров; 7 – рудные тела установленные и 8 – предполагаемые; 9 – интервалы с повышенным содержанием золота (до 10–30 г/т); 10 – разрывные нарушения, 11 – элементы залегания. По материалам МД “Востказнедра”.

Известно более 27 кварц-лиственитовых зон, образующих прерывистые линзообразные и жилообразные рудные тела мощностью от 0.2 до 3 м. Руды прожилково-вкрапленные, основные рудные минералы – пирит, арсенопирит и самородное золото. К нерудным минералам относятся кварц, анкерит, доломит и кальцит. Самородное золото в кварцевых жилах свободное (размером до 2–3 мм), встречаются его сростки с галенитом и блеклыми рудами. Содержание золота составляет 3.9–10.1 г/т, выявлена его корреляция с Ag (+0.82), As (+0.75) и другими элементами. В лиственитах золото тонкодисперсное, связанное с пиритом, арсенопиритом и анкеритом. Арсенопирит представлен призматическими, таблитчатыми и игольчатыми кристаллами. Пириты характеризуются сложной формой, образуют сростки и идиоморфные кристаллы, содержат примеси (г/т): Au (2.29–12.23), Ag (1.92–15.5), Sb (43.98–467), отмечены максимальные значения Cu (8320), Zn (1638), Pb (5967), Cr (1200), Ni (1153), Co (624), Ti (4530) и других элементов.

В лиственитах на микроуровне выявлены включения пирита, арсенопирита, тетраэдрита, ксенотима, а также отмечается циркон, монацит, магномагнетит, треворит, шеелит, кальцит и др. В пропилитах фиксируются титаномагнетит, халькопирит, циркон, самородные железо и свинец.

По результатам ICP–MS во вмещающих породах выявлены аномальные содержания халькофильных и сопутствующих элементов (Cu, Pb, Zn, As, Bi, Ba). Повышены также значения редких элементов (Nb, Li, Rb, Cs, Sn, Mo).

Существует определенное сходство месторождения Маралиха с золоторудными объектами Западной Калбы (Бакырчик, Мираж, Суздальское и др.) по геотектонической позиции (коллизионная сутурная зона), рудоконтролирующей роли разломов, ассоциации с офиолитовыми гипербазитами, близости минерального состава руд (пирит, арсенопирит, антимонит, самородное золото и др.). Отличия заключаются в повышенной основности и геохимической специализации рудовмещающих пород (кристаллические сланцы, габброиды, диабазы, амфиболиты, листвениты, аномальные значения Cr, Ni, Zr, Sr, Y, Th, U). По результатам геологоразведочных работ запасы золота составляют порядка 8 т. Перспективы могут быть увеличены за счет доразведки его северо-западного фланга и глубоких горизонтов.

Месторождение Манка является представителем золото-кварц-березитовой формации, разрабатывалось в прошлые годы. Его изучали Ф.В. Чухров, М.Ф. Тарасов, П.Ф. Вяткин и др. Основные сведения приведены в работах (Бородаевский и др., 1959; Глоба и др., 2006). Сложено породами известково-терригенной формации (пугачевская свита D_1–2), прорванными штоковидным массивом и дайками гранодиорит-плагиогранитового состава (фиг. 14). Вмещающие породы (алевролиты, песчаники, известняки) подвержены рассланцеванию, филлитизации, мраморизации и ороговикованию. В плагиогранитном массиве сформировались кварц-пирит-анкерит-серицитовые метасоматиты и золотоносные кварцевые жилы.

Фиг. 14.

Схема геологического строения (а) и схематический разрез (б) месторождения Манка. 1 – метапелиты и 2 – линзы мраморов “зеленосланцевой” формации, D₁–D₂; 3 – плагиограниты кунушского комплекса, С₃; 4 – золотоносные кварцевые и карбонатно-кварцевые жилы; 5 – кварц-альбитовые жилы; 6 – зоны гранитизации и ороговикованния; 7 – лиственитизация; 8 – сульфидизация; 9 – разрывные нарушения.

Рудные тела представлены кварцевыми жилами Манка, Секущая и Горцеховская с содержанием Au от 5.4 до 10–20 г/т. Главные рудные минералы – пирит, тетраэдрит и самородное золото, к второстепенным относятся халькопирит, галенит, сфалерит, нагиагит, тетрадимит, шеелит и др. Самородное золото в кварцевых жилах в виде мелких скоплений, а в сульфидах и теллуридах образует тонкодисперсную вкрапленность. По геологическим условиям образования и золото-сурьмяно-теллуридному составу руд сближается с золоторудными объектами Западной Калбы (Суздальское, Баладжал, Жерек, Алимбет и др.), Рудного Алтая (Секисовское) и Долоносай в Китае (Беспаев и др., 1997; Рафаилович и др., 2011; Han et al., 2014; Zimanovskaya, Gavrilenko, 2014). По этим данным, с учетом работ (Mao et al., 2003; Глоба, 2006) месторождение Манка заслуживает дальнейшего изучения. Прогнозные ресурсы золота при среднем содержании 5.89 г/т составляют 3.2 т (оценка Н.В. Полянского).

Калба-Нарымский редкометалльный пояс объединяет многие месторождения и рудопроявления различных рудно-формационных типов (Лопатников и др., 1982; Омирсериков, Исаева, 2011; Дьячков и др., 2017₁). Месторождения генетически связаны с гранитами Калба-Нарымского плутона, сформированными в постколлизионной геодинамической обстановке пермского времени. Подобные граниты орогенного типа характерны для Горного Алтая, Урала, Центрального Казахстана, Китая и других регионов Центрально-Азиатского орогенного пояса (Jahn et al., 2000; Yakubchuk, 2004; Владимиров и др., 2008; Ферштатер, 2013; Han et al., 2014; Ярмолюк и др., 2016; Хомичев, 2016; Khromykh et al., 2016). Судя по составу гранитов, выплавление их материнских магм происходило в гранитно-метаморфическом слое (Щерба и др., 1984). Редкометалльные объекты сосредоточены в Шульбинском, Северозападно-Калбинском, Центрально-Калбинском и Нарымском рудных районах. Наиболее значимыми являются месторождения редкометалльных пегматитов (Ta, Nb, Be, Li, Cs, Sn), развитых преимущественно в Центрально-Калбинском рудном районе. Известные пегматитовые месторождения (Бакенное, Юбилейное, Белая Гора и др.) разрабатывались до 1994 г., в настоящее время законсервированы. Имеются перспективы открытия новых пегматитовых месторождений в надинтрузивных зонах скрытых гранитных массивов. Также целесообразна переоценка известных мелких объектов с комплексными олово-тантал-литиевыми рудами.

Нарымский гранитоидный плутон занимает дискордантное положение относительно более ранних геологических образований, включая Иртышскую зону смятия, Калгутинскую вулкано-тектоническую постройку и интрузивно-дайковые пояса кунушского комплекса (C₃). Объединяет крупные гранитные массивы (Нарымский, Бурабай, Калгуты, Кемиркаинский и Букомбай), сложенные гранитами калбинского комплекса P₁ (фиг. 15).

Фиг. 15.

Схема размещения гранитоидных формаций и редкометалльного оруденения Южного Алтая. 1 – четвертичные отложения; 2 – рыхлые отложения нерасчлененные; 3–4 – вулкано-плутоническая ассоциация C₃: 3 – риолит-дацитовая наземная, 4 – гипабиссальных плагиогранит-гранодиоритов; 5–6 – гранитовая P₁: 5 – первая и 6 – вторая фазы калбинского комплекса; 7 – габбродиабаз-гранитпорфировая формация P₂ (миролюбовский комплекс); 8–19 – рудные формации: 8 – эпимагматическая тантал-ниобий-редкоземельная, 9 – пегматитовая тантал-ниобиевая, 10 – редкометалльно-пегматитовая; 11 – альбитит-грейзеновая олово-танталовая, 12 – олово-вольфрамовая, 13 – грейзеново-кварцевожильная оловянная, 14 – олово-вольфрамовая в гранитах калбинского комплекса и 15 – в плагиогранитах кунушского комплекса, 16 – гидротермальная кварцевожильная оловянная, 17 – золото-вольфрамовая. Рудопроявления и точки минерализации (18 – бериллия, 19 – олова, 20 – вольфрама, 21 – молибдена, 22 – тантал-ниобия в корах выветривания); 23 – рудные узлы и рудоносные участки; 24 – тектонические блоки (приподнятые и опущенные). Названия рудных узлов и участков (цифры в кружках): 1 – Ленинско-Чердоякский, 2 – Чебунды-Касаткинский, 3 – Бурабайский, 4 – Новая Точка, 5 – Торткалмак, 6 – Карасу-Койтасский, 7 – Оргымбай, 8 – Каройский, 9 – Катойский, 10 – Азутау-Успенский.

В Калбинском комплексе выделяются две интрузивные фазы: 1) средне-крупнозернистые порфировидные биотитовые граниты и 2) среднезернистые равномернозернистые биотитовые и мусковитизированные граниты, каждая из которых сопровождалась своими жильными породами и типами редкометалльных руд. Границы между разнофазными гранитами, как и в других районах Калба-Нарымской зоны, резкие секущие. Установлено закономерное положение гранитов II фазы во внутренних частях массивов, сформированных под экраном гранитоидов I фазы.

Формирование гранитных массивов происходило в посторогенной тектонической обстановке с последующим проявлением внутриплитной активизации. По материалам Г.Н. Щербы (1957) и космических снимков отмечается продольное зональное строение Нарымского плутона, в котором выделяются четыре блока, разделяющихся широтными разломами, полузамкнутыми сланцевыми перемычками и ступенчато погруженных в юго-восточном направлении. Северный Нарымский блок представляется наиболее приподнятым и эродированным, что подтверждается значительным срезом гранитоидов I фазы и широким развитием гранитов II фазы. Южный Калгутинский блок считается более опущенным и фиксируется мелкими гранитными массивами и апофизами. На этом основании на юго-восточном погружении Нарымского плутона прогнозируются скрытые купола рудоносных гранитных массивов, что подтверждено буровыми работами на месторождении Карасу. В Бурабайском массиве четко проявлены круговые структуры, фиксируемые автономной системой трещиноватости, ксенолитами осадочных пород и растительностью.

Авторами подчеркивается интенсивное контактово-метасоматическое воздействие калбинских гранитных интрузий на боковые породы такырской свиты и более ранние метаморфические и магматические образования, что предопределило специфические особенности геологии и металлогении Нарымского рудного района. В восточном экзоконтакте Нарымского массива граниты не только срезают пояс кунушских крутопадающих даек, но и содержат крупные ксенолиты пологих даек, залегающих в них почти горизонтально. Научный и практический интерес представляет грейзеново-кварцевожильный штокверковый олово-вольфрамовый тип оруденения, наложенный на плагиограниты и дайки кунушского комплекса в результате воздействия редкометалльных калбинских гранитов (Чердояк, Новая Точка, Серсимбай). Контактово-метасоматическому преобразованию подверглись серпентинизированные гипербазиты маралихинского комплекса (PR₁?) с образованием промышленных тальк-брейнеритовых руд Курчумского месторождения (Большой Алтай…, 2003).

В завершающую стадию герцинского цикла в процессе внутриплитной активизации в северо-восточных разломах локализовались пострудные дайки габбродиабаз-гранит-порфировой формации (миролюбовский комплекс P₂), произошли сбросо-сдвиговые смещения тектонических блоков по системе широтных разломов с амплитудой до 300 м (Владимиров и др., 2008; Khromykh et al., 2016; Dyachkov et al., 2017).

В Нарымском рудном районе в большей степени проявлены альбитит-грейзеновая и грейзеново-кварцевожильная рудные формации, а редкометалльные пегматиты имеют ограниченное распространение.

Месторождение Карасу находится в юго-восточном экзоконтакте Кемиркаинского гранитного массива (фиг. 15). Относится к внепегматитовому олово-тантал-литиевому типу оруденения альбитит-грейзеновой формации (фиг. 16). Ранее его относили к кварцево-жильному оловорудному типу, проявленному на поверхности (Т.А. Александров, И.М. Николаенко и др.). Г.Н. Щерба (1951 г.) связывал редкометалльные руды с глубинным магматическим источником. Позднее по результатам геофизических и буровых работ был выявлен на глубине около 400 м гранитный массив с редкометалльной минерализацией (Sn, Ta, Li и др.).

Фиг. 16.

Схема геологического строения месторождения Карасу: а – план месторождения, б – модель образования, в – разрез. 1 – четвертичные отложения (Q); 2 – гравийно-галечниковые отложения турангинской свиты (Pg_2–3); 3 – известковистые песчаники, алевролиты кыстав-курчумской свиты (D₂gv); 4 – диабазовые порфириты, 5 – плагиогранит-порфиры кунушского комплекса (С₃); 6 – граниты калбинского комплекса (Р₁); 7 – зоны альбитизации и грейзенизации с олово-танталовым оруденением; 8 – минерализованные дайки и апофизы гранитов; 9 – ареалы развития оловоносных мусковит-кварцевых прожилков; 10 – линейно-штокверковые зоны с касситеритовой и 11 – сульфидной минерализацией; 12 – кварцевые жилы безрудные; 13 – разломы; 14 – остаточные рудоносные расплавы; 15 – направление движения флюидопотоков.

Месторождение контролируется зоной широтного разлома, гидротермально-измененными сланцами кыстав-курчумской свиты D₂ в надинтрузивной зоне (ороговикование, турмалинизация, флюоритизация, сульфидизация, окварцевание и др.). Относится к жильно-штокверковому морфоструктурному типу. С учетом материалов А.Е. Степанова (Степанов и др., 1978) в вертикальной колонне выделяются следующие типы руд (сверху вниз): 1) оловоносные кварцевые прожилки (Sn до 1.25%); 2) линейно-штокверковые грейзеновые зоны с кварцевыми прожилками (Sn – 0.01–2%); 3) дайки кунушского комплекса с наложенной минерализацией (Sn, Ta, Li, W, As и др.); 4) альбитизированные и грейзенизированные более ранние метасоматиты в апикальной части гранитного массива (Ta, Sn, Li, TR и др.), с которыми связаны основные прогнозные ресурсы редких металлов (Ta₂O₅ до 7 тыс. т). Содержание Sn в верхних кварцевых жилах >1%, в жильном штокверке в среднем 0.1%, в метасоматитах 0.03–0.5%, Ta₂O₅ – 0.016% и выше (Большой Алтай …, 2000).

Геолого-генетическая модель рудообразования месторождения Карасу определяет пространственно-генетическую связь редких металлов (Sn, Ta, Li и др.) со среднезернистыми мусковитизированными гранитами II фазы калбинского комплекса (P₁). Подобные граниты проявлены на Ново-Ахмировском литиеносном месторождении и имеют Ar/Ar-изотопный возраст 274.5 млн лет (Анникова и др., 2019). В Калба-Нарымской зоне к нетрадиционному типу относятся также перспективные рудопроявления и участки Малочерневинский, Торткалмак, Мунча, Апогранитный, Шурук и др. Перспективы этих объектов значительно повышаются в связи с обнаружением в Горном Алтае месторождения Алаха, представленного рудоносными альбит-сподуменовыми гранитами практической значимости (Анникова и др., 2016). Кроме того, в других регионах Казахстана к альбитит-грейзеновой формации относятся более значительные месторождения Сарымбет, Карагайлы Актас и др., в России – Этыка и другие. Поэтому рекомендуется продолжить изучение подобных объектов в Калба-Нарымской зоне (Карасу, Ново-Ахмировское и др.) в связи с возросшим спросом на литиевое сырье, тантал и другие редкие металлы (Ткачев и др., 2019).

Месторождение Чердояк является примером наложенного Sn – W-оруденения на плагиограниты кунушского комплекса. Открыто в 1934 г. П.К. Каликом. В изучении и разведке месторождения принимали участие П.К. Коровин, Н.Н. Буданов, Т.А. Миненко, Г.Н. Щерба и другие исследователи. Пространственно приурочено к западной экзоконтактовой зоне Нарымского гранитоидного массива (P₁) меридионального простирания, прорывающего тонкослоистые песчаниково-алевролитовые отложения такырской свиты (D₃). Модель формирования месторождения связывается с тектоническим воздействием гранитоидного плутона на более ранний Кунушский массив плагиогранитов, которые подверглись трещинно-разрывным деформациям и испытали контактово-метасоматические преобразования (графитизация, пропилитизация, грейзенезация, окварцевание) с концентрацией рудного вещества (Sn, W, Be, As и др.). В рудоотложение вовлекались компоненты (Sn, W, B, F, H₂O), привносимые флюидопотоками при миграции элементов из магмы материнских (продуктивных) гранитов. Плагиограниты выступали в роли своеобразных структурно-литологических ловушек или геохимических барьеров для концентрации наложенного редкометалльного оруденения. Рудные тела лестничного типа локализуются в тектонически нарушенном массиве плагиогранитов (фиг. 17). С повышенной известковистостью среды связывается образование в рудах шеелита.

Фиг. 17.

Схематический геологический план (а) и разрез (б) месторождения Чердояк. 1 – сланцы такырской группы; 2–3 – кунушский комплекс (С₃): 2 – метаморфизованные плагиограниты, 3 – плагиогранит-порфиры; 4 – биотитовые граниты калбинского комплекса (P₁); 5 – система трещин; 6 – зоны сдвига; 7 – разломы; 8 – рудоносные штокверки: 9 – кварцевые жилы; 10 – слоистость по простиранию и падению; 11 – азимуты поверхности контактов интрузий плагиогранитов.

Рудовмещающие плагиограниты – это породы темно-серой до черной окраски (за счет графитизации), содержащие вкрапленники белого плагиоклаза и мелкие ксенолиты графитизированных сланцев. Возраст плагиогранитов по новым геохронологическим данным 305 млн лет (Куйбида и др., 2019). Средний количественно-минеральный состав (%): плагиоклаз № 25 (63.1), кварц (27.6), калиевый полевой шпат (2.7), биотит (5), акцессории (1.6). Плагиограниты частично или полностью перекристаллизованы, имеют мелкозернистую основную массу, измененные их разности содержат турмалин, флюорит и шеелит. Петрохимически пересыщены SiO₂ (Q = +27.7) и глиноземом (a' = = 43), характеризуются натриевой спецификой щелочей (Na₂O/K₂O = 3.4) и повышенной кальциевостью (CaO – 2.72 мас. %).

На месторождении преобладают кварцевые жилы и штокверки. Главные рудные тела приурочены к висячему боку плагиогранитов и контролируются наложенной системой трещиноватости северо-восточного и северо-западного направлений. Кварцевые жилы характеризуются вытянутой плитообразной формой, мощность их составляет 0.1–2 м, длина от 20–60 до 200м. Рудоносные штокверки имеют основное значение, представлены системой сближенных кварцевых жил, прожилков и полос грейзенизированных метасоматитов кварц-мусковит-флюорит-турмалинового состава, локализованных в пологих меридиональных и диагональных трещинах. В плане образуют линзовидную форму с выклиниванием на глубине в виде конуса или “ласточкина хвоста”. Размеры штокверков: длина – 30–110 м при мощности от первых до десятков метров, протяженность их на глубину до 100–250 м. Штокверковые тела сгруппированы в несколько рудоносных зон с преобладающим простиранием СВ 20°–30° и падением на ЮВ под углами 50°–70° (в сторону гранитного массива).

Главные рудные минералы – шеелит, касситерит и арсенопирит, к второстепенным относятся пирит, лимонит, халькопирит, галенит и берилл. Основные нерудные минералы – кварц, турмалин (шерл), мусковит, графит, флюорит. Шеелит светлой окраски образует гнезда размером до 20 см в поперечнике, содержит включения игольчатого турмалина. В нем определены примеси редких земель (ΣTR = 356.6 г/т) при максимальном значении Ce (121.5), Nd (110.2), Gd (17.67) и Dy (8.39). Содержания редких элементов достигают (г/т): Ta – 358.9, Nb – 166.6, Sn – 6.66, Mo – 25.33.

Касситерит представлен хорошо ограненными кристаллами дипирамидально-призматического облика коричневого цвета, длиной до 16 см и более. Встречались отдельные кристаллы весом 1.5–16 кг. Характеризуется аномальным содержанием In (до 82.96 г/т), относительно других рудных минералов, низкой танталоносностью (Ta₂O₅ до 0.03 мас. %). Арсенопирит образует хорошо ограненные кристаллы, двойники и сростки размером от 1–2 мм до 2–3 см. По результатам масс-спектрометрии содержит примеси (г/т): Cu (665), Zn (174.7), Sn (174.9), Ta (11.79), Bi (100.4), Au (1.79), Ag (5.05), Pd (1.18), Pt (0.1). Повышены значения редких земель (Ce – 162.2, La – 100.7, Pr – 30.6) по сравнению с пиритом. По геохимическим данным, в рудах определены корреляционные связи Sn–W (+0.65).

Месторождение Чердояк разведывалось горными выработками и буровыми скважинами до глубины 100–150 м. По данным разведки, среднее содержание в балансовых рудах Sn – 0.11%, WO₃ – 0.19%. Эксплуатировалось до 1958 г., в настоящее время законсервировано. По новым результатам буровых работ 2019 г. (ТОО “ГРК “Топаз”) на месторождении установлено продолжение минерализованных зон на глубину более 200 м с оценкой прогнозных ресурсов WO₃ порядка 7000 т.

По мере удаления от Нарымского гранитного массива в западном направлении масштабность оруденения, степень гнейсования и тектонической нарушенности плагиогранитов заметно ослабевает. Эти данные подчеркивают рудоконтролирующую роль калбинских гранитов в формировании Чердоякского месторождения. Непосредственно с гранитами калбинского комплекса генетически связано преимущественно пегматитовое, альбитит-грейзеновое, грейзеново-кварцевожильное и др. оруденение (Ta, Nb, Be, Sn, W и др., фиг. 15). На основании результатов буровых работ на месторождении выявляется выдержанный минеральный состав руд (кварц-турмалин-флюорит-графитовый, касситерит-шеелитовый парагенезисы) до глубины 200 м, что может свидетельствовать о вскрытии только средней части месторождения.