Общие сведения месторождения устарасай

ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЯ УСТАРАСАЙ
Месторождение Устарасай находится в пределах Бостанлыкского района Ташкентской области. Оно расположено на левом борту Устарасая, в 2 км к востоку от поселков Яккатут и Бричмулла.
Впервые арсенопиритовые руды в районе месторождения были найдены в 1926 г. краеведом Г.Х. Бетгером. Последующие поиски до 1931 г. были безрезультатны; в 1931 г. почти одновременно были открыты месторождения Бричмулла, Устарасай и Чавата (Евфименко, 1932 г.). Работами Г.Д. Ажгирея в 1935 г. было открыто месторождение Кульма, а в 1938 г. установлены промышленные содержания мышьяка и висмута в рудах Устарасая.
С 1938 г. по 1954 г. месторождения Бричмулла, Устарасай и Кульма эксплуатировались как мышьяковые объекты. С 1961 г. были начаты поисково-разведочные работы на висмут в пределах месторождения Бричмулла, однако вскоре была установлена его бесперспективность на висмут и разведочные работы с 1963 г. были сосредоточены на месторождении Устарасай. Одновременно, с целью расширения перспектив рудного поля, проводились структурно-литологические, минералогические и геохимические исследования как по рудному полю в целом, так и на отдельных его объектах. Была впервые составлена геологическая карта Устарасай-Бричмуллинского рудного поля в масштабе 1:10000, изучен и расчленен разрез палеозойских отложений, установлено развитие интрузивных пород в виде крупной силловидной залежи в восточной части рудного поля, выявлены многочисленные проявления рудной минерализации, проведено петрографическое и химическое изучение измененных пород Устарасая и установлено их метасомати-ческое происхождение (Баскаков и др., 1965 г.). Продолжалось изучение минералогии Устарасайского месторождения, ранее начатое М.С. Сахаровой (1955 г.); наряду с минералогическим составом руд были изучены измененные породы, получившие собирательное название “устараситы” (Попова, Минцер, 1964 г.; Дунин-Барковская, 1965 г.). В 1963-1966 гг. проводились геохимические исследования с целью изучения закономерностей распределения рудных элементов в осадочно-метаморфических, интрузивных породах и рудных формациях Бричмуллинского района (Лосев и др., 1967 г.).
Результаты работ 1961-1965 гг. были обобщены и переосмыслены в сводном отчете, предшествовавшем подсчету запасов (Воронич и др., 1966 г.); при этом были расширены перспективы рудного поля на висмут за счет выявления новых рудных тел на флангах месторождения Устарасай. В 1968 г. были подсчитаны и утверждены в ГКЗ запасы висмута по месторождению (Камагуров и др., 1968 г.). До 1971 г. проводились работы на Восточном участке Устарасая, сопровождавшиеся приростом запасов (Галеев и др., 1971 г.), а затем поисково-разведочные работы были перенесены в восточную часть рудного поля, где были известны рудопроявления Чавата, Каинг I и II, Дайковое, Келинчак и ряд других, на которых установлены повышенные содержания висмута, вольфрама, молибдена, полиметаллов. Работами 30-50-х годов эти объекты были изучены, но положительных результатов не было получено. Геологическое строение и полезные ископаемые этих рудопроявлений описаны И.М. Евфименко и Е.Я. Орловским (1932-1934 гг.), Г.М. Вировлянским (1941 г.), Г.В. Шестаковым (1948 г.), П.А. Синельниковым (1950-1951 гг.), Л.Г. Луниной (1952 г.), В.М. Петровым (1959 г.).
Металлометрическая съемка м-ба 1:5000 проводилась Б.И. Болковым и др. (1959 г.); при этом были установлены ореолы рассеяния молибдена, вольфрама и висмута; перспективность Чаватинского интрузива и прилегающих к нему с востока площадей на висмут была подтверждена геохимическими (Лосев и др., 1967 г.) и гидрогеохимическими (Еникеев, 1969 г.) работами. В 1972-1976 гг. были проведены поисково-разведочные работы на рудопроявлении Дайковое (Воронцов и др.,1973 г.; Маторин и др., 1976 г.), составлена геологическая карта масштаба 1:5000 для восточной части Устарасай-Бричмуллинского рудного поля, подсчитаны запасы вольфрамовых руд, установлены непромышленные параметры вольфрамового оруденения.
В период эксплуатации месторождения Устарасай ценные работы по выявлению рудоконтролирующих факторов висмутового оруденения проведены С.В. Ежовым. Им получен ряд новых данных по составу рудовмещающих пород, структурному и литологическому контролю оруденения, выделены стадии минералообразования на Устарасае (Ежов, 1975, 1976, 1978 гг.).
Устарасай-Бричмуллинское рудное поле располагается в юго-западной части Пскем-Сандалашского поднятия, вблизи его границы с Нижнечаткальским прогибом. Пскем-Сандалашское поднятие входит в состав Чаткальской подзоны Каратау-Нарынской структурно-формационной зоны Срединного Тянь-Шаня (Геология СССР, т. 23, 1979; Гарьковец и др., 1979; Воронич и др., 1970). Площадь рудного поля составляет около 40 км². Границы его являются достаточно условными, так как не установлено каких-либо ограничений для распространения рудной минерализации за его пределы.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА МЕСТОРОЖДЕНИЯ УСТАРАСАЙ

С запада рудное поле обрезается Бричмуллинским надвигом, по которому палеозойские отложения надвинуты на неоген Чарвакской котловины. На севере и северо-западе границы рудного поля проводятся по Аксарсайскому разлому и частично по водоразделу между Захтан-саем и Бикули-саем; на востоке, юго-востоке и юге границы его можно условно провести по кровле бричмуллинского горизонта, являющегося самым верхним рудовмещающим горизонтом рудного поля. Породы, слагающие площадь рудного поля, падают в юго-восточном направлении под углом 20-30⁰; принято считать, что это крыло Пскемской антиклинали, хотя противоположное (северо-западное) крыло не обнаружено. Таваксайским взбросом северо-западного простирания рудное поле делится на 2 части: западную, где расположены месторождения Устарасай, Бричмулла, Кульма, Коксу, и восточную, где находятся рудопроявления Дайковое, Чавата, Каинг, Университетское и др.
Наиболее глубокие части разреза обнажаются в восточном блоке, поднятом по Таваксайскому взбросу на 400-700 м по отношению к западному. В основании разреза лежат сероцветные отложения аюторской свиты (флишоидная формация) верхнего ордовика (O₃), представленные полимиктовыми песчаниками, алевролитами, гравелитами, реже сланцами. Видимая мощность отложений в наиболее эродированной части разреза по Чавата-саю более 500 м. Аюторская свита со скрытым несогласием перекрывается породами средне- верхнедевонской тюлькубашской свиты (пестроцветно-терригенная формация, D₂-D₃), которые слагают значительную часть поверхности восточной части рудного поля и месторождения Устарасай в западной части. В составе отложений свиты выделены (Баскаков и др., 1965 г.; Воронков и др., 1973 г.): 1) пачка “Б” (базальные слои) – конгломераты, брекчии, гравелиты, алевролиты мощностью 20-50 м; 2) пачка “И” – кварцевые песчаники и алевролиты, кварциты с прослоями алевролитов с глинисто-слюдистым цементом мощностью 60-150 м; 3) пачка “К” – фиолетовые, темно-серые, зеленые алевролиты с глинисто-слюдистым цементом, с прослоями светлых кварцевых песчаников, алевролитов и кварцитов мощностью 100-140 м; 4) пачка “Л” или переходный горизонт – алевролиты с карбонатным цементом мощностью 25-85 м. Общая мощность отложений тюлькубашской свиты в пределах рудного поля составляет 350-440 м.
Тюлькубашская свита согласно перекрывается мощной толщей карбонатных (известняково-доломитовая формация) отложений, среди которых выделяются известняки тепарской свиты (D₃fm) мощностью 170-180 м, бричмуллинский горизонт (свита), (D₃fm) – переслаивание известняков, доломитов, алевролитов с карбонатным цементом и глинистых пород мощностью 80-120 м и чаватинская свита (D₃fm) черных доломитов мощностью 380-460 м. Вышележащая толща кремнистых известняков турнейского и визейского возраста (кремнисто-известняковая формация, С₁) развита за пределами месторождения, обрамляя его с севера, востока и юга. Мезозойско-кайнозойские отложения представлены красноцветами неогена, выполняющими Чарвакскую котловину, и четвертичными отложениями, состоящими из аллювиальных галечников и конгломератов, делювиальных и пролювиальных щебней и лессовидных суглинков; мощность их в пределах рудного поля может доходить до десятков метров.
Интрузивные породы локализованы преимущественно в нижних терригенных частях разреза, в связи с чем подавляющее количество выходов этих пород сосредоточено в восточной части рудного поля. Наиболее древними являются монцониты нижнего карбона в средней части небольшого (0,45х1,0 км) Чаватинского интрузива. Гранодиорит-порфиры и адамеллит-порфиры среднего карбона слагают периферические части интрузива, а также крупный силл мощностью 5-20 м, развитый главным образом в отложениях тюлькубашской свиты, в восточной части рудного поля, на площади более 15 км². Диабазы, диабазовые порфириты и лампрофиры образуют ряд даек мощностью 0,5-5 м и протяженностью до 2 км.
Тектоническое строение рудного поля обусловлено проявлением главным образом герцинской складчатости; альпийский тектогенез проявился в общем воздымании района и блоковых перемещениях. Важнейшим структурным элементом является Пскемская антиклиналь, к юго-восточному крылу которой приурочено рудное поле. Складчатые нарушения более высоких порядков осложняют крыло этой антиклинали и развиты довольно широко. Среди них выделяются (Маторин и др., 1976 г.): 1) веерообразные складки с осями, ориентированными в юго-западных, южных и юго-восточных румбах; к таким складкам относится Коксуйская антиклиналь, погружающаяся в юго-западном направлении, ее фрагмент отмечен в северо-западной части рудного поля; 2) флексурные перегибы на крыле Пскемской антиклинали, оси которых примерно параллельны генеральному простиранию пород; они выражаются в резком увеличении углов падения пород (до 60-70⁰); деформации этого типа связаны с наличием соскладчатых разрывных нарушений в каледонском основании (Зактан-сай, Парагнов-сай, Дайковое и др.).
Разрывные нарушения сформированы преимущественно в герцинскую эпоху; большинство разломов обновлено в течение альпийского цикла. Все разрывные нарушения разделены по отношению к рудному процессу на 3 крупные группы (Маторин и др., 1976 г.): дорудные, предрудные-внутрирудные и послерудные; внутри групп разломы делятся по возрасту и морфологическому типу. Среди дорудных нарушений выделены:
- субширотные взбросы, претерпевшие инверсию в начальной стадии герцинского цикла (Дайковое, Парагнов);
- разломы северо-западного простирания, контролирующие размещение интрузий (Чаватинского штока и трещинной интрузии в верховьях Каинг-сая), а также явившиеся рудоконтролирующими структурами для редкометального и полиметаллического оруденения (группа Устарасайских разломов, разломы рудопроявления Дайковое);
- доинтрузивные сбросы субширотного простирания, предшествующие внедрению гранодиорит-порфиров и адамеллит-порфиров среднего карбона и контролирующие размещение даек этого состава (разломы верховьев Захтан-сая и Каинг-сая);
- послеинтрузивные дорудные сколовые нарушения северо-восточного и северо-западного простирания (Аксарсайский и Таваксайский разломы и параллельные им нарушения более высоких порядков); по этим нарушениям произошли наиболее существенные вертикальные смещения – до 600-1000 м, создавшие блоковое строение рудного поля.
Предрудные-внутрирудные нарушения герцинского возраста включают зоны трещиноватости северо-восточного простирания (Чавата-Захтанская площадь) и мелкие нарушения северо-западного простирания (Устарасай), вмещающие редкометальное и полиметаллическое оруденение.
Послерудные нарушения относятся к заключительным стадиям герцинского - началу альпийского циклов:
- трещины отрыва северо-западного простирания и сопряженные с ними сколовые трещины; большинство этих нарушений выполнено дайками диабазов и диабазовых порфиритов;
- взбросы, реже сбросы северо-западного простирания с падением под углами 60-70⁰ к северо-востоку, обычно выполненные карбонатами (анкерит, сидерит, кальцит) с пиритом и галенитом;
- поздние открытые трещины субмеридионального простирания без минерального выполнения.
Палеозойские отложения, слагающие площадь рудного поля, частично подверглись региональному и контактовому метаморфизму. Регионально-метаморфические изменения развиты только в нижних частях разреза; верхней границей их (нулевой изоградой) служит контакт пачек “К” и “Л” (переходного горизонта). Изменения заключаются главным образом в преобразовании глинистой и глинисто-слюдистой цементирующей массы породы в кремнисто-слюдистую; среди слюд преобладают флогопит и мусковит, реже хлорит. Процессы контактового метаморфизма развиты в породах аюторской свиты в экзоконтакте Чаватинского штока, где песчаники и алевролиты в полосе 10-40 м превращены в контактовые роговики кварц-калишпат-флогопитового состава (кварц-мусковитовая фация, по В.В. Ревердатто, 1970).
Месторождение Устарасай (рис. 4.110) локализовано в переходном горизонте тюлькубашской свиты (пачка «Л», по Ю.Ф. Баскакову и др., 1965 г.). Мощность горизонта в пределах месторождения составляет 76 м; в нем выделены две пачки (Ежов, 1975 г.):
- нижняя песчанисто-доломитовая, мощностью 46 м, состоящая из песчаников и доломитов в равных количествах (по 40-45%), алевролитов и аргиллитов; все породы тонкослоистые и интенсивно метасоматически измененные;
- верхняя алевролитовая, мощностью около 30 м, состоящая на 70-75% из известковистых алевролитов, в меньшем количестве – из песчаников и доломит-аргиллитовых пород; все разновидности пород метасоматически проработаны.
Интрузивные породы в виде немногочисленных даек диабазов и диабазовых порфиритов имеют в основном северо-западное, реже юго-восточное простирание, протяженность – до нескольких сотен метров и мощность – до 4,5 м.
Основной складчатой структурой месторождения является Коксуйская антиклиналь; её юго-восточное пологое крыло (20-30⁰) осложнено складками более высокого порядка, к которым относится Устарасайская горст-антиклиналь. Она ориентирована почти перпендикулярно простиранию Коксуйской антиклинали; ее шарнир протягивается в север-северо-западном направлении на 0,5 км; западное крыло падает под углом 40-50⁰, восточное – 15-20⁰. Наиболее крупные разрывные северо-западные структуры – Северо-, Средне- и Южно-Устарасайский разломы – примыкают к более крупному Аксарсайскому сбросу. Важную роль в тектоничес-кой структуре месторождения играют пологие надвиги. Главными из них являются надвиг III северо-восточного простирания, надвиг VII с простиранием от северо-западного до субширотного и субширотный надвиг VIII. По С.В. Ежову (1975 г.), тектоническая структура месторождения сформирована в следующие этапы: 1 – образование Устарасайских разломов, а также разломов IV порядка на фоне оформления Устарасайской антиклинали; 2 – возникновение трещин, контролирующих расположение кварцевых жил; 3 – заложение пологих разрывов типа надвигов и перемещение по ним; 4 – подвижки по ранее образовавшимся разрывам и образование зон смятия и метасоматитов (пострудный этап). Формирование практически всех структур происходило в условиях северо-западной ориентировки сжимающих усилий.
Интрузивные породы локализованы преимущественно в нижних терригенных частях разреза, в связи с чем подавляющее количество выходов этих пород сосредоточено в восточной части рудного поля. Наиболее древними являются монцониты нижнего карбона в средней части небольшого (0,45х1,0 км) Чаватинского интрузива. Гранодиорит-порфиры и адамеллит-порфиры среднего карбона слагают периферические части интрузива, а также крупный силл мощностью 5-20 м, развитый главным образом в отложениях тюлькубашской свиты, в восточной части рудного поля, на площади более 15 км². Диабазы, диабазовые порфириты и лампрофиры образуют ряд даек мощностью 0,5-5 м и протяженностью до 2 км.
Тектоническое строение рудного поля обусловлено проявлением главным образом герцинской складчатости; альпийский тектогенез проявился в общем воздымании района и блоковых перемещениях. Важнейшим структурным элементом является Пскемская антиклиналь, к юго-восточному крылу которой приурочено рудное поле. Складчатые нарушения более высоких порядков осложняют крыло этой антиклинали и развиты довольно широко. Среди них выделяются (Маторин и др., 1976 г.): 1) веерообразные складки с осями, ориентированными в юго-западных, южных и юго-восточных румбах; к таким складкам относится Коксуйская антиклиналь, погружающаяся в юго-западном направлении, ее фрагмент отмечен в северо-западной части рудного поля; 2) флексурные перегибы на крыле Пскемской антиклинали, оси которых примерно параллельны генеральному простиранию пород; они выражаются в резком увеличении углов падения пород (до 60-70⁰); деформации этого типа связаны с наличием соскладчатых разрывных нарушений в каледонском основании (Зактан-сай, Парагнов-сай, Дайковое и др.).
Разрывные нарушения сформированы преимущественно в герцинскую эпоху; большинство разломов обновлено в течение альпийского цикла. Все разрывные нарушения разделены по отношению к рудному процессу на 3 крупные группы (Маторин и др., 1976 г.): дорудные, предрудные-внутрирудные и послерудные; внутри групп разломы делятся по возрасту и морфологическому типу. Среди дорудных нарушений выделены:
- субширотные взбросы, претерпевшие инверсию в начальной стадии герцинского цикла (Дайковое, Парагнов);
- разломы северо-западного простирания, контролирующие размещение интрузий (Чаватинского штока и трещинной интрузии в верховьях Каинг-сая), а также явившиеся рудоконтролирующими структурами для редкометального и полиметаллического оруденения (группа Устарасайских разломов, разломы рудопроявления Дайковое);
- доинтрузивные сбросы субширотного простирания, предшествующие внедрению гранодиорит-порфиров и адамеллит-порфиров среднего карбона и контролирующие размещение даек этого состава (разломы верховьев Захтан-сая и Каинг-сая);
- послеинтрузивные дорудные сколовые нарушения северо-восточного и северо-западного простирания (Аксарсайский и Таваксайский разломы и параллельные им нарушения более высоких порядков); по этим нарушениям произошли наиболее существенные вертикальные смещения – до 600-1000 м, создавшие блоковое строение рудного поля.
Предрудные-внутрирудные нарушения герцинского возраста включают зоны трещиноватости северо-восточного простирания (Чавата-Захтанская площадь) и мелкие нарушения северо-западного простирания (Устарасай), вмещающие редкометальное и полиметаллическое оруденение.
Послерудные нарушения относятся к заключительным стадиям герцинского - началу альпийского циклов:
- трещины отрыва северо-западного простирания и сопряженные с ними сколовые трещины; большинство этих нарушений выполнено дайками диабазов и диабазовых порфиритов;
- взбросы, реже сбросы северо-западного простирания с падением под углами 60-70⁰ к северо-востоку, обычно выполненные карбонатами (анкерит, сидерит, кальцит) с пиритом и галенитом;
- поздние открытые трещины субмеридионального простирания без минерального выполнения.
Палеозойские отложения, слагающие площадь рудного поля, частично подверглись региональному и контактовому метаморфизму. Регионально-метаморфические изменения развиты только в нижних частях разреза; верхней границей их (нулевой изоградой) служит контакт пачек “К” и “Л” (переходного горизонта). Изменения заключаются главным образом в преобразовании глинистой и глинисто-слюдистой цементирующей массы породы в кремнисто-слюдистую; среди слюд преобладают флогопит и мусковит, реже хлорит. Процессы контактового метаморфизма развиты в породах аюторской свиты в экзоконтакте Чаватинского штока, где песчаники и алевролиты в полосе 10-40 м превращены в контактовые роговики кварц-калишпат-флогопитового состава (кварц-мусковитовая фация, по В.В. Ревердатто, 1970).
Месторождение Устарасай (рис. 4.110) локализовано в переходном горизонте тюлькубашской свиты (пачка «Л», по Ю.Ф. Баскакову и др., 1965 г.). Мощность горизонта в пределах месторождения составляет 76 м; в нем выделены две пачки (Ежов, 1975 г.):
- нижняя песчанисто-доломитовая, мощностью 46 м, состоящая из песчаников и доломитов в равных количествах (по 40-45%), алевролитов и аргиллитов; все породы тонкослоистые и интенсивно метасоматически измененные;
- верхняя алевролитовая, мощностью около 30 м, состоящая на 70-75% из известковистых алевролитов, в меньшем количестве – из песчаников и доломит-аргиллитовых пород; все разновидности пород метасоматически проработаны.
Интрузивные породы в виде немногочисленных даек диабазов и диабазовых порфиритов имеют в основном северо-западное, реже юго-восточное простирание, протяженность – до нескольких сотен метров и мощность – до 4,5 м.
Основной складчатой структурой месторождения является Коксуйская антиклиналь; её юго-восточное пологое крыло (20-30⁰) осложнено складками более высокого порядка, к которым относится Устарасайская горст-антиклиналь. Она ориентирована почти перпендикулярно простиранию Коксуйской антиклинали; ее шарнир протягивается в север-северо-западном направлении на 0,5 км; западное крыло падает под углом 40-50⁰, восточное – 15-20⁰. Наиболее крупные разрывные северо-западные структуры – Северо-, Средне- и Южно-Устарасайский разломы – примыкают к более крупному Аксарсайскому сбросу. Важную роль в тектоничес-кой структуре месторождения играют пологие надвиги. Главными из них являются надвиг III северо-восточного простирания, надвиг VII с простиранием от северо-западного до субширотного и субширотный надвиг VIII. По С.В. Ежову (1975 г.), тектоническая структура месторождения сформирована в следующие этапы: 1 – образование Устарасайских разломов, а также разломов IV порядка на фоне оформления Устарасайской антиклинали; 2 – возникновение трещин, контролирующих расположение кварцевых жил; 3 – заложение пологих разрывов типа надвигов и перемещение по ним; 4 – подвижки по ранее образовавшимся разрывам и образование зон смятия и метасоматитов (пострудный этап). Формирование практически всех структур происходило в условиях северо-западной ориентировки сжимающих усилий.
Метасоматиты Устарасайского месторождения описаны в работах Ю.Ф. Баскакова и др. (1965 г.), Э.А. Дунин-Барковской (1965 г.), Э.Ф. Минцера (1969 г.). В исследованиях С.В. Ежова достигнуто оптимальное сочетание полевых наблюдений с петрографическими и химическими исследованиями (Ежов, 1975, 1976, 1978 гг.). Он выделяет на месторождении 3 стадии образования метасоматитов: 1 – пироксенсодержащих; 2 – флогопитсодержащих; 3 – актинолитсодержащих.
Метасоматиты первой стадии развиваются преимущественно по аргиллитам; в составе их обычны кварц, калишпат, актинолит, моноклинный пироксен (диоп-сид), скаполит, флогопит; редки гранат, апатит, сфен; часто отмечаются пирит и пирротин. Взаимоотношения между многими минералами сложные, неравновесные; хорошо видно замещение одних минералов другими.
Метасоматиты второй стадии развиваются по аргиллитам и глинисто-известковистым алевролитам и песчаникам. Для них характерно постоянное присутствие флогопита в количествах от 5-10 до 30% и более. Почти постоянно в таких же количествах имеется тремолит-актинолит. Основной объем породы слагают кварц, кальцит и калишпат.
Таким образом, в метасоматитах первых двух стадий выделяются две парагенетических ассоциации минералов: ранняя – кварц+калишпат+диопсид и поздняя – кальцит+флогопит+тремолит(актинолит)+рудный минерал+бесцветный хлорит.
К метасоматитам третьей стадии отнесены темно-зеленые, существенно актинолитовые породы, развивающиеся по аподоломитовым метасоматитам второй стадии. Как правило, они встречаются в контактах кварцевых жил или вблизи крутых тектонических трещин. Это мономинеральный агрегат актинолита с крупными обособлениями кальцита и кварца; часто отмечаются реликты диопсид-кварцевого состава, иногда с калишпатом. Актинолит в ассоциации с кальцитом активно замещает как кварц, так и диопсид.
Аподоломитовые кварц-кальцит-актинолитовые породы служат хорошим поисковым признаком на кварц-висмутовые жилы; они также часто несут вкрапленность висмутовых минералов и сами могут являться рудой.
Как видно из изложенного, метасоматиты месторождения Устарасай, или «устараситы», являются весьма своеобразными породами, включающими как предрудные измененные породы, так и околожильные оторочки рудного этапа. В связи с этим отнесение их к какой либо метасоматической формации весьма затруднительно, и этот вопрос не может считаться решенным. Мнение Э.А. Дунин-Барковской (1978 г.) о принадлежности измененных пород Устарасая к формации гумбеитов основано только на валовом минералогическом составе некоторых разновидностей этих метасоматитов и не доказано их геологической позицией и зональностью.
На месторождении выделены следующие стадии рудной минерализации (Ежов, 1976 г.): 1 – пирротиновых руд; 2 – кварцевых и арсенопиритовых руд; 3 – полиметаллических руд. Кроме того, выделена также более поздняя стадия джемсонитовой минерализации (Дунин-Барковская, 1965 г.).
На первой стадии возникли сплошные залежи сульфидов железа с преобладанием пирротина и редкой вкрапленностью халькопирита. На второй стадии одновременно формировались: кварцевые жилы; кварцевые зоны (или жилообразные тела) в массе пирротиновых руд первой стадии; залежи арсенопиритовых руд. Главными минералами второй стадии являются кварц, анкерит, арсенопирит, пирит, халькопирит, минералы висмута, шеелит; среди минералов висмута преобладает висмутин. Две поздние стадии – полиметаллическая и джемсонитовая – развиты незначительно и преимущественно на флангах месторождения. Главные минералы этих стадий – галенит, сфалерит, джемсонит, жильные – кварц, кальцит, карбонаты.
Всего на месторождении установлено 107 минералов (Назирова, 1969); среди рудных минералов главные – висмутин, арсенопирит, пирротин, пирит, шеелит; второстепенные – галенит, сфалерит, халькопирит, самородный висмут, рецбаниит, кобеллит, висмутовый джемсонит; редкие – бурнонит, виттихенит, блеклые руды, тетрадимит, самородная сурьма, буланжерит, реальгар, киноварь, леллингит (указаны только рудные минералы). В зоне окисления широкое развитие получили вторичные минералы мышьяка, висмута, свинца, железа, меди и др.
Основными полезными компонентами руд являются висмут, мышьяк, вольфрам, серебро. Помимо них, руды Устарасая характеризуются повышенными содержаниями свинца, цинка, меди, молибдена, сурьмы, кадмия, селена, теллура. По Э.А. Дунин-Барковской (1965 г.), среднее содержание висмута в породах и рудах Устарасая составляет: в метаморфитах – 0,022%, в метасоматитах – 0,093%, на массу «устараситов» – 0,057%, в шеелит-висмуто-кварцевых жилах – 3,92%, в кварц-висмуто-пирротиновых залежах – 0,278%, в кварц-арсенопиритовых залежах – 0,019%, в галенит-сфалеритовой минерализации – 0,03%.
Анализ материалов по Устарасай-Бричмуллинскому рудному полю (Мато-рин и др., 1976 г.) позволяет выделить в его пределах 2 концентра эндогенной минерализации: Устарасайский и Чаватинский, каждый из которых имеет зональное строение. Наиболее полно зональность проявлена в Чаватинском концентре, где она имеет такой вид: Мо+WW(Bi) Pb+Zn(Au). Устарасайский концентр характеризуется зональностью такого же типа, но редуцированной: Bi(W) Pb+Zn(Ag, Sn). Центры зональности находятся соответственно на рудопроявлении Чавата и месторождении Устарасай; зоны вытянуты в направлении с северо-запада на юго-восток вдоль рудоконтролирующих разломов. Наличие горизонтальной зональности позволило ряду исследователей предполагать развитие такой же зональности на глубину; в связи с этим было высказано предположение о существовании на глубоких горизонтах Устарасая под висмутовой зоной еще двух зон – вольфрамовой и молибденовой (Воронич и др., 1966 г.; Дунин-Барковская, 1967 г.). Однако изучение глубоких частей месторождения Устарасайской ГРП бывшего МЦМ СССР (2 скважины глубиной 400-450 м с нижнего штольневого горизонта) показало отсутствие этих зон и резкое затухание оруденения и метасоматического процесса. Не установлено было также каких-либо признаков предполагавшегося под Устарасаем интрузива (Воронич и др., 1966 г.; Дунин-Барковская, 1967 г.). В то же время «существует вертикальная зональность в распределении гидротермального оруденения в пределах рудовмещающего горизонта: в нижней части больше концентрации вольфрама, в верхней и средней – висмута. Мышьяк, теллур, сурьма, золото, серебро и свинец тяготеют к верхней части» (Минерально-сырьевые ресурсы Узбекистана, 1976). Таким образом, наблюдающаяся зональность не влияет решающим образом на распределение оруденения и не имеет существенного значения для разведочных и эксплуатационных работ, поскольку не отражается в соответствующих сортах руд.
Месторождение Устарасай характеризуется четкой приуроченностью оруденения к переходному горизонту тюлькубашской свиты; отдельные рудные тела локализуются в нижней части перекрывающих фаменских известняков, не выходя за пределы 10-15 м от контакта. Таким образом, при нормальной мощности переходного горизонта на месторождении – 76 м (Ежов, 1976 г.), при углах падения 25-30⁰ и с учетом рудных тел в вышележащих фаменских отложениях вертикальный размах оруденения составит 100-110 м.
Месторождение слабообводнено. Подземные воды относятся к трещинно-жильным и трещинно-грунтовым. Приток воды в подземных горных выработках составляет 0,23-3,4 л/сек. Вмещающие породы и руды имеют среднюю устойчивость, за исключением зон повышенной трещиноватости со средней крепостью VII-X по шкале М.М. Протодьяконова.
Пирротиновые руды отличаются повышенной вязкостью, окисленные – имеют тенденцию к слёживанию. Руды трещиноватые, кусковатость средняя. Влажность на глубине 1,22-1,84%, на поверхности – 11,5-24,5% (средняя – 11%). Условия отработки: для пологопадающих рудных тел – система эксплуатационных блоков со сплошной выемкой руды, с последующим обрушением; для крутопадающих – система магазинирования. Отбойка руды мелкошпуровая. Потери – 5%, разубоживание – 27%.
На Устарасае выделяются два типа промышленных рудных тел:
- кварц-сульфидные жилы секущего и субсогласного залегания;
- пластообразные тела (залежи) субсогласного типа (тела метасоматического замещения).
Литологический контроль проявляется в приуроченности оруденения к породам переходного горизонта (пачки «Л») тюлькубашской свиты. Эта приуроченность может быть объяснена и метасоматическим фактором (предрудным). Важен и структурный фактор, определяющий позицию оруденения в горст-антиклинали.
В позиции рудных тел литологический фактор влияет на локализацию оруденения (пластообразного типа) в благоприятных пластах. Ежов (1975 г.) считает, что в качестве благоприятных пластов могут рассматриваться доломиты, залегающие среди тонкозернистых песчаников и алевролитов, и мелкозернистые песчаники (и алевролиты) среди доломитов. Таким образом, литологический состав пород играет двоякую роль и не существует какой-либо породы, исключительно концентрирующей оруденение, хотя сам факт контроля не вызывает сомнения.
Структурный фактор контроля рудных тел проявляется в приуроченности их к полостям отслоения, складкам микрогофрировки и срывам по контактам пород.
Представления о генезисе оруденения Устарасайского месторождения, высказанные различными исследованиями, отличаются однообразием и, по существу, повторяют высказанную И.М. Евфименко (1932 г.) гипотезу о связи оруденения рудного поля с гранитоидами герцинского возраста. В качестве главных доказательств используется следующее:
- наличие в районе месторождения монцонит-гранодиоритового Чаватинского штока, представляющего, по мнению многих исследователей, один из выступов кровли более крупного интрузива, скрытого на глубине; второй выступ кровли предполагается под Устарасаем (Дунин-Барковская, 1965, 1967 гг.; Воронич и др., 1966 г.);
- существование горизонтальной зональности в распределении рудной минерализации на площади рудного поля, отражающее классические представления Эммонса (Евфименко, 1932 г.; Артемьев, 1933 г.; Нечелюстов, 1933 г.; Воронич и др., 1966 г.);
- минералогический состав руд Устарасая, не противоречащий представлениям о его среднетемпературном гидротермальном происхождении.
По данным Э.Л. Дунин-Барковской и др. (1998), продуктивными парагенезисами месторождения являются пирит-шеелит-висмутовый (252-273⁰С) и пирит-свинцово-висмутосульфосольный (316-320⁰). Более поздняя арсенопиритовая минерализация образовалась при температуре 210-140⁰С. При этом, рудообразующие флюиды имели на месторождении Устарасай щелочно-углекисло-хлоридный состав с существенно натровой щелочностью (Na>Ca>K), а на проявлении Дайковое – кальциевой щелочностью (Ca>Na>K).