Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Золотое оруденение центральной части Приколымского террейна
ВАК РФ 25.00.11, Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения
Автореферат диссертации по теме "Золотое оруденение центральной части Приколымского террейна"
На правах рукописи
Глухов Антон Николаевич
ЗОЛОТОЕ ОРУДЕНЕНИЕ
ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ПРИКОЛЫМСКОГО ТЕРРЕЙНА
Специальность 25.00.11 - Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых; минерагения
АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук
Магадан - 2006
Работа выполнена в Северо-Восточном комплексном научно-исследовательском институте ДВО РАН.
Научные руководители: доктор геолого-минералогических наук
Шпикерман Владимир Иосифович;
Официальные оппоненты: член-корреспондент РАН
Сидоров Анатолий Алексеевич (ИГЕМ РАН);
Ведущая организация: ФГУП "Магадангеология"
Защита состоится 10 марта 2006 г. в 10 час. на заседании Диссертационного совета Д.005.015.01 при Северо-Восточном комплексном научно-исследовательском институте ДВО РАН, в конференц-зале по адресу: 685000, г. Магадан, ул. Портовая, д. 16.
С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке СВКНИИ ДВО РАН (г. Магадан, ул. Портовая, д. 16).
доктор геолого-минералогических наук Савва Наталья Евгеньевна
доктор геолого-минералогических наук Ворошин Сергей Вячеславович (СВКНИИ ДВО РАН)
Автореферат разослан
2006 г.
Ученый секретарь Диссертационного совета, к.г.-м.н.
МинюкП. С.
2,0ОG А
ВВЕДЕНИЕ
Актуальность работы. Приколымский террейн (далее ПТ) является составной частью аккреционной структуры Северо-Востока Азии и протягивается в субмеридиональном направлении более чем на 450 км. Центральная часть террейна ограничивается pp. Колыма, Шаманиха и Большая Столбовая. В последние годы в ряде фундаментальных работ, посвященных генезису золоторудных месторождений, развиваются представления о том, что полихронность формирования - одна из важнейших черт крупных по запасам объектов (Сидоров, 1987,1998; Сотников, 1997; Groves et al., 2003; Sillitoe, 2000). На Северо-Востоке Азии одним из золоторудных районов с длительной историей геологического развития является ПТ, где более чем за 40-летний период освоения из россыпей добыто больше 22 т золота; общее количество металла в россыпях превышает 50 т. Поиски адекватных по масштабам золоторудных объектов не дали положительных результатов. Неясной остается формационная принадлежность и возраст золотого оруденения. На первых этапах изучения доминировало мнение о докембрийско-раннепалеозойском возрасте золотых руд района; в дальнейшем были выявлены факты, указывающие на мезозойский возраст золотого оруденения. В то же время пестрота и широкий стратиграфический диапазон вещественных комплексов террейна предполагают полихронность и полиформационность золотого оруденения. Другим аспектом, определяющим актуальность исследований, является необходимость активизации экономического развития Магаданской области как одного из ведущих золотодобывающих регионов России благодаря выявлению новых рудных районов, вовлечению в разведку и эксплуатацию месторождений нетрадиционных типов.
Цель работы состояла в комплексном изучении золотого оруденения в структурах центральной части ПТ, включающем выявление новых закономерностей размещения, особенностей строения и условий формирования.
Реализация данной цели предполагала решение следующих задач:
• выявление геодинамических обстановок формирования рудных концентраций золота;
• определение структурных условий локализации золотого оруденения;
• исследование зональности золотой минерализации;
• изучение эволюции золоторудных систем.
Фактический материал и методика исследований. Работа выполнена на фактическом материале, собранном автором в 1997-1999 гг. в ходе поисковых работ, проведенных ООО "Ола Плюс". Он включает документацию 110 км геологических маршрутов, 450 м керна скважин колонкового бурения, 10 искусственных обнажений, около 400 пробирных
- абшрбцц q щшх ис пек-РОС НАЦИОНАЛЬНАЯ'
анализов на золото и серебро, более 5000 атомно-
БИБЛИОТЕКА С.Пете|
OS Щ, жф01
тральных анализов, 58 рентгеноспектральных анализов на главные и редкие элементы. Проанализированы и обобщены фондовые материалы геолого-съемочных, геолого-геофизических, поисково-разведочных и эксплуатационных работ ПГО "Севвостгеология" и ПО "Северовостокзоло-то". Для расшифровки структуры метаморфического комплекса ПТ использована методика структурного анализа, разработанная под руководством к.г.-м.н. А.Н.Петрова. Также использованы коллекции д.г.-м.н. Н.Е.Саввы и д.г.-м.н. В.И.Шпикермана, геологическая документация Среднеканского ГОКа ПО "Северовостокзолото".
Научная новизна. Проведен формационный анализ золоторудных проявлений центральной части ПТ, разработана геолого-генетическая модель формирования золотого оруденения, предполагающая его связь с мезозойским гранитоидным магматизмом. Впервые показана полифор-мационность золотого оруденения района. Установлены металлогеничес-кие этапы, в течение которых формировались рудные концентрации золота. Впервые детально охарактеризованы условия залегания, состав и золотоносность кор выветривания района.
Практическое значение. Установленные закономерности формирования и пространственного размещения золотого оруденения позволяют конкретизировать площади и участки поисковых работ и могут служить основой для разработки геолого-поисковых моделей.
Содержание работы. В работе рассматриваются и защищаются следующие основные положения:
1. Подавляющая доля золотого оруденения центральной части ПТ представлена золото-кварцевой россыпеобразующей формацией и связана с позднемезозойским тектоно-магматическим этапом. Специфика минералогии и геохимии золото-кварцевого оруденения отражает особенности состава вмещающих его комплексов.
2. Самостоятельным геолого-генетическим типом золотого оруденения центральной части ПТ, имеющим важное промышленное значение, являются кайнозойские коры выветривания, представленные площадным, линейно-площадным и контактово-карстовым типами.
3. Рудные концентрации золота центральной части ПТ формировались в течение четырех металлогенических этапов: рифейского (медистые песчаники и сланцы, содержащие золото), рифей-палеозойского (золото-кварцевое оруденение и золотоносные конгломераты), позднемезозойско-го (полиметаллическое золотосодержащее, золото-кварцевое, золото-ред-кометалльное (?) и золото-серебряное оруденение), палеоген-раннеплей-стоценового (золотоносные коры выветривания).
Защищаемые положения обосновываются материалами следующих глав: первое - гл. 3, 4, второе - гл. 5, третье - гл. 6.
Апробация и публикации. Основные положения работы представлялись на региональных (март 2000 г., май 2001 г.) и Всероссийском (июнь 2003 п) совещаниях, обсуждались на заседаниях геолого-геофизической
секции Ученого совета СВКНИИ ДВО РАН (декабрь 2001 г., май 2002 г.) и изложены в семи опубликованных работах и одном научном отчете.
Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из введения, шести глав (1. История исследований золотоносности Приколым-ского террейна; 2. Геологическое строение центральной части Приколым-ского террейна; 3. Характеристика золотого оруденения; 4. Глухаринский рудно-россыпной узел; 5. Коры выветривания центральной части Прико-лымского террейна; 6. Геолого-генетическая модель золотого оруденения и прогнозно-поисковые критерии) и заключения, содержит 135 страниц текста, 34 иллюстрации, 21 таблицу и включает список литературы из 140 наименований.
Благодарности. Работа выполнена в СВКНИИ ДВО РАН. Автор глубоко признателен к.г.-м.н. Г. X. Булякову за содействие в сборе материалов, ценные консультации и конструктивную критику. Принципиальные вопросы диссертационной работы обсуждались с д.г.-м.н. Н. А. Горячевым. Автор признателен д.г.-м.н. В. М. Кузнецову, И. Л. Жулановой, к.г.-м.н. В. П. Василенко, А. Н. Петрову, С. Г. Бялобжескому, В. А. Шишкину, М.Л.Гельману, Б. Ф.Палымскому за консультации, критические замечания и советы. Особую благодарность автор выражает своим научным руководителям д.г.-м.н. Н. Е. Савве и д.г.-м.н. В.И.Шпикерману.
Глава 1. ИСТОРИЯ ИССЛЕДОВАНИЙ ЗОЛОТОНОСНОСТИ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ПРИКОЛЫМСКОГО ТЕРРЕЙНА
Первые планомерные геологические исследования в пределах ПТ (ранее - Прикольшское поднятие) были проведены Верх не колымской (1933-1935) и Ороекской (1935-1937) экспедициями под руководством В. А. Цареградского и С. Д. Раковского. Ими была закартирована значительная часть площади междуречья Шаманиха - Большая Столбовая и открыты россыпи и рудопроявления золота и меди. Основываясь на полученных данных о пространственной связи золотой минерализации с метаморфическими породами, Ю. А.Билибин высказал предположение о докембрийском возрасте золотого оруденения (Шишкин, 1984 г.).
Сходной точки зрения придерживались Б. В. Пепеляев и Р. С. Фурдуй, которые по результатам поисково-съемочных и тематических работ, проведенных в 1950-1960 гг., связали золотоносность Приколымского поднятия с докембрийским гранитоидньш и базитовым магматизмом (Пепеляев, 1966 г.; Фурдуй, 1964 г.).
В. А. Шишкин, длительное время изучавший петрологию и золотоносность района, считает золотое оруденение генетически связанным, с одной стороны, с докембрийскими и раннепалеозойскими интрузиями
порфироидов и метабазитов, а с другой - с зеленосланцевым метаморфизмом докембрийских образований, в то же время признавая связь ряда золоторудных проявлений с мезозойской эпохой рудообразования (Шишкин, 1984, 1994 г.).
В.И.Шпикерман впервые показал террейновую природу Приколым-ского поднятия и его место в современной модели аккреционного строения Северо-Востока Азии.
Н. А. Горячев, изучавший минералого-геохимические особенности золотого оруденения ПТ, относит его к золото-кварцевой формации и связывает рудообразование с мезозойским тектогенезом (1998).
Р. И.Протопопов детально изучил слабо вскрытые эрозией гранито-иды позднемезозойского эджекальского комплекса на севере ПТ, а также показал их связь с субширотными зонами, контролирующими размещение ореолов гидротермально-метасоматических изменений и золоторудных проявлений, связанных с позднемезозойской тектоно-магматической активизацией (Протопопов, 1991, 1994, 1997, 2000).
Таким образом, несмотря на многолетнюю историю исследований, геологическое строение ПТ и факторы, контролирующие размещение и параметры золотого оруденения, и по сию пору остаются дискуссионными.
Глава 2. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ПРИКОЛЫМСКОГО ТЕРРЕЙНА
Большую часть площади центральной части ПТ слагают протерозойские образования (рис. 1), вмещающие более 90% всех известных проявлений рудной минерализации и представленные метаморфическими породами зеленосланцевой, эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций - метапелитами и кварц-полевошпатовыми породами, метабазита-ми, гипербазитами, карбонатными породами, слагающими гранито-метаморфический купол. Они несогласно перекрыты неметаморфизован-ными терригенными грубообломочными, вулканогенно-осадочными и карбонатными породами палеозоя, а также позднеюрскими лагунно-мо-лассовыми отложениями и вулканитами. Местами отмечаются слабо вскрытые эрозией интрузии раннемеловых гранитоидов. Вещественные комплексы вмещают многочисленные рудопроявления Аи, Си, РЬ, 2п, металлоносные (Ре-Ть2г) песчаники и россыпи золота.
Геологическая структура центральной части ПТ представляет собой пакет тектонических пластин с центриклинальным падением плоскостей надвигов. Надвиги восточного падения являются синметаморфическими и представлены зонами рассланцевания, смятия и бластеза мощностью до первых сотен метров.
< «nnnnn ^Хема геологического строения центральной части Приколымского террейна (по В. М. Кузнецову и др, 1998; с упрощениями и дополнениями). Масштаб
mf о1 ? " рыхлые четвертичн^1е отложения'2 " верхнеюрские вулканогенные и грубообломочные терригенные отложения; 3 - среднедевонские (D2), верхнедевонско-каменноугольные (ШЧЛ), нижнекаменноугольные (CI), среднекаменноугольные (С2), верхнекаменноугольно-нижнепермские (СЗ-Р1), нижнепермские (Р1) терригенно-карбонатные терригенные и вулканогенные отложения; 4 - вендские терригенные и карбонатно-терригенные отложения; 5 - рифейские алевропелитовые, карбонатно-терригенные, терригенные и вулканогенные отложения; 6 нижнепротерозойские кристаллические сланцы и амфиболиты; 7 - нижнепротерозойские габбро-амфиболиты и перидотиты; 8 - нижнемеловые граниты; 9 -нижнепротерозоиские шейсо-граниты; 10-верхнемеловые дайки базальтов; 11 -рифейские риолиты итрахириолиты; 12-верхнеюрские базальты; 13-разрывные нарушения установленные (а) и предполагаемые (б) либо скрытые под чехлом рыхлых отложений; 14 - надвига; 15 - пункты минерализации (а) и рудопроявления (б) золота; 16-18 -золоторудные и золотосодержащие формации: 16-золото-кварцевая (а), медистые песчаники и сланцы (б), 17 - полиметаллическая (а% золото-редкометалльная (6), 18 -золото-серебряная (а), золотоносные конгломераты (б); 19 -россыпи золота; 20 - контуры рудно-ро ссыпного района. Цифрами обозначены рудопроявления: 1 - Надежда; 2 - гольца Глухариный; 3 - Глухаринское; 4 - Сохатиное; 5 - Тимша; 6 -Ороекское; 7 - Копач; 8 - Глухой; 9 - Путаник; 10 - Ромашка
ГС
V
Рис. 2. Схема рудоконтролирующих факторов центральной части Приколымского террейна. Масштаб 1 : 500 ООО: I -синметаморфическиеразрывы; 2-мезозойские тектоно-магматические зоны; 3 - контуры выделяемых по гравиметрическим данным гранитоидных массивов (а), контуры площадей неглубокого (до 1 км) залегания гранитоидов (б); 4 -изолинии концентраций ртути в потокгис рассеяния,10" %; 5 - изолинии концентраций золота в потоках рассеяния, 10" %
В пределах района выделяются индикаторные для различных геодинамических обстановок вещественные комплексы. На раннепротерозой-ском этапе геологического развития в океанических условиях сформировались офиолиты, метаморфизм которых был связан с субдукционным погружением и последующей эксгумацией. В среднем рифее ПТ представлял собой пассивную окраину Омолонского микрократона. На рубеже среднего и позднего рифея здесь возник внутриконтинентальный рифт, выполненный базитами и вулканогенно-осадочными толщами. В позднем рифее сформировалась вулканическая дуга, связанная с субдукцией в пределах бассейна, разделяющего Омолонский микрократон и Сибирскую платформу, и сложенная кислыми вулканитами и синхронными им отложениями верхней молассы. В конце рифея - раннем палеозое коллизия Сибирской платформы и Омолонского микрократона (Щербакова и др., 1988) сопровождалась надвигами, образованием метаморфического пояса и гранито-метаморфического купола. С позднего палеозоя и до средней юры ПТ развивался в режиме пассивной окраины, осложнявшемся внутриконтинен-тальным рифтогенезом. При этом накапливались карбонатные и терри-генно-вулканогенные отложения, а также толеиты и щелочные базальты. На очередном этапе орогенеза в поздней юре сформировались вулканиты базальт-андезит-риолитовой формации энсиалической островной дуги Уян-дино-Ясачненского вулканогенного пояса. Тыловодужные грабены выполнялись ритмично построенными лагунно-молассовымй отложениями. Меловая история ПТ связана с коллизионными процессами, которые привели к перестройке его структурного плана и формированию гранитов эдже-кальского комплекса. Временной интервал с конца мела до раннего плейстоцена характеризовался тектонической стабилизацией. Неотектоническая активизация в среднем плейстоцене - голоцене способствовала образованию современных форм рельефа и коррелятных им отложений.
Глава 3. ХАРАКТЕРИСТИКА ЗОЛОТОГО ОРУДЕНЕНИЯ
Эндогенная золотоносность центральной части ПТ характеризуется неравномерной и недостаточной изученностью. Большинство известных рудопроявлений (см. рис. 1) расположено на сравнительно хорошо обнаженных водоразделах; в долинах минерализация погребена под толщей рыхлых отложений и известна в плотиках россыпных полигонов и по единичным колонковым скважинам. Рудопроявления подразделены на 11 типов (табл. 1), характеризующихся индивидуальными особенностями геологического строения и сопоставимых с золоторудными формациями и известными месторождениями. Среди них мы выделяем четыре золоторудные формации (золото-кварцевую, золото-редкометалльную (условно), золото-серебряную, золотоносных конгломератов) и две золотосодержащие (медистых песчаников и сланцев и полиметаллическую).
Таблица 1, Характеристика золоторудных формаций центральной части Прюссшымского террейна
Рудная формация, типы оруденения Вмещающие породы, их возраст Морфология рудных тел Геохимический профиль Примеры рудопроявлений
преобладающая подчиненная
3 о л ото -кварц ев ая а) глухарннский Риф ейские серицитовые, серицит-хлоритовые сланцы и кварциты Зоны прожилкования, штокверки Жилы Аи . А£, V/, РЪ, БЬ, Си, Аз, Яg, Ва Глухаринское
б) надеждинекий Риф ейские кварцитопесчаники, кварциты, серицитовые сланцы Жилы Зоны прожилкования, штокверки Аи, а8, таг. Ы Надежда
в) сохатинскнй Ни жнепротерозойские ортослан-цы, рифейскне кварциты, известняки Залежи Жилы Аи, AgI Си,В1, Ва, РЬ, Аб, Мо, Сохатиное
г) гольца Глухариный Риф ейские риодиты, кварц-полевошпатовые породы и их экзоконтакты Зоны прож илкования, штокверки Жилы Аи.Аа, Си,2п, РЬ Голец Глухариный, Копач
д) те мни некий Риф ейские серицитовые сланцы, известняки, швестковистые песчаники Залежи Зоны прожилкования Au.Ag.Pb, Си, БЬ. А5,Щ Плотик россыпи руч Глухариный (инт.р. л. 100-136), Темный, Хая, Тимша
е) чилистяхский Р а н не п р от е р оз о йс ки е габб р о ид ы Зоны прожилкования Жилы Си, 2п, РЬ, Аи бас руч Рогатый, Веселый
Золото-серебряная Рифейскне серицитовые, серицит-хлоритовые сланцы и кварциты Зоны прожилкования Жилы Аи, ЭЬ, А$ Глухаринское
Зол ото-редко метал-льная Граниты раннего мела и их экзоконтакты Зоны прожилкования Жилы Аи, Б Верховья руч Хая
Золотоносных конгломератов Песчаники, гравелиты, алевролиты среднего девона и поздней юры Пласты Аи Правый борт долины р. Малая Столб свая
Медистых песчаников и сланцев Рифейскне хлоритовые, хлори-тондные сланцы, филлиты Пласты Жилы Си. А&, Ъп, Аи, РЬ, Со, V, Ра, Ое Ороекское
Пол и метал л ич ее ки е жилы Рифейскне мраморизованные доломиты, известняки, реже кварциты Залежи Жилы, прожилки РЬ,2п, Си,Аё, Аи, Мо Ромашка
3.1. Золото-кварцевая формация
Золото-кварцевое оруденение центральной части ПТ представлено рудопроявлениями шести типов.
Оруденение глухаринского типа представлено кварцевыми жилами и прожилками мощностью до 0,5 м, чаще 0,1-0,2 м, которые вмещаются рифейскими серицитовьши сланцами, и кварцитопесчаниками. Простирание жил субширотное, реже северо-западное, морфология простая, плитообразная. Зачастую золотоносные жилы приурочены к замковым частям складок, в то время как прожилки на крыльях этих же складок безрудны. Наиболее изучено Глухаринское рудопроявление, рудные тела которого, представленные зонами кварцевых и карбонатно-кварцевых прожилков, вскрыты скв. вЬЗ в правом борту долины руч. Глухариный под покровом четвертичных отложений и прослежены до глубины 92 м. Мощность зон до нескольких метров; количество жильного материала в них достигает 25%. Морфология жил и прожилков линзовидная, фестончатая, реже прямолинейная; мощность от десятых долей миллиметра до 1-5 см, реже встречаются жилы мощностью до 0,6 м. Околорудные изменения представлены серицитизацией и окварцеванием. Содержания золота от 0,5 до 14 г/т, средние содержания при длине рудоносных интервалов 5-10 м составляют 1,5-3,5 г/т. Отношение Au¡Ag составляет 4-4,5. Содержания других рудогенных элементов в рудах низкие и не превышают кларковых.
В рудах установлено около 60 минералов. Из них главными являются кварц, серицит, мусковит, кальцит, гематит, пирит; менее распространены анкерит, доломит, пирротин, турмалин, халькопирит, сфалерит, галенит, арсенопирит, блеклая руда, самородное золото, висмутин, самородный висмут. Помимо них руды содержат минералы, типоморфные для золото-серебряной минерализации (акантит, электрум, кюстелит, киноварь, агвиларит), отражая полиформационный характер рудопроявления. Суммарное содержание сульфидов достигает 10%. Широкое развитие гипергенных минералов отражает высокую окисленность руд и вмещающих пород. Золото мелкое, средняя крупность - менее 0,1 мм, характеризуется высокой дисперсией пробности (361—937%о) при средних ее значениях 683~853%о. Местами золото содержит включения акантита. Большая часть золотин имеет неяснозональную структуру. Золото, включенное в гидрогетит, обладает полигональной мелкозернистой структурой. Мелкие частицы высокопробного золота монокристаллические. Выделены две главные парагенетические минеральные ассоциации: пирротин-пирит-гематитовая и пирит-карбонатно-кварцевая с халькопиритом, сфалеритом, галенитом, золотом. В рудовмещающих сланцах присутствует андалузит в количествах до 20-25% в виде призматических зерен, их агрегатов и полос мощностью 2-3 см. С ним ассоциируют переменные количества гематита, мелкочешуйчатого серицита, мелкозернистые скопления карбоната, гнезда гидрослюд, зерна сфена. В аллювии руч. Глухариный, дренирующего площадь рудопроявления, отмечен кордиерит (Н. Е. Савва, устное сообщение).
Геохимический спектр оруденения: Аи - - - РЬ - БЬ - В1 - Си -Со. Геохимия руд определяется двумя ассоциациями элементов: 1) Аи, Ag, РЬ, Аб, БЬ, Си; 2) П, Бп, №>, Мо.
Золотое оруденение сопровождается метасоматитами, в составе которых выделены две минеральные ассоциации. Кварц-флогопит-карбонатная минеральная ассоциация характеризуется замещением кварцем и карбонатами агрегатов мусковита и серицита, насыщенных графитом (до 1-3%). Минеральный состав метасоматитов: кварц, Fe-Mg- и Са-карбо-наты, флогопит, серицит, пирит (до 5%). Кварц-серицит-гидрослюдисто-карбонатная минеральная ассоциация наложена на предыдущую и выделяется по появлению значительного количества светлых слюд и гидрослюд. Состав данной ассоциации: кварц, серицит, гидрослюда, Ре-М§- и Са-карбонаты. Количество сульфидов колеблется от 1 до 10%.
Петрохимический состав метасоматитов характеризуется тремя ассоциациями главных элементов: 1) 8Ю2, А12Оэ, К20, Ре203, МпО; 2) №20, Ре203, ТЮ2; 3) СаО, MgO, С02, Н20. Из рудогенных элементов с первой ассоциацией связаны РЬ и Ш, со второй - Мо и Ъи. Концентрации СаО и летучих составляют в среднем 27 и 23% соответственно, что согласуется с минеральным составом кварц-флогопит-карбонатной ассоциации и свидетельствует об интенсивном дорудном процессе углекислого метасоматоза. Рудообразование сопровождалось выносом Са (коэффициент рассеяния КР - 4), М§ (КР - 2), Ыа (КР ~ 2) и привносом 8Ю2 (коэффициент концентрации КК ~ 2), К (КК ~ 2), А1203 (КК ~ 1,5-2), гранитофильных элементов - Ы и №> (КК - 1,5-2), а также Аи (КК - 10), А& Ав, 8Ь, РЬ, \У (КК ~ 2). В минеральном составе руд и околорудных ореолах эти процессы выразились в резком уменьшении количества карбонатов и широком развитии серицита, составляющего местами до 95% объема породы.
Оруденение надеждинского типа включает кварцевые жилы и прожилки в кварцитопесчаниках. Простирание жил северо-западное; они сопровождаются ореолами метасоматического окварцевания и часто содержат в значительных количествах турмалин; серии подобных жил прослежены на 3 км по простиранию и 0,3 км по мощности (рудопроявление Надежда). Околорудные изменения представлены слабой серицитизацией. Содержания золота - до 36 г/т, в среднем - 0,5-2 г/т, серебра - до 13 г/т; отношение АиМ^-0,5-1,5. Рудные минералы: гематит, пирит, халькопирит, галенит, арсенопирит, буланжерит, блеклая руда, самородное золото; их суммарное содержание не превышает долей процента. Средняя крупность золота 0,3 мм; пробность 870%о (Литвиненко, 1991 г.). Геохимия руд характеризуется ассоциацией Аи, А& Си, РЬ, XV, В1
Оруденение сохатинского типа известно на севере района и приурочено к субширотной линеаментной зоне протяженностью не менее 12-15 км. Наиболее изучено месторождение Сохатиное, где оруденение локализовано в полого залегающей (10-30°) надвиговой зоне. Рудные тела представлены залежами метасоматически измененных и сульфидизиро-
ванных раннепротерозойских метабазитов и расположены кулисообраз-но; их мощность до 12-15 м, протяженность по простиранию до сотен метров, падение крутое - 70-80°. Реже встречаются крутопадающие карбонат-кварцевые жилы и сцементированные кварцем и пиритом брекчии мощностью до 1 м. Содержания золота-от 0,1-0,3 до 30-40 г/т, серебра -от 1-3 до 30 г/т, отношение Au/Ag составляет 5-10. Распределение золота крайне неравномерное; в отдельных пробах содержания достигают 100 г/т, в среднем 1,6 г/т. Максимальными содержаниями золота характеризуются карбонат-кварцевые жилы и прожилки. Рудные минералы, по данным Э.Г. Абисалова (1995 г.), представлены пиритом, халькопиритом, галенитом, самородным золотом, сфалеритом, магнетитом, буланжеритом, блеклыми рудами; нерудные - кварцем, полевыми шпатами, кальцитом, железистым карбонатом, баритом, флюоритом. Суммарное содержание рудных минералов 2-3%. Крупность золота 0,1-1,7 мм, пробность 605-851%о (Горячев, 1998). Выделены две минеральные ассоциации: пирит-гематит-хлорит-кварцевая и золото-полисульфидно-карбонатная (Горячев, 1998). Руды характеризуются (по Э. Г. Абисалову, 1995 г.) повышенными содержаниями Си (до 1%), РЬ (до 0,25%), Zn (до 0,05%), As (до 0,08%), Ва (до 1 %), Мп (до 0,2%). Геохимический спектр оруденения: Au - РЬ - Си - Ag -As - Hg - Zn - Bi - Ba - V - Co - Mn - Sn - Ni - Cr - Mo - Sr - W.
Оруденение типа гольца Глухариный изучено слабо. Рудные тела приурочены к рифейским метаморфизованным риолитам и трахириоли-там и представлены сериями сближенных кварцевых и полевошпат-квар-цевых прожилков и жил. Наиболее известное рудопроявление гольца Глухариный расположено на южном склоне одноименной высоты. Оруденение здесь представлено сериями кварцевых прожилков, реже - жил мощностью до 0,2 м, сложенных преимущественно молочно-белым кварцем. Морфология жил и прожилков сложная, четковидная; вместе с метасома-тически измененными породами они образуют обширный ореол оквар-цевания площадью более 2 км2. Рудные минералы представлены гематитом, магнетитом, реже пиритом, самородным золотом. Содержания золота равномерно низкие и обычно не достигают 1 г/т. Золото мелкое (менее 0,1 мм); пробность 875%о(Литвиненко и др., 1991 г.). Содержания серебра низкие - не более 1 г/т. На других рудопроявлениях данного типа рудные минералы представлены гематитом, магнетитом, пиритом, халькопиритом, галенитом, самородным золотом; их суммарное количество в жилах и прожилках достигает 25-30%. Золото мелкое и тонкое, крупность до 0,1 мм, пробность колеблется от 820 до 880%о. Содержания Au до 12 г/т, обычно 0,5-2 г/т, Ag до 40 г/т. Помимо этого руды зачастую содержат Си (до 1%), Zn (до 0,3%), РЬ (до 0,1 %) и сопровождаются устойчивыми механическими ореолами рассеяния золота.
Оруденение темнинского типа известно в плотиках россыпей руч. Глухариный, Темный, Хая, Тимша и приурочено к контактам карбонатных пород и сланцев. Мощность зон окварцевания до 30 м, протяжен-
ность 800-1300 м. В карбонатных толщах наблюдается интенсивная (до 80%) сульфидизация, образованная вкрапленностью пирита, тяготеющего к бессистемно расположенным линзовидным выделениям кварца. Содержания золота- 0,1-3 г/т, серебра- 0,1-0,3, редко до 30 г/т, отношение Au/Ag- 5-7. Геохимический спектр оруденения в порядке уменьшения КК: Au - Pb - Си - Sb ~ Hg - Ag - Zn.
Оруденеииг чплистяхского типа крайне мало изучено, приурочено к интрузиям раннепротерозойских метабазитов и представлено секущими и согласными прожилками и жилами кварц-карбонат-хлоритового и кварц-эпидотового состава, сопровождающимися сульфидной вкрапленностью. Рудные минералы представлены пиритом, магнетитом, халькопиритом, галенитом, сфалеритом. Установленные содержания золота до 0,5 г/т.
3.2. Золото-редкометалльная (?) формация
Условно относимая к золото-редкометалльной формации минерализация представлена жилами и прожилками кварца среди гранитов Хаин-ского штока. Помимо кварца в составе рудных тел отмечены флюорит и пирит (В. С. Шульгина и др., 1991 г.). Содержания золота до 0,4 г/т.
3.3. Золото-серебряная формация
В рудах Глухаринского проявления (см. выше) установлено наличие минералов, типоморфных для золото-серебряной формации: акантита, агвиларита, айтенбогартдита, киновари, электрума, кюстелита. Самородное золото здесь часто содержит включения акантита и сульфосолей серебра. В приплотиковом аллювии руч. Глухариный (район р. л. 115) поднят штуф жильного кварца с фрейбергитом и акантитом, показавший содержания золота 35,8 г/т и серебра 2512,7 г/т. В россыпи р. Малая Столбовая присутствует низкопробное золото с метаколлоидными структурами, типоморфное для эпитермального золото-серебряного оруденения (Прейс, Палымский, 1988).
3.4. Формация золотоносных конгломератов
Золотосодержащие базальные конгломераты известны в основаниях разрезов девона и верхней юры и описаны В. И. Шульгиной и др. (1991 г.). Наиболее изучены верхнеюрские конгломераты, вскрытые в обнажениях в правом борту р. Малая Столбовая. Здесь горизонты с повышенными (до 2 г/т) содержаниями золота залегают в базальных частях грубообло-мочных пачек мощностью 5-17 м на образованиях древней переотложенной коры выветривания. Обломочный материал представлен кварцитами, филлитами, метабазитами, риолитами, различной зернистости кварцем с пустотами выщелачивания сульфидов и карбонатов. Автохтонный состав и слабая окатанность обломочного материала свидетельствуют о
минимальной его транспортировке. Золото имеет крупность до 0,25 мм (Литвиненко, 1991 г.) и, наряду с пиритом, халькопиритом, арсенопири-том, галенитом, молибденитом, присутствует как в гальке кварца, так и в цементе.
3.5. Формация медистых песчаников и сланцев
Сингенетичное золотосодержащее медное оруденение Ороекского проявления, подробно описанное В. И. Шпикерманом (1994,1998), вмещается породами одноименной свиты и приурочено к пачке, сложенной черными углеродистыми филлитами (около 50 м) и чередованием пест-роцветных и серых филлитов, хлоритоидных сланцев, метабазитов и их туфов (150-200 м). Рудные тела представлены пластами сланцев с вкрапленностью сульфидов Си и гематита, окварцованными метабазитами с примазками медной зелени и карбонат-кварцевыми жилами мощностью 0,1-0,7 м. Содержания Си в рудах достигают 1,1 %, Аи - 7 г/т (в среднем менее 1 г/т). Помимо этого руды характеризуются повышенными содержаниями следующих элементов, г/т: Ag (12,6), Zn (573), РЬ (147), ве (12,6), Мо (0,7/3), В1 (8,4). Геохимический спектр рудоносных сланцев: Си - В1 ~ Ag~PЪ- Мп - ве - С о - 2п - П - 2г - N1 — 8Ь; характерные геохимические ассоциации элементов: 1) Ag, Бп, Мо, В1, N1), ва, ве, Сг, Мп; 2) Си, 2п, Со. Метабазиты в пределах рудоносной части разреза характеризуются сходными геохимическими особенностями. Их геохимический спектр: В1 - РЬ - 8Ь - Ag - Т\ - Си - 8п - ва - Со - ве; геохимические ассоциации: 1) Хп, N1, Со, Сг; 2) Ag, РЬ, ва, В1
Генезис оруденения вулканогенно-осадочный (эксгаляционный), подобно медистым песчаникам "курпанджинского типа" (Кутырев, 1984), и связан с рифейским конседиментационным базитовым вулканизмом. Секущие кварцевые и кварц-карбонатные прожилки могут являться отражением более поздней рудно-магматической активности.
3.6. Полиметаллическая формация
Представлена рудопроявлением Ромашка, где минерализация приурочена к зоне дробления протяженностью 250 м и мощностью до 2 м среди рифейских известняков и кварцитов. Рудные тела - минерализованные брекчии, сцементированные кварцем, кальцитом, баритом, а также кварц-кальцитовые и кварц-баритовые жилы мощностью до 0,7 м (Шишкин, 1984). Рудные минералы: галенит, сфалерит, пирит, халькопирит и халькозин. Содержания Аи - 0,2 г/т, Ag - 10,6 г/т, РЬ - 0,1-8,8%, -0,1-4,1%, Си - 0,1%. Рудопроявление сопровождается контрастными (<0,3 г/т) вторичными геохимическими ореолами рассеяния Аи.
Не исключено, что оруденение принадлежит кунаревскому рудному комплексу, детально охарактеризованному В. И. Шпикерманом (1987, 1998), и представляет собой его периферическую, "непорфировую", часть.
Это косвенно подтверждается модельным возрастом свинца рудопрояв-ления Ромашка - 199 млн лет (Шпикерман и др., 1993). В 4 км от рудо-проявления присутствует магнитная аномалия изометричных очертаний площадью около 7 км2, которая и может отражать наличие на глубине невскрытого "порфирового" интрузива.
3.7. Закономерности пространственного размещения золотого оруденения
Центральной части ПТ пространственно соответствует Шаманихо-Столбовской рудно-россыпной район (ШСР), контуры которого определяются размещением 18 россыпных месторождений и 47 рудопроявле-ний и пунктов минерализации золота. В восточной части района обособляется Глухаринская золотоносная полоса (Шишкин, 1984) шириной 1015 км, где сосредоточено 90% всех известных рудных и россыпных проявлений золота. Пространственно она совпадает с зоной развития метаморфизма зеленосланцевой фации. Среди метаморфических образований эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций, а также неметамор-физованных образований известны лишь единичные рудопроявления и россыпи. Пространственно ШСР соответствует выделяемое по данным аэромагнитной съемки Центральное аномальное поле (Семенов, Галков-ский, 1974 г.), характеризующееся повышенными значениями АТ, не имеющими аналогов на ПТ и сопредельных структурах.
В геофизических полях выделяются две крупные аномальные площади, характеризующиеся повышенными значениями АТ и пониженными - AZ:
1. Северная (междуречье руч. Малая Столбовая - Глухой - Сохати-ный) имеет четкие границы, вытянутую в субширотном направлении форму; площадь около 400 км2. В контуре аномалии отмечаются локальные понижения интенсивности поля АТ;
2. Южная (междуречье руч. Глухариный - Тый-Юрье - Ламутский Ороек) имеет более расплывчатые контуры и близкую к изометричной форму; площадь около 300 км2.
Существование данных аномальных площадей обусловлено невскрытыми интрузивными массивами гранитоидов: Глуховским на севере и Глухаринским на юге (Шишкин, 1994 г.). В контурах аномальных площадей по геофизическим данным выделяются участки неглубокого залегания гранитоидов - до 1 км (Шишкин, 1994 г.) площадью 140 км2 на севере и 90 км2 на юге. Породы апикальной части Глухаринского интрузивного массива в центральной его части выходят на поверхность и слагают шток раннемеловых гранитов в верховьях руч. Хая. Абсолютный возраст гранитов, по данным К-Аг датирования, 139 млн лет (Шишкин, 1984 г.). В западной части узла, на водоразделе Глухариный - Юный - Надежда по геофизическим данным выявлены невскрытые гранитоидные интрузии общей площадью около 3-4 км2, которые, вероятно, являются апофизами Глухаринского массива.
Россыпи и рудопроявления золота сгруппированы в два руд но-россыпных узла, пространственно совпадающих с Глуховским массивом на севере и Глухаринским на юге (рис. 2) . Узлы различаются по средним значениям крупности россыпного золота, которая для Глуховского узла составляет 1,25 мм, для Глухаринского - 0,73 мм. В пробности золота различия выражены менее контрастно: на севере она колеблется от 860 до 920%о (в среднем 900%о), на юге - от 848 до 907%о (в среднем 870%о). В пределах Глухаринского узла наиболее высокая пробность золота характерна для россыпи руч. Юный (907%о), для остальных россыпей она варьирует от 848 до 880%о. Наиболее крупные и богатые россыпи приурочены к фланговым частям узлов. Так, в Глухаринском узле россыпи руч. Глухариный и Юный имеют средние содержания золота 1-23 г/м3 и обеспечивают около 80% запасов узла; россыпи Глуховского узла: Тим-ша, Братишка, Малая Столбовая характеризуются средними содержаниями 1-10 г/м3 и обеспечивают 90% запасов по узлу. Россыпи, располагающиеся в центральных частях узлов, значительно (на один-два порядка) беднее; средние содержания здесь не превышают 0,5-1 г/м3.
Конфигурация литохимических ореолов золота в потоках рассеяния повторяет узловой характер размещения оруденения. Размещение рудо-проявлений внутри рудно-россыпных узлов контролируется тектоно-маг-матическими зонами широтного простирания.
Рудопроявления ШСР во многом сходны с золотым оруденением Уянканского и Эджекальского рудных узлов (по В. С. Шульгиной и др., 1991 г.) на севере ПТ, где золото-кварцевые жилы локализованы в надинтру-зивной зоне слабо вскрытых эрозией массивов нижнемеловых гранитов.
Глава 4. ГЛУХАРИНСКИЙ РУДНО-РОССЫПНОЙ УЗЕЛ
Глухаринский рудно-россыпной узел (ГлРУ) располагается в восточной части ШСР; его границы охватывают бассейны руч. Глухариный, Юный, Хая, Кондовый, Тый-Юрье и правобережье р. Малая Столбовая (рис. 3). Здесь локализованы пять промышленных россыпных месторождений золота, в том числе крупнейшая россыпь района - Глухаринская; суммарные накопленные запасы золота в этих россыпях составляют более 80% от запасов по району.
Геологическая структура ГлРУ представляет собой пакет тектонических пластин, сложенных докембрийскими образованиями и различающихся по петрографическому составу пород, степени метаморфизма, условиям залегания. По составу выделяются четыре такие пластины (сверху вниз): "терригенная", "метаэффузивная", "филлитовая", "карбонатная". Характерен фестончатый рисунок фронтальных частей тектонических пластин с пологим (5-20°) погружением плоскостей надвигов на восток.
1 Я2.,сЬ 2 R2-.Uk 3 УБк 4 11111 5
.ял
\
>19
я б
10
11
Рис. 3. Геологическая схема Глухаринского рудно-россыпного узла (по В. А. Шишкину, 1984, с изменениями и дополнениями): 1 - рыхлые четвертичные отложения; 2 - средний-верхний рифей, чебукулахская се. рия: известняки, доломиты, сланцы; 3 - средний-верхний рифей, юкагирская серия: серицитовые, хлорит-серицитовые сланцы; 4 - венд, сяпякин-ская свита: песчаники, кварцитопесчаники: 5 - верхнеюрские конгломераты, песчаники, глинистые сланцы; 6 - раннемеловые граниты; 7 - ри-фейские риолиты; 8 - разломы; 9 - контуры выделяемых по гравиметрическим данным гранитоидных массивов {а), контуры площадей неглубокого (до 1 км) залегания гранитоидов (б); 10 - рудопроявления и пункты минерализации золота золото-кварцевой (я), золото-редкометалльной (б), золото-серебряной (в) формаций; 11 - россыпи золота
В ГлРУ известны множество рудопроявлений и пунктов минерализации золото-кварцевой формации, а также единичные пункты минерализации золото-редкометалльной и золото-серебряной формаций.
Золото-кварцевые рудопроявления Глухаринское, гольца Глухариный и Надежда образуют в восточной части узла фактически единое рудное поле с вытянутыми в широтном направлении очертаниями, длиной около 6 км и шириной около 2 км (см. рис. 3). Распределение золото-кварцевого
оруденения характеризуется прямой минералого-геохимической зональностью. Отношение Аи/А§ в целом плавно убывает с запада на восток от нижних горизонтов к верхним, достигая минимума в рудах проявления Надежда (горизонт абс. отм. 500-550 м). Подобным же образом закономерно изменяется и средняя пробность самородного золота: для минерализации "глухаринского" типа (Глухаринское рудопроявление, горизонты абс. отм. 250-350 м) она составляет 683—834%о; для типа "гольца Глухариный" (одноименное рудопроявление, горизонты 350-450 м) - 875%о; для "надеждинского" типа (рудопроявление Надежда, горизонты 450550 м) - 925%о.
Для оценки уровня эрозионного среза золото-кварцевого оруденения использованы коэффициенты зональности = РЬ/Аб и у2 = 8Ь/Аб, предложенные С. В. Соколовым (1998). В первичных геохимических ореолах, вскрытых скважинами, выделяются три геохимические ассоциации: 1) Аи, Аб, РЬ; 2) Си, 2п; 3) Аб, БЬ, Проявления первой (продуктивной) и третьей ассоциаций коррелируют с повышенными значениями коэффициентов зональности > 1 и у2 > 0,1 соответственно. Они образуют ареал шириной 2-2,5 км, в который "вписывается" наиболее богатый отрезок россыпи руч. Глухариный в интервале р. л. 100-136. Пониженными значениями V < 1 и у2 < 0,1 характеризуются литохимические ореолы и оруденение, вскрытые в плотике россыпи руч. Глухариный, а повышенными (у] > 1 и у2 > 0,1) - локализованные в бортах долины гипсометрически выше. Изолиния значения у1 = 1 точно очерчивает контур россыпи, т. е. наиболее богатые отрезки россыпи соответствуют участкам наибольшей эродированности оруденения. Содержания золота закономерно снижаются в направлении с юго-востока на северо-запад и от верхних горизонтов к нижним. В том же направлении увеличивается пробность металла и уменьшается количество ассоциирующих рудных элементов.
Нахождение в рудах Глухаринского проявления самородного висмута в ассоциации с золотом косвенно свидетельствует о том, что температура образования основной продуктивной ассоциации превышала 271 °С. Присутствие агвиларита и айтенбогартдита, температура кристаллизации которых меньше 200°С, а также акантита, фрейбергита и низкопробного золота с неяснозональной структурой отражают иной - эпитермальный этап рудообразования.
Наличие в рудовмещающих метаморфических породах андалузита и кордиерита не согласуется с дистен-силлиманитовым фациальным типом метаморфизма Приколымского метаморфического пояса (Шишкин, 1979) и может объясняться только контактовым метаморфизмом. В рудах Глухаринского проявления отмечаются повышенные содержания В1-до 70 г/т; на нижних горизонтах (абс. отм. < 250 м) резко повышаются концентрации гранитофильных элементов: 1л (до 70-114 г/т), №> (до 24 г/т), (до 3 г/т), ва (до 22 г/т), ассоциирующих со Бп и Мо и образующих, вероятно, эманационный околоинтрузивный ореол (Таусон, 1978). Все
это согласуется с данными о неглубоком (до 1 км) залегании гранитоидов Глухаринского массива (Шишкин, 1994 г.), которые могут рассматриваться как магматический очаг рудной системы.
Характер зональности золото-кварцевого оруденения ГлРУ соответствует модели, предложенной В. А. Степановым (1984, 2001). Прикорневая часть рудной колонны расположена вблизи от апикальной части сла-бовскрытого гранитоидного плутона, что подчеркивается эманационным геохимическим ореолом и присутствием андалузита и кордиерита во вмещающих породах (Глухаринское рудопроявление). Для руд характерны высокое отношение Аи/А§, низкие значения коэффициентов зональности V (< 1) и у2(< 0,1), присутствие висмутина и самородного висмута. Средняя часть рудной колонны располагается на 200-300 м гипсометрически выше и на удалении 7 км (рудопроявление Надежда). Рудам здесь присущи пониженное отношение Аи/А%, высокие значения коэффициентов зональности (> 1) и у2(> 0,1), присутствие сульфосолей РЬ, фрей-бергита. Фронтальная часть рудной колонны эродирована. Общий вертикальный размах рудной колонны 400-500 м. Столь контрастная вертикальная зональность объясняется эффектом термостатирования вследствие особенностей геолого-структурного строения узла, который представляет собой пакет литологически разнородных тектонических пластин субгоризонтального залегания. Рудно-магматическая система погружается в восток-юго-восточном направлении.
Таблица 2. Вертикальная геохимическая зональность золотого
оруденения Глухаринского рудно-россыпного узла
Уровень Горизонт абс. отметок, м Пробность самородного золота, %0 АиМ^ у, = РЬ/Аб У2 = БЬ/Аэ
Верхний (эродированный) >550 >800 <0,1 — -
Средний (россыпеоб-разующий) 300-550 792-925 0,5-2 >1,0 >0,1
Нижний (погребенный) <300 683-853 2-0 < 1,0 <0,1
Примечание. Здесь и далее прочерк - отсутствие данных.
Состав руд прикорневой и средней частей рудной колонны соответствует полиметаллическому, а фронтальной - сульфоантимонитовому минеральным типам золото-кварцевой формации в понимании Г. Н. Гамя-нина (1966). Характерной чертой Глухаринского рудопроявления является полиформационность. Она подтверждается присутствием минеральных ассоциаций трех типов: 1) типичной для золото-кварцевой формации ассоциацией среднетемпературного кварца с самородным золотом; 2) высокотемпературного парагенезиса, характерного для золото-редко-металльной формации, с висмутином и самородным висмутом; 3) низкотемпературного, типоморфного для золото-серебряной формации, с акан-титом, агвиларитом, айтенбогартдитом.
Таблица 3. Изменение параметров геохимических ореолов
Глухаринского рудно-россыпного узла с востока на запад
Параметры Скважина
Ш Ф5 Ш ®1 аб ею 014 ®3 а7 С19
Расстояние с запада на восток, м 0 350 525 950 1100 1575 1700 1975 2475 2575
Содержания золота, г/т 0,12 0,08 0,22 0,06 0,9 0,17 0,14 9,50 0,3 2,38
Продуктивность аномалий золота, м-г/т 267 414,1 400,5 307,5 1847,1 710,6 921,1 29395,1 2240,1 2726,9
Аи/(Аи+А§) _ _ - 824 949 _ 834 788 857
V] = РЬ/Аб 4,93 0,53 0,35 0,57 0,9 1,01 1,24 2,08 1,39 0,83
у2 = БЬ/АБ 0,28 0,08 0,08 0,07 0,12 0,03 0,06 0,14 0,13 0,09
Оценка масштабности золотого оруденения ГлРУ с использованием критериев, разработанных Г. Н. Гамяниным (2001), показывает следующее. Золото-кварцевые рудопроявления локализованы в межинтрузивном провисе кровли между Глухаринским массивом на западе и его апофизами на востоке. Наличие долгоживущих меридиональных тектонических структур, пересекающихся более молодыми субширотными, а также ли-тологически разнородных тектонических пластин субгоризонтального залегания создавало благоприятную термостатированную обстановку рудоотложения. Зоны гидротермально измененных пород в пределах Глухаринского узла имеют значительные размеры (первые км2), интенсивность изменений усиливается с приближением к рудовмещающей структуре. Метасоматическая колонка в целом имеет зональное строение: рудоносная зона окварцеванш кварц-карбонат-гидрослюдистая зона кварц-флогопит-карбонатная зона контактовые изменения с андалузитом. Сульфидизация характеризуется редуцированностью арсенопи-ритовой составляющей при широком развитии пирита во внешней и внутренней подзонах. К последней, вероятно, следует относить слабозолотоносную минерализацию "темнинского" типа. Признаками полиформаци-онности оруденения являются разнообразие минерального состава, резкое преобладание мелкого золота и значительные вариации его состава. Все эти признаки указывают на значительный потенциал золото-кварцевого оруденения Глухаринского узла. К отрицательным признакам относятся: широкое развитие сульфидизации, пониженная пробность золота, развитие обширных ореолов окварцевания, примыкающих к рудным телам, низкая интенсивность естественной термолюминесценции кварца (Горячев, 1992). Все это свидетельствует о достаточно глубокой эродиро-ванности оруденения.
Зональность золото-кварцевого оруденения ГлРУ относительно мезозойских гранитоидов, как обнаженных на уровне дневной поверхности, так и предполагаемых по геофизическим данным на глубине, наряду
с прямыми геологическими данными о пересечении гранитов прожилками рудного кварца (Горячев, 1992), свидетельствует об их тесной пространственно-генетической связи. Золото-кварцевое и золото-редком етал-льное оруденение вместе с мезозойскими гранитоидами Глухаринского массива, выходом апикальной части которого является Хаинский шток, образуют единый рудно-магматический узел, в понимании Г, Н. Гамянина и др., "территориально обособленную совокупность рудных и метасома-тических образований, сформированных в один тектоно-магматический цикл" (2003. С. 5). ГлРУ согласно приведенной модели относится к двухуровневым зологорудно-магматическим системам замкнутого типа с центростремительным распределением золото-кварцевого и золото-редкоме-талльного оруденения.
Глава 5. КОРЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ПРИКОЛЫМСКОГО ТЕРРЕЙНА
Основные запасы россыпного золота ПТ сосредоточены в погребенных палеоген-раннечетвертичных россыпях (рис. 4). Россыпи относятся к разряду сложных из-за наличия нескольких самостоятельных пластов, расположенных на различных гипсометрических уровнях. Золото в россыпях представлено в основном мелкими фракциями (< 1 мм). В контурах наиболее крупных россыпей золота (Глухариный, Малая Столбовая, Тимша-Братишка) выделяются участки резкого увеличения глубины залегания (до 50 м) и мощности (до 15 м) продуктивных пластов. Золотоносные отложения здесь характеризуются слабой окатанностью, представлены щебенисто-глинистой смесью пестрых окрасок и выполняют полости глубиной 1-5 м в плотике, сложенном карбонатными породами. Ранее подобные образования были отнесены к корам выветривания (Флеров, 1970). Коры выветривания (КВ) сформировались в эпоху региональной пенепленизации района, приходящуюся на поздний мел - неоген (Флеров, 1970, 1971).
К настоящему времени в центральной части ПТ КВ в значительной степени эродированы и сохранились в виде реликтов на пологих водоразделах с абсолютными отметками 250-400 м и в долинах. Они залегают непосредственно под почвенно-растительным слоем и представлены глинами ярких окрасок (зеленой, красной, желтой) со щебнем (водоразделы руч. Юный - Глухариный, Глухариный - Хая) мощностью более 0,5 м. В долинах водотоков реликты КВ погребены подаллювиальными и озерно-аллювиальными отложениями значительной мощности (5-30 м), однако встречаются случаи залегания их непосредственно на поверхности под маломощным (1-5 м) слоем делювиальных отложений (руч. Юный в верхней части).
Рис. 4. Геоморфологическая схема центральной части Приколымского террейна (по И. Б. Флерову, 1971, с изменениями и дополнениями): 1 -тектонические уступы; 2 - дочетвертичная поверхность выравнивания; 3 - поверхность выравнивания, затронутая эрозионными процессами; 4 - нижне-средне-
четвертичная эрозионно-аккумулятивная поверхность; 5 - педименты; 6 - неотектонические впадины; 7 - россыпи золота (д), в том числе с повышенной мощностью пласта и погребенные (б); 8 - пункты минерализации (а) и рудопроявле-ния золота (б); 9 - участки, где отмечены коры выветривания площадного (П), линейного (Л) и контактово-карстового (К) типов. Основные морфоструктур-ные единицы района: I - Шаманихо-Столбовское плато; II - поднятие Чебукулах
о 2 и "
£ 3 й 5. и 2
Ь X
2 «
о * ,
Ц о
С ^ г
■а 2 I
о. с
£ У
с з о) 53
Ш
N
о =
о» X
о. «
о % С
9
о
С?
п
со
4 о « £
5 о
СП
5
с; с
ей
Реликты КВ в наибольшей степени сохранены в отрицательных формах рельефа - карстовых полостях и тектонических депрессиях, где их мощность составляет 5-10 м. Максимальная мощность реликтов КВ характерна для верхних частей долин низших порядков, где она превышает 50 м (верховья руч. Юный, правый борт верхнего течения руч. Глухариный, Темный). Первичное залегание КВ в той или иной степени нарушено флювиальными и техногенными процессами, особенно в долинах, по этой причине затруднено наблюдение первичного профиля выветривания, а последние частично заражены "шлиховыми" минералами.
Таким образом, КВ центральной части ПТ можно разделить на две группы (табл. 4): 1) остаточные, развитые в виде фрагментов на водоразделах и реже в днищах впадин; 2) переотложенные, развитые в эрозионно-неотектоничес-ких впадинах и наследующих их долинах. Изначально КВ относились к площадному и линейно-площадному, а в полях развития карбонатных пород - к контаюпово-карстовому типам. В пределах неотектонического поднятия на востоке района, где КВ полностью эродированы, амплитуда воз-дымания составила 300-400 м
(Флеров, 1971); таким образом, максимальный вертикальный размах ко-рообразования составлял 100-200 м.
Внешний облик материала КВ зависит от состава пород коренного основания. На метабазитах коры имеют вид ярко-зеленого суглинка с дресвой и ярко-бурыми "пятнами" ожелезнения; коры по кварц-полевошпатовым породам представлены щебнем и дресвой фиолетовой до ярко-красной окраски с неправильной формы "пятнами" белого каолина. КВ по метапелитам представляют собой светло-желтую глину со щебнем и дресвой, по кварцитам и окварцованным породам - марш ал литы. Зачастую КВ сохраняют текстурно-структурные признаки субстрата, что особенно характерно для ненарушенных фрагментов на водоразделах.
Гранулометрия КВ характеризуется относительным преобладанием фракций -0,08 мм и +3,5 мм. Суммарная доля материала алевропесча-ной размерности не превышает 30%, крупнообломочного - составляет 5-15%.
Минеральный состав КВ характеризуется примерно равными долями каолина и гидрослюд, преобладающей долей кварца при незначительном участии полевых шпатов и карбонатов. Высокие содержания каолина отражают зрелость профиля выветривания (Никитина и др., 1971). Повышенные содержания силикатов первичного субстрата (хлорита и серицита) и их гидратированных разностей, наряду с отсутствием продуктов конечного гидролиза (гидроокислов А1 и Мп), отражают неполноту профиля выветривания и экспонированность нижних его горизонтов -вплоть до зоны дезинтеграции. Сонахождение в материале тонких фракций (-0,08 мм) каолинита, гидрослюд и кварца указывает на выветривание в условиях, открытых к атмосфере (зоны трещиноватости), при содержаниях сульфидов в составе субстрата 1-5% (Минова, Бакунина, 1999). В составе тяжелой фракции отмечены дистен, актинолит, эпидот, гранат. Среди рудных минералов преобладает магнетит, ниже содержания лимонита, гематита и пирита.
Главные элементы по поведению в профиле выветривания подразделяются на две группы. Первая - 81, А1, Тг, К - характеризуется снижением концентраций сверху вниз по направлению к коренному основанию; вторая - Мп, Бе, Са, На - их ростом. В целом данная картина типична для профилей выветривания и отражает гипергенное накопление элементов первой группы, входящих (кроме 11) в состав каолина и гидрослюд, и рассеяние подвижных элементов второй группы, высвобождающихся при распаде породообразующих минералов коренных пород. Геохимический баланс кор выветривания характеризуется интенсивным выносом практически всех основных рудогенных элементов (Аб, БЬ, Си, РЬ, Хп) с коэффициентами рассеяния относительно субстрата 1,5-3.
Возраст КВ, по данным палинологического датирования, олигоце-новый (Михайлова, 1997). Косвенно он подтверждается перекрытием в долине р. Малая Столбовая КВ аллювием с палинологически обоснованным плиоценовым возрастом (Волобуева, Белая и др., 1990).
Золотоносные КВ развиты в рудно-россыпных полях, концентрации золота в них и его фракционный состав отражают особенности субстрата. Переотложенные КВ в карстовых полостях руч. Глухариный, насыщенные кварцевым материалом, содержат слабоокатанное золото средней крупности 3-4 мм, несущее следы интенсивного гипергенного преобразования в виде "рубашки" темно-коричневого и бурого цветов. Частично переотложенные и остаточные коры в верхних частях долин руч. Глухариный и Юный характеризуются высокими концентрациями золота во фракции -0,08 мм (табл. 5).
Таблица 5. Содержания золота по классам крупности
в материале из *сор химического выветривания
Участок Класс крупности, мм
-0,08 + 0,08-0,2 + 0,2-0,4 + 0,4-1,0 + 1,0-3,5
Глухариный г/т 28,2 5,0 9,8 4,2 зд
% 65,0 9,7 11,2 5,8 8,3
Юный г/т 29,4 14,5 9,1 16,9 2,6
% 77,4 7,4 4,6 8,4 2,2
Примечание. Класс крупности +3,5 равен нулю.
Практически все золото рудного облика, морфология золотин крючковатая, дендритовидная. Распределение металла по объему КВ весьма неравномерное, в виде линз и гнезд. Подобная неравномерность, вероятно, в значительной степени наследует характер размещения золота в образованиях субстрата и усложнена влиянием наложенных флювиальных процессов. Субстрат золотоносных КВ представлял собой метасомати-чески измененные метапелиты с кварцевыми жилами и прожилками. Высокое содержание карбонатов и сульфидов, прежде всего пирита, способствовало увеличению интенсивности коро- и карстообразования. Наиболее обогащенные золотом КВ, как и самые продуктивные участки россыпей, приурочены к зонам контактов метапелитов с карбонатными породами, что объясняется наличием здесь щелочного геохимического барьера между контрастными геохимическими средами (Савельева, 2000).
Текстурные и минералого-геохимические особенности изученных КВ позволяют соотнести их с горизонтами стандартного сиалитного профиля выветривания (табл. 6). Остаточные КВ на водоразделах и частично переотложенные в долинах с фрагментарно сохранившимися текстурами субстрата относятся к нижним горизонтам - зонам дезинтеграции и гидратации и в меньшей степени к зоне выщелачивания. В составе золота здесь преобладают мелкие и тонкие фракции, что отражает гранулометрические особенности золота в субстрате. Интенсивно ожелезненные кварц-каолиновые образования, выполняющие карстовые полости и со-
держащие крупное золото со следами интенсивного гипергенного преобразования, представляют собой переотложенный материал верхнего горизонта-зоны ожелезнения, для которой характерно преобладание крупного золота за счет растворения кислыми сульфатными метеорными водами большей части металла мелких фракций (Нестеров, 1985; ЕгеуББте!:, 1993).
Таблица 6. Реконструкция профиля выветривания
Горизонты профиля выветривания Минеральный состав Характер миграции элементов Крупность золота
Гидролиза Отсутствует
Ожелезнения (неполного гидролиза) Кварц, каолин, лимонит, гидрослюда К1 03 и <6 и* с 2 Т и с N _о й- > 1 мм
Гидратации (выщелачивания) Кварц, карбонаты, гидрослюды, полевые шпаты, серицит, хлорит н < 3 и сл < 1 мм
Дезинтеграции Ь1 А со сА <
По особенностям размещения, состава и связи с субстратом КВ центральной части ПТ сходны с подобными образованиями целого ряда известных золоторудных месторождений - Куранахского, Воронцовского, Светлинского и др. Это позволяет высоко оценивать перспективы их освоения и свидетельствует о важности прикладных аспектов их изучения.
Глава 6. ГЕОЛОГО-ГЕНЕТИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ОРУДЕНЕНИЯ И ПРОГНОЗНО-ПОИСКОВЫЕ КРИТЕРИИ
Длительная история геологического развития ПТ с цикличными повторениями геотектонических обстановок и, как следствие этого, пестрота вещественных комплексов отразились в четырехэтапной эволюции золотого оруденения.
I этап. Первоначальное сингенетичное обогащение осадочных и вул-каногенно-осадочных толщ золотом, медью, цинком, происходившее в рифее в пределах относительно мелководного рифтогенного бассейна.
II этап характеризовался коллизионными процессами в рифее - раннем палеозое, которые привели к формированию гранито-метаморфичес-кого купола. "Древнее" золото-кварцевое оруценение, связанное с регрессивным этапом формирования купола, эродировано и явилось источником золотосодержащих грубообломочных отложений, известных в основаниях разрезов девона и поздней юры.
III этап. К нему относятся основные события, сформировавшие облик современной металлогении ПТ и произошедшие в раннем мелу в связи с грандиозными коллизионными процессами, охватившими весь Северо-Восток Азии (Парфенов, 1984). Они выразились в образовании новых разломов и подновлении существовавших, внедрении гранитоидов. Очаги рудно-магматической активности группировались вдоль субширотных зон, формирование которых происходило в условиях регионального тангенциального сжатия (Протопопов, 2000).
Составными частями позднемезозойских рудно-магматических систем ПТ являются: 1) слабо- и невскрытые гранитоидные массивы и малые тела гранитоидов (Хаинский шток), контролирующие размещение рудопроявлений и россыпей золота; 2) рудопроявления золото-кварцевой и золото-редкометалльной формаций. Последние в значительной степени унаследовали геохимические особенности вмещающих толщ, обогащенных железом, медью, свинцом, цинком.
Предшествовавшая коллизии вулканическая активность в поздней юре, связанная с Уяндино-Ясачненским вулканогенным поясом (Шпикер-ман, 1998), привела к формированию полиметаллических золотосодержащих руд.
На постколлизионной стадии в барреме - альбе в связи с развитием Омсукчанского рифта (Котляр, Русакова, 2004) на северном его геометрическом продолжении формировалась незначительная по масштабам эпитермальная золото-серебряная минерализация.
IV этап. В олигоцен-раннеплейстоценовый период тектоническая стабилизация наряду с благоприятной палеоклиматической обстановкой способствовала интенсивным гипергенным преобразованиям руд с укрупнением золота и образованием золотоносных кор выветривания. Активизация неотектонической деятельности в позднем плейстоцене и голоцене привела к образованию россыпей золота.
С учетом существующего уровня изученности центральной части ПТ прогнозная оценка его золоторудного потенциала должна опираться на следующие факторы и критерии.
Цитологические. Благоприятные по отношению к формированию золотого оруденения породы - углерод- и гематитсодержащие сланцы, "зеленые" ортосланцы - составляют около 40% общего объема стратиграфического разреза. Литологический фактор четко проявлен в размещении наиболее перспективных рудных объектов района - месторождения Сохатиное ("зеленые" ортосланцы) и Глухаринского рудопроявления (уг-леродсодержащие сланцы).
Структурно-тектонические. Большинство рудопроявлений и россыпей золота пространственно тяготеют к докембрийским разломам, причем наиболее перспективные проявления локализованы в местах наиболь-
шей густоты сетки таких разломов. Пологие зоны смятия домезозойско-го возраста, разделяющие тектонические пластины, в ряде мест обогащены золотом (до 100-340 мг/т). Пересечение таких золотоносных до-мезозойских пологих зон смятия меридионального простирания с субширотными тектоно-магматическими зонами мезозойского возраста благоприятно для локализации золотого оруденения. Степень концентрированное™ оруденения и его россыпеобразующее значение зависят от взаимного расположения этих структур. Примерами являются месторождение Сохатиное и рудопроявления ГлРУ. На первом простирание зон совпадает, во втором случае мезозойская зона активизации ортогональна по отношению к зоне смятия. В первом случае мелкая россыпь (запасы менее 500 кг), судя по геохимическим данным (Абисалов, 1995 г.), не связана с рассматриваемым оруденением, во втором - крупное по масштабам россыпное месторождение (более 15 т) сформировалось, по мнению ряда исследователей (Горячев, Жилин, 1983; Горячев, 1992; Жилин, Горячев, 1984), за счет размыва золото-кварцевых жил.
Геофизические. Размещение золотой минерализации пространственно контролируется контурами выделяемых по отрицательным аномалиям магнитного и гравитационного полей гранитоидных интрузий. При этом экстенсивность и интенсивность минерализации возрастают от центральных частей геофизических аномалий к их периферии. Внутри рудных узлов наиболее перспективные проявления располагаются в провисах кровли массивов.
Минералого-геохимические. Наиболее обогащенные золотом коры и самые продуктивные участки россыпей приурочены к зонам контактов метапелитов с карбонатными породами, что объясняется наличием здесь щелочного геохимического барьера между контрастными геохимическими средами (Савельева, 2000).
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В работе впервые обобщен материал по золотому оруденению центральной части ПТ - перспективного рудного района Северо-Востока Азии. Изучены закономерности пространственного размещения оруденения, выполнены систематизация золоторудных объектов и рудноформацион-ный анализ. Основные результаты работы сводятся к следующему:
1. Установлено, что подавляющая доля золотого оруденения центральной части ПТ представлена золото-кварцевой россыпеобразующей формацией и связана с позднемезозойским металлогеническим этапом. Специфика минералогии и геохимии золото-кварцевого оруденения отражает особенности состава вмещающих комплексов;
2. Детально рассмотрены коры выветривания района, представленные площадным, линейно-площадным и контактово-карстовым типами. Показано, что они являются самостоятельным геолого-генетическим типом золотого оруденения, имеющим важное промышленное значение;
3. Показано, что рудные концентрации золота центральной части ПТ формировались в течение четырех металлогенических этапов: 1) рифей-ского (медистые песчаники и сланцы, содержащие золото), 2) рифей-па-леозойского (золото-кварцевое оруденение и золотоносные конгломераты), 3) позднемезозойского (полиметаллическое золотосодержащее, золото-кварцевое, золото-редкометалльное и золото-серебряное оруденение), 4) палеоген-раннеплейстоценового (золотоносные коры выветривания).
Центральная часть Приколымского террейна - яркий пример эволюционного металлогенического развития, сопровождавшегося увеличением типового разнообразия оруденения. Подобная эволюция наилучшим образом объясняется с позиций концепции базовых рудных формаций (Сидоров, 1987, 1998). Базовыми для золота в данном случае являлись формации медистых песчаников (сланцев) и (условно) сульфидная вкрапленных руд. Как известно, возникновение крупных рудных скоплений предопределяется последовательным развитием и наложением в пространстве периодов син- и эпигенетического концентрирования (Принципы..., 1979). Уникальность положения района, обусловленная пространственным совмещением магматических образований и рудоконцентрирующих структур различного возраста, способствовала неоднократному возобновлению рудообразующих процессов, что крайне важно для формирования крупных месторождений (Аристов и др., 2004; Костин, 2002; Сотников, 1997). Пространственное совпадение золоторудных районов и узлов с ареалами развития слоистых металлоносных формаций, обогащенных золотом и серебром, является, по-видимому, общей закономерностью для структур с длительной многоэтапной историей геологического развития.
Список опубликованных работ по теме диссертации
1. Буляков Г. X, Глухов А. Н. О структуре и возможной природе метаморфических образований Шаманихо-Столбовского района : тез. докл. IV регион, петрограф, совещ. (доп. выпуск). - Магадан : СВКНИИ ДВОРАН, 2000. - С. 23-26.
2. Буляков Г.Х., Глухов А. Н. Новые данные о золотоносности Ша-манихо-Столбовского района // Проблемы геологии и металлогении Северо-Востока Азии на рубеже тысячелетий. - Магадан : СВКНИИ ДВО РАН, 2001.-Т. 2.-С. 105-107.
3. Василенко В. П., Глухов А. Н. Минеральные ассоциации метасома-титов участка Глухариный и их поисковое значение // Там же. - С. 153-156.
4. Глухов А.Н. К вопросу о возрасте золотого оруденения Шаманихо-Столбовского района Приколымья Я Проблемы геологии и металлогении Северо-Востока Азии на рубеже тысячелетий. - Магадан : СВКНИИ ДВО РАН, 2001.-Т. 2.-С. 163-165.
5. Глухов А. Н. Геохимические и металлогенические признаки геодинамической природы метаморфических комплексов Приколымского террейна // Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных окраин Севера Пацифики : материалы Всерос. совещ., посвящ. 90-летию акад. H.A. Шило (XII годичное собрание Северо-Восточного отделения ВМО). - Магадан : СВКНИИ ДВО РАН, 2003. -Т. 1.-С. 91-93.
6. Глухов А. Н. Геология и рудоносность кайнозойских кор выветривания Шаманихо-Столбовского района // Там же. - Т. 3. - С. 238-240.
7. Глухов А. Н. Эндогенная и экзогенная металлогения золота Шаманихо-Столбовского района Приколымского поднятия // Проблемы металлогении рудных районов Северо-Востока России : сб. науч. тр. - Магадан : СВКНИИ ДВО РАН, 2005. - С. 109-125.
Автореферат
Глухов Антон Николаевич
ЗОЛОТОЕ ОРУДЕНЕНИЕ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ПРИКОЛЫМСКОГО ТЕРРЕЙНА
Подписано к печати 16.01.2006 г. Формат 60 * 84/16. Бумага "Люкс". Гарнитура "Тайме". Усл. п. л. 1,86 + вкл. Уч.-изд. л. 2,71. Тираж 100. Заказ 1.
Северо-Восточный комплексный научно-исследовательский институт ДВО РАН. 685000, Магадан, ул. Портовая, 16.
Отпечатано с оригинала-макета а МПО СВНЦ ДВО РАН. 685000, Магадан, ул. Портовая, 16.
ЪОП
Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Глухов, Антон Николаевич
Введение.
Глава 1. История исследований золотоносности Приколымского террейна.
Глава 2. Геологическое строение центральной части Приколымского террейна.
2.1. Стратифицированные образования.
2.2. Интрузивные и субвулканические образования.
2.3. Геологическое строение кайнозойских образований и геоморфология.
2.4. Геологическая структура и метаморфизм.
2.5. История геологического развития.
Глава 3. Характеристика золотого оруденения.
3.1. Систематика.
3.2. Золото-кварцевая формация.
З.З.Золото-редкометалльная (?) формация
3.4. Золото-серебряная формация.
3.5. Формация золотоносных конгломератов. 3.6. Формация медистых песчаников и сланцев.:.
3.7. Полиметаллическая (с золотом) формация).
3.8. Закономерности пространственного размещения золотого оруденения.
Глава 4. Глухаринский рудно-россыпной узел.т.
4.1. Геологическое строение.
4.2. Рудная минерализация.
4.2.1. Золото-кварцевая формация.
4.2.2. Золото-серебряная формация.
4.2.3. Золото-редкометалльная (?) формация.
4.3. Россыпная золотоносность.
4.4. Зональность оруденения.
4.5. Условия формирования оруденения.
4.6. Выводы.
Глава 5. Коры выветривания центральной части Приколымского террейна.
Глава 6. Геолого-генетическая модель формирования золотого оруденения и прогнозно-поисковые критерии.
Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Золотое оруденение центральной части Приколымского террейна"
Актуальность работы. Приколымский террейн является составной частью аккреционной структуры Северо-Востока Азии и протягивается в субмеридиональном направлении более чем на 450 км. Центральная часть террейна ограничивается pp. Колыма, Шаманиха и Большая Столбовая. В последние годы в ряде фундаментальных работ, посвященных генезису золоторудных месторождений, развиваются представления о том, что полихронность формирования - одна из важнейших черт крупных по запасам объектов (Сидоров, 1987, 1998; Сотников, 1997; Groves et al., 2003; Sillitoe, 2000). На Северо-Востоке Азии одним из золоторудных районов с длительной историей геологического развития является как раз и является центральная часть Приколымского террейна, где более чем за 40-летний период освоения из россыпей добыто больше 22 т золота; общее количество металла в россыпях превышает 50 т. Поиски адекватных по масштабам золоторудных объектов не дали положительных результатов. Неясной остается формационпая принадлежность и возраст золотого оруденения. На первых этапах изучения доминировало . мнение о докембрийско-раннепалеозойском возрасте золотых руд района; в дальнейшем были выявлены факты, указывающие на мезозойский возраст золотого оруденения. В то же время пестрота и широкий стратиграфический -диапазон вещественных комплексов террейна предполагают полихронность и полиформационность золотого оруденения. Другим аспектом, определяющим актуальность исследований, является необходимость активизации экономического развития Магаданской области как одного из ведущих золотодобывающих регионов России благодаря выявлению новых рудных районов, вовлечению в разведку и эксплуатацию месторождений нетрадиционных типов.
Цель работы состояла в комплексном изучении золотого оруденения в структурах центральной части Приколымского террейна, включающем выявление новых закономерностей размещения, особенностей строения и условий формирования.
Реализация данной цели предполагала решение следующих задач:
• выявление геодинамических обстановок формирования рудных концентраций золота;
• определение структурных условий локализации золотого оруденения;
• исследование зональности золотой минерализации;
• изучение эволюции золоторудных систем;
Фактический материал и методика исследований. Работа выполнена на фактическом материале, собранном автором в 1997-1999 гг. в ходе поисковых работ, проведенных ООО «Ола Плюс». Он включает документацию 110 км геологических маршрутов, 450 м керна скважин колонкового бурения, 10 искусственных обнажений, около 400 пробирных анализов на золото и серебро, более 5000 атомно-абсорбционных и спектральных анализов, 58 рентгеноспектральных анализов на главные и редкие элементы. Проанализированы и обобщены фондовые материалы геолого-съемочных, геолого-геофизических, поисково-разведочных и эксплуатационных работ ПГО «Севвостгеология» и ПО «Северовостокзолото». Для расшифровки структуры метаморфического комплекса использована методика структурного анализа, разработанная под руководством к.г.-м.н. А. Н. Петрова. Также использованы коллекции д.г.-м.н. Н. Е. Саввы и д.г.-м.н. В. И. Шпикермана, геологическая документация Среднеканского ГОКа ПО
Северовостокзолото».
Научная новизна. Проведен формационный анализ золоторудных проявлений центральной части Приколымского террейна, разработана геолого-генетическая модель формирования золотого оруденения, предполагающая его связь с мезозойским гранитоидным магматизмом. Впервые показана полиформационность золотого оруденения района. Установлены металлогенические этапы; в течение которых формировались рудные концентрации золота. Впервые : детально охарактеризованы условия залегания, составу золотоносность кор выветривания района.
Практическое значение. Установленные .закономерности формирования и пространственного размещения золотого оруденения позволяют конкретизировать площади и участки поисковых работ и могут служить основой для разработки геолого-поисковых моделей.
Апробация и публикации. Основные положения работы представлялись на региональных (март 2000 г., май 2001 г.) и Всероссийском (июнь 2003 г.) совещаниях, обсуждались на заседаниях геолого-геофизической секции Ученого совета СВКНИИ ДВО РАН (декабрь 2001 г., май 2002 г.) и изложены в 7 опубликованных работах и одном научном отчете.
Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из введения, шести глав (1. История исследований золотоносности Приколымского террейна, 2. Геологическое строение, 3. Характеристика золотого оруденения, 4. Глухаринский рудно-россыпной узел, 5. Коры выветривания центральной части Приколымского террейна 6. Геолого-генетическая модель золотого оруденения и прогнозно-поисковые критерии) и заключения, содержит 135 страниц текста, 34 иллюстрации, 21 таблицу и включает список литературы из 140 наименований.
Заключение Диссертация по теме "Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения", Глухов, Антон Николаевич
4.6. Выводы
Присутствие в рудовмещающих метаморфических породах андалузита и кордиерита не согласуется с дистен-силлиманитовым фациальным типом метаморфизма Приколымского метаморфического пояса (Винклер, 1969; Геологическая съемка., 1996) и может объясняться только контактовым метаморфизмом. То же справедливо и для фактов интенсивного перераспределения углеродистого вещества в породах с образованием графита. В рудах
Рнс. 29. Схема распределения значений коэффициента зональности РЬ/Ая.
Глухаринского проявления отмечаются повышенные содержания висмута (до 70 г/т); на нижних горизонтах (абс. отм. < 250 м) резко повышаются концентрации гранитофильных элементов: лития (до 70-114 г/т), ниобия (до 24 г/т), вольфрама (до 3 г/т), галлия (до 22 г/т), ассоциирующих с оловом и молибденом и образующих, вероятно, эманационный околоинтрузивный ореол (Таусон, 1978). Все это согласуется с данными о неглубоком (до 1 км) залегании гранитоидов Глухаринского массива (Шишкин, 1994 г.), которые могут рассматриваться как магматический очаг рудной системы.
Характер зональности золото-кварцевого оруденения Глухаринского узла соответствует моделям, предложенным В. А. Степановым (1984, 2001) и А. И. Скрябиным (1989). Прикорневая часть рудной колонны (золото-шеелит-арсенопиритовый минеральный тип по А. И. Скрябину), расположена вблизи к апикальной части слабо вскрытого гранитоидного плутона, что подчеркивается эманационным геохимическим ореолом и присутствием андалузита и кордиерита во вмещающих породах (Глухаринское рудо проявление). Для руд характерно высокое золото-серебряное отношение, низкие значения коэффициентов зональности VI (< 1) и Уг (< 0,1), присутствие висмутина и самородного висмута. Средняя часть рудной колонны (золото-арсенопирит-пиритовый минеральный тип) располагается па 200-300 м гипсометрически выше, и на удалении 7 км (рудопроявление Надежда). Рудам здесь присущи пониженное золото-серебряное отношение, высокие значения коэффициентов зональности VI (> 1) и Уг (> 0,1), присутствие сульфосолей свинца, фрейбергита. Фронтальная часть рудной колонны (золото-су льфоантимонитовый минеральный тип) эродирована.
С данной моделью согласуется и отмечаемая И. С. Литвиненко и В. А. Приставко (2000) зональность в распределении геохимических типов самородного золота в зависимости от спектра элементов-микропримесей. При этом от прикорневой части рудной колонны к фронтальной никель-мышьяковая геохимическая специализация золота сменяется сначала свинец-палладиевой и далее свииец-висмут-сурьмяной.
Общий вертикальный размах рудной колонны 400-500 м. Столь контрастная вертикальная зональность объясняется эффектом термостатирования вследствие особенностей геологической структуры узла, которая представляет собой пакет субгоризонталыю залегающих литологически разнородных тектонических пластин. Рудно-магматическая система погружается в восток-юго-восточном направлении.
Стоит упомянуть, что сходная по характеру вертикальная и горизонтальная зональность описана для золото-кварцевого оруденения Басугуньинского рудного узла, где по мере приближения к гранитоидам сульфосольная ассоциация руд сменяется полиметаллической с соответствующим снижении пробности золота с 940 до 680°/оо (Гамянин и др., 2003),
Состав руд прикорневой и средней частей рудной колонны соответствует полиметаллическому, а фронтальной - сульфоантимонитовому минеральным типам золото-кварцевой формации в понимании Г. Н. Гамянина (1966). В геохимических координатах на классификационной диаграмме С. В. Соколова (1998) рудопроявления Глухаринское и Надежда, наряду с другими золото-кварцевыми месторождениями, располагаются в поле глубинного малосульфидного оруденения (рис. 30).
Характерной чертой Глухаринского рудопроявления является полиформационность. Она подтверждается присутствием минеральных ассоциаций трех типов: 1) типичной для золото-кварцевой формации ассоциацией среднетемпературного кварца с самородным золотом; 2) высокотемпературного парагенезиса, характерного для золото-редкометалльной формации, с висмутином и самородным висмутом; 3) низкотемпературного, типоморфного для золото-серебряной формации, с акантитом, агвиларитом, айтенбогардитом.
Таким образом, отчетливо проявленная зональность золотого оруденения Глухаринского рудно-россыпного узла относительно, • мезозойских гранитоидов^,. как обнаженных на уровне дневной поверхности, так и предполагаемых по геофизическим данным на глубине, наряду с прямыми геологическими данными о пересечении гранитов прожилками рудного кварца (Горячев, 1992), свидетельствует об их тесной пространственно-генетической связи. Золото-кварцевое и золото-редкометалльное оруденение вместе с мезозойскими гранитоидами Глухаринского массива, выходом апикальной части которого является Хаинский шток с абсолютным возрастом пород 139 млн. лет (Шишкин, 1984 г.), образуют единый рудно-магматический узел в том смысле, в котором этот термин понимают Г. Н. Гамянин и др. - «.территориально обособленная совокупность рудных и метасоматических образований, сформированных в один тектоно-магматический цикл.» (2003. С. 5). Глухаринский узел согласно приведенной модели относится к двухуровневым золоторудно-магматическим системам замкнутого типа с центростремительным распределением золото-кварцевого и золото-редкометалльного (?) оруденения. г К. N. ГЛУ ---^ .2 БИННЫЕ А а 1 11 К 5" и N. пыЕ ч \ \
Серебряные с золотом МАЛОГЛУБ ИННЫЕ
1 ч * 2 11) г 1С о; = Й, §1 3 | Убогосульфидные Малосул ьфидные Умеренносул ьфидные Сульфидные
1*10' 1*102 1*10' 88
Рис. 30. Положение золоторудных проявлений Глухарииского рудно-россыпиого узла геохимической диаграмме С. В. Соколова (1998). Цифрами обозначены рудопроявления: 1 Глухаринское, 2 -• Надежда.
Глава 5. КОРЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ПРИКОЛЫМСКОГО ТЕРРЕЙНА
Основная доля запасов россыпного золота в пределах центральной части Приколымского террейна приурочена к границе Шаманихо-Столбовского плато и поднятия Чебукулах и сосредоточена в погребенных палеоген-нижнечетвертичных россыпях. Россыпи относятся к разряду сложных из-за наличия нескольких самостоятельных пластов, расположенных на различных гипсометрических уровнях. Морфология россыпей четковидная, сложная, возникшая в результате неотектонических колебаний различных знаков и интенсивности. Золото в россыпях представлено, в основном, мелкими фракциями (<1 мм). В контурах наиболее крупных россыпей золота (руч. Глухариный, Малая Столбовая, Тимша, Братишка) выделяются участки резкого увеличения глубины залегания (до 50 м) и мощности (до 15 м) промышленных пластов, на которых сосредоточено более двух третей их запасов. Золотоносные отложения здесь характеризуются слабой окатанностью и представлены щебенисто- глинистой смесью пестрых окрасок. Зачастую они выполняют полости глубиной 1-5 м в плотике россыпей, сложенном карбонатными породами. Исследователями района ранее подобные образования были отнесены к корам выветривания (Флеров, 1970). Коры выветривания в данном районе, согласно существующим5 представлениям, сформировались в эпоху региональной пепепленизации района,, приходящуюся па поздний мел - неоген (Флеров, 1970, 1971).
При изучении кор выветривания было установлено, что к настоящему времени они на рассматриваемой территории в значительной степени эродированы и сохранились в виде реликтов на пологих водоразделах с абсолютными отметками 250-400 м, и в долинах (рис. 5). Подобные реликты залегают непосредственно под почвенно-растительным слоем и представлены глинами ярких окрасок (зеленой, красной, желтой) со щебнем (водоразделы руч. Юный - Глухариный, Глухариный - Хая), мощностью более 0,5 м. В долинах водотоков реликты кор выветривания чаще всего погребены под аллювиальными и озерно-аллювиальными отложениями значительной мощности (5-30 м), однако встречаются случаи залегания их непосредственно на поверхности под маломощным (1-5 м) слоем делювиальных отложений (руч. Юный в верхней части). Здесь первичное залегание кор в той или иной степени нарушено флювиальными и техногенными процессами, по этой причине затруднено наблюдение первичного профиля выветривания, а последние частично заражены «шлиховыми» минералами. В днищах долин реликты кор выветривания сохранены в наибольшей степени в отрицательных формах рельефа - карстовых полостях и тектонических депрессиях (рис. 31). Здесь их мощность составляет 5-10 м. Максимальная мощность реликтов кор характерна для верхних частей долин низших порядков (рис. 32), где она превышает 50 м (верховья руч. Юный, правый борт верхнего течения руч. Глухариный, Темный).
Таким образом, коры выветривания центральной части Приколымского террейна можно разделить на две группы (табл. 15): 1) остаточные, развитые в виде маломощных фрагментов на водоразделах и редких реликтов в днищах впадин; 2) переотложепные, развитые в эрозионио-неотектонических впадинах и наследующих их долинах. Изначально коры относились, по—видимому, к площадному и линейно-площадному, а в пределах полей развития карбонатных пород - к контактово-карстовому типам. В пределах Чебукулахского неотектонического поднятия, где коры полностью эродированы, амплитуда воздымания составила 300-400 м (Флеров, 1971), таким образом, максимальный вертикальный размах корообразования составлял 100-200 м.
Внешний облик материала кор выветривания зависит от состава субстрата. На метабазитах коры имеют вид ярко-зеленого суглинка с дресвой и ярко-бурыми «пятнами» ожелезнения; коры по кварц-полевошпатовым породам представлены щебнем и дресвой фиолетовой, до ярко-красной окраски с неправильной формы «пятнами» белого каолина (рис. 33, 34). Коры выветривания по метапелитам .представляют собой светло-желтую глину со. щебнем и дресвой, по кварцитам и окварцованным породам — маршаллитами Зачастую материал кор интенсивно, насыщен гипергенными минералами железа, обуславливающими бурую до ярко-красной его окраску. Именно такой облик имеют, в частности, отложения, составляющие так называемый «нижний пласт» россыпи руч. Глухариный и выполняющие карстовые полости в днище долины. Зачастую коры сохраняют текстурно-структурные признаки субстрата, что особенно характерно для ненарушенных фрагментов на водоразделах.
Гранулометрия кор характеризуется относительным преобладанием фракций - 0,08 мм и +3,5 мм (табл. 16). Суммарная доля материала алеврито-песчаной размерности не превышает 30%, крупнообломочного -составляет 5-15%.
Минеральный состав кор в долинах руч. Глухариного и Юного характеризуется примерно равными долями каолина и гидрослюд, преобладающей долей кварца при незначительном участии полевых шпатов и карбонатов (таблица 17).
Высокие содержания каолина отражают зрелость профиля выветривания (Никитина и др., 1971). Характерной чертой является значительное содержание хлорита и серицита (силикатов первичного субстрата), а также их гидратированных разностей, что вместе с практически полным отсутствием гидроокислов алюминия и марганца (продуктов конечного гидролиза) отражают неполноту профиля выветривания и преобладающую лог
2УХ А
300
V V
555 С
3 Ч 1 и
Ч 1 1
Г1 Г» Г»
Г* г*
Г' <-> г* Г> г>
Рис. 31. Зарисовка полотна полигона россыпной золотодобычи, руч. Глухариный, р.л. 113-115 (А) и профиль полотна полигона по линии АВ (В), по материалам геологической службы Среднеканского ГОКа: 1 - метабазиты; 2 - мраморизованные известняки; 3 -мраморизованные известняки, разрушенные до щебня; 4 - мраморизованные известняки, разрушенные до мелкого щебня и дресвы; 5 - глина пестрая, ожелезненная, с редким щебнем известняков; 6 - глина серо-белая со щебнем и гравием известняков. «
Ь, Ь. Ь ¿1а т 0.58
Рнс, 32. Схематический геологический разрез через зону развития коры выветривания в верховьях руч. Юный (по материалам В. К. Галковского, 1975 г.): 1 - кварциты и филлиты; 2 - делювиальные отложения; 3 — кора выветривания; 4 -золотоносные горизонты по данным шлихового опробования; 5 - шурфы, 6 - контур полигона россыпной золотодобычи, в числителе - мощность продуктивного пласта, м, в знаменателе - среднее содержание, г/м3 Л О
-С
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В работе впервые обобщен материал по золотому оруденению центральной части Приколымского террейна — перспективного рудного района Северо-Востока Азии. Изучены закономерности пространственного размещения оруденения, выполнены систематизация золоторудных объектов и рудноформационный анализ. Основные результаты работы сводятся к следующему:
1. Установлено, что, что подавляющая доля золотого оруденения центральной части Приколымского террейна представлена золото-кварцевой россыпеобразующей формацией и связана с позднемезозойским металлогеническим этапом. Специфика минералогии и геохимии золото-кварцевого оруденения отражает особенности состава вмещающих комплексов;
2. Детально рассмотрены коры выветривания района, представленные площадным, линейно-площадным и контактово-карстовым типами. Показано, что они являются самостоятельным геолого-генетическим типом золотого оруденения, имеющим важное промышленное значение;
3. Показано, что рудные концентрации золота центральной части Приколымского террейна формировались в течение четырех металлогенических этапов: 1) рифейский (медистые песчаники и сланцы, содержащие золото), 2) рифей-палеозойский (золото-кварцевое оруденение и золотоносные конгломераты), 3) позднемезозойский (полиметаллическое золотосодержащее, золото-кварцевое, золото-редкометаллыюе и золото-серебряное оруденение), 4) палеоген-раннеплейстоценовый (золотоносные коры выветривания).
Центральная часть Приколымского террейна - яркий пример эволюционного металлогенического развития, сопровождавшегося увеличением типового разнообразия оруденения. Подобная эволюция наилучшим образом объясняется с позиций концепции базовых рудных формаций (Сидоров, 1987, 1998). Базовыми для золота в данном случае являлись формации медистых песчаников (сланцев) и (условно) сульфидная вкрапленных руд. Как известно, возникновение крупных рудных скоплений предопределяется последовательным развитием и наложением в пространстве периодов син- и эпигенетического концентрирования (Принципы., 1979). Уникальность положения района, обусловленная пространственным совмещением магматических образований и рудоконцентрирующих структур различного возраста, способствовала неоднократному возобновлению рудообразующих процессов, что крайне важно для формирования крупных месторождений (Аристов и др., 2004; Костин, 2002; Сотников, 1997). Пространственное совпадение золоторудных районов и узлов с ареалами развития слоистых металлоносных формаций, обогащенных золотом и серебром, является, по-видимому, общей закономерностью для структур с длительной многоэтапной историей геологического развития.
Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Глухов, Антон Николаевич, Магадан
1. Опубликованная
2. Абрамов Б. Н. Благородные металлы в рудных формациях Кодаро-Удоканской зоны//Руды и металлы, №5, 2004. С. 9-12.
3. Аристов В. В., Соловьев К. В., Орлова Г. 10., Тихонова Н. В. Этапы золотого и серебряного рудообразования в Верхоянской складчатой области//Руды и металлы, №3, 2004. С. 5-15.
4. Беус В.А. Возраст и геолого-петрохимические особенности метаморфических ортопород Приколымского докембрийского комплекса//Региональная геодинамика и стратиграфия Азиатской части СССР. Л.: ВСЕГЕИ, 1992. С.65-85.
5. Булгакова М. Д. Литология ордовикских отложений Северо-Востока СССР. М. : Наука, 1986. 174 с.
6. Булгакова М. Д. Ранний-средний палеозой Северо-Востока СССР (седиментологический анализ). Якутск: ЯНЦ СО АН СССР, 1991. 104 с. ; >
7. Буляков Г. X., Леушина В. И. Применение графиков распределения содержания по вертикали при отработке россыпей//Колыма, №2, 1981. С. 33-35.
8. Буряк В. А., Бакулин Ю. И. Металлогения золота. Владивосток: Дальнаука, 1998. 403 с.
9. Василенко В. П., Глухов А. Н. Минеральные ассоциации метасоматитов участка Глухариный и их поисковое значение//Проблемы геологии и металлогении Северо-Востока Азии на рубеже тысячелетий. Т. 2. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2001. С. 153-156.
10. Винклер Г. Генезис метаморфических пород. М.: Мир, 1969. 247 с.
11. Волобуева В. И., Белая Б. В., Половова Т. П., Нархинова В. Е. Морской и континентальный неоген Северо-Востока СССР. Вып. 2. Плиоцен. Магадан: СВКНИИ ДВО АН СССР, 1990. 48 с.
12. Гагиев М. X. Средний палеозой Северо-Восточной Азии. Магадан: СВНЦ ДВО РАН, 1996. 120 с.
13. Гагиев М. X., Шульгина В. С., Смирнова Л. В. Разрез девона и нижнего карбона северовосточной части Приколымского поднятия// Материалы по геологии и полезный ископаемым Северо-Востока СССР. Вып. 27, 1991. С. 108-121.
14. Гамянин Г. Н. Типы золотого оруденения в Верхне-Индигирском районе и их связи//Геология и геофизика, №12, 1966. С. 42-55.
15. Гамянин Г. Н. Минералого-генетические аспекты золотого оруденения Верхояно-Колымских мезозоид. М.: Геос, 2001.222 с.
16. Гамянин Г. Н., Горячев Н. А., Бахарев А. Г., Колесниченко П. П., Зайцев А. И., Диман Е. Н., Бердников Н. В. Условия зарождения и эволюции золоторудно-магматических систем в мезозоидах Северо-Востока Азии. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2003. 196 с.
17. Геологическая съемка метаморфических и метасоматических комплексов. Методическое пособие/Под ред. В. А. Глебовицкого и В. И. Шульдинера. СПб: Изд-во ВСЕГЕИ, 1996.416 с.
18. Городинский М. Е., Полярус В. К. Анализ россыпной золотоносности территории Магаданской области с целью планирования геологоразведочных работ и формирования программы лицензирования//Новая Колыма, №2, 2003. С. 51-55.
19. Горячев Н. А., Жилин К. И. Самородное золото одного из районов Центрального Приколымья/ЯТолезные ископаемые Якутии. Бюллетень научно-технической информации. Якутск: Яф СО АН СССР, 1983. С. 15-16.
20. Горячев Н. А. Жильный кварц золоторудных месторождений Яно-Колымского пояса. Владивосток: ДВО РАН, 1992. 136 с.
21. Горячев Н. А. Геология мезозойских золото-кварцевых жильных поясов Севером Востока Азии. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1998. 210 с.
22. Горячев Н. А. Происхождение золото-кварцевых жильных поясов Северной Пацифики. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2003. 143 с.
23. Гринберг Г. А., Гусев Г. С., Бахарев А. Г. и др. Тектоника, магматические и метаморфические комлпексы Колымо-Омолонского массива. М.: Наука, 1981. 359 с.
24. Густафсон Л. Б., Уильяме Н. Стратиформные месторождения меди, свинца и цинка в осадочных породах//Генезис рудных месторождений: В 2 томах. Т. 1. (пер. с англ.). М.: Мир, 1984. С. 156-244.
25. Давиденко Н. М. О золоторудных формациях Чукотской складчатой области//Изв. АН СССР. Сер. геол. №2,1976. С. 117 129.
26. Давиденко Н. М. Связь россыпной и коренной золотоносности криолитозоны. Якутск: Институт мерзлотоведения СО АН СССР, 1987. 172 с.
27. Давыдченко А. Г. Гранитизация, магматизм и рудообразование. М.: Недра, 1986. 144 с.
28. Егоров В. Н. Строение, магматизм и металлогения среднего палеозоя юга Омолонского массива (Магаданская область). Автореф. дисс. канд. геол.-минер. наук. Магадан., 2004. 36 с.
29. Ерилов К. Е. Некоторые особенности образования золотых россыпей Шаманихо-Столбовского района//Колыма, № 3, 1969. С. 43-46.
30. Ефремова С. В., Стафеев К. Г. Петрохимические методы исследования горных пород: Справочное пособие. М.: Недра, 1985. 511 с.
31. Жупахин Е. Н., Андреева Е. Н. Физико-радиохимическая характеристика прозднепротерозойских горных пород рудного узла «Надежда»//Астеносфера и литосфера Северо-Востока России (структура, геокинематика, эволюция). Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2003. С. 189-192.
32. Забелин В. В. Петрохимические классификации осадочных толщ и вулканитов кайнозоя Японского и Филлипинского морей. Владивосток: Изд-во Дальневосточного университета, 1986.124 с.
33. Иванов А. И. Закономерности формирования золоторудных месторождений Бодайбинского рудного района и новые аспекты их поисков//Разведка и охрана недр, №№ 89,2004. С. 17-22.
34. Ивеисеп Ю. П., Левин В. И. Генетические типы золотого оруденепия и золоторудные формации//Золоторудные формации и геохимия золота Верхояно-Чукотской складчатой области. М.: Наука, 1975. С. 5-120.
35. Кейльман Г. А. Мигматитовые комплексы подвижных поясов. М.: Недра, 1974. 200 с.
36. Клемперт С. Я., Королева И. В. Индикаторное значение элементов-примесей пиритов из золото-сульфидных месторождений Западного УзбекистанаУ/Записки Узбекистанского отделения ВМО, вып. 36. Ташкент: «Фан», 1983. С. 24-25.
37. Костин А. В. О полигенности золотоых и серебряных месторождений фронтальной части Верхоянского складчатого пояса//Отечественная геология, №4,2002. С. 8-10.
38. Котляр И. Н. Факторы формирования золото-кварцевых и золото-серебряных рудно-магматических систем//Золотое оруденение и гранитоидный магматизм Северной Пацифики. Труды Всероссийского совещания. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2000. С. 135-148.
39. Котляр И. Н., Русакова Т. Б. Меловой магматизм и рудоносность Охотско-Чукотской области: геолого-геохронологическая корелляция. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2004. 152 с.
40. Кошкарев В. Л. Региональная модель глубинного строения центральной части Омолонского массива//Материалы по геологии и полезный ископаемым Северо-Востока СССР. Вып. 27, 1991. С. 47-55.
41. Кузнецов В. М., Палымская 3. А., Пузырев В. П. Золото-серебряное оруденение в криптовулкапической структуре//Колыма, №3, 1992. С. 5-8.
42. Кузнецов В. М., Шашурина И. Т., Мордовии Ю. И. Использованием типоморфизма самородного золота для металлогеиического анализа Колымо-Омолонского массива//Колыма, №1,2000. С. 24-32.
43. Кутырев Э. И. Геология и прогнозирование согласных месторождений меди, свинца и цинка. Л.: Недра, 1984.248 с.
44. Литвиненко И. С., Приставко В. А. О геохимии золота рудных районов Северо-Востока России//Золотое оруденение и гранитоидный магматизм Северной Пацифики. Т. 1. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2000. С. 223-229.
45. Лычагин П. П., Дылевский Е. Ф., Шпикермаи В. И., Ликман В. Б. Магматизм центральных районов Северо-Востока СССР. Владивосток: ДВО АН СССР, 1989. 120 с.
46. Ляхович В. В. Акцессорные минералы горных пород. М.: Недра, 1979. 296 с.
47. Маракушев А. А. Петрогенезис. М.: Недра, 1988. 293 с.
48. Масайтис В. Л., Москалева В. Н., Румянцев Н. А. и др. Магматические формации СССР. Т. 1. Л.: Недра, 1979. 318 с.
49. Миллер Ю. В. Проблемы структурной корелляции эндогенных процессов. В сб. Структурные исследования в областях раннего докембрия. Л.: Наука, 1989. С. 21-34.
50. Неелов А. Н. Петрохимическая классификация метаморфизованных осадочных и вулканических пород. Л.: Наука, 1980. 100 с.
51. Нестеров Н. В. Гипергенное обогащение золоторудных месторождений Северо-Востока Азии. Новосибирск: Наука. Сибирское отделение. 1985. 202 с.
52. Никитина А. П., Витовская И. В., Никитин К. К. Минералого-геохимические закономерности формирования профилей и полезных иксопаемых кор выветривания и некоторые вопросы методики их изучения. М.: Наука, 1971. 91 с.
53. Основные типы рудных формаций/Под. ред. Ю. А. Косыгина, Е. А. Кулиша. М.: Наука, 1984.316 с.
54. Парфенов Л. М. Континентальные окраины и островные дуги мезозоид Северо-Востока Азии. Новосибирск: Наука, 1984. 192 с.
55. Петров А. Н. Геометрические модели слоистых тел и картирование сложнодислоцированных толщ путем интерполяции элементов залегания: Метод, рекомендации. Магадан: СВКНИИ АН СССР, 1988.49 с.
56. Петровская Н. В. Самородное золото. М.: Наука, 1973. 348 с.
57. Петрографический кодекс. Магматические и метаморфические образования. СПб.: Изд-воВСЕГЕИ, 1995. 128 с.
58. Полеванов В. П. Некоторые закономерности локализации россыпей золота юго-востока Иньяли-Дебинекого синклинория/ЛСолыма, № 4,1988, С. 8 11.
59. Попов В. Е. Генезис вулканогенно-осадочных месторождений и их прогнозная оценка. Л.: Недра, 1991.287 с.
60. Прейс В. К., Палымский Б. Ф. Минералогия самородного золота одной из россыпей Приколымского горст-антиклинория//Колыма, № 4, 1988. С. 11 13.
61. Принципы и методика геохимических исследований при прогнозировании и поисках рудных месторождений. Методические рекомендации. Под ред. А. А. Смыслова, В. А. Рудника, Н. М. Динкова, А. И. Панайотова. Л.: Недра, 1979. 247 с.
62. Протопопов Р. И. Меловые зональные гранитные массивы Приколымского поднятия//Магматические комплексы рудных районов Северо-Востока СССР и их крупномасштабное геологическое картирование. Магадан: СВКНИИ ДВО АН СССР, 1991. С.42-52.
63. Протопопов Р. И. Первые находки рудного золота в Шаманихо-Столбовском золотороссыпном районе Северо-Востока России//Руды и металлы. №3, 1994. С. 31 32.
64. Протопопов Р.И., Кириллин Н.Д. Развитие магматизма Приколымского поднятия// Магматические комплексы рудных районов Северо-Востока СССР и их крупномасштабное геологическое картирование. Магадан: СВКНИИ ДВО АН СССР, 19916. С.25-32.
65. Россыпи золота Северо-Востока России (модели для прогноза, поисков и разведки)/науч. ред. М. М. Константинов, М. 3. Зинатуллип, Ю. В. Прусс. М.: КПР по Магаданской области, МПР РФ, 1999. 137 с.
66. Рудные формации эндогенных месторождений. Т. 2. Формации эндогенных месторождений золота, колчеданов, свинца, цинка и ртути. М.: Наука, 1976. 396 с. .
67. Савва Н. Е. Принципы эволюционной систематики минералов серебра. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1995. 74 с.
68. Садовский А. И., Шашурина И. Т., Шишкин В. А. О геологической позиции липаритовых порфиров и золотоносности Шаманихо-Столбовского узла//Колыма, №7, 1970. С. 41 -43.
69. Сидоров А. А. Рудные формации фанерозойских провинций. Магадан: СВКНИИ ДВНЦ АН СССР, 1987. 85 с.
70. Сидоров А. А. Рудные формации и эволюционно-исторический анализ благороднометаллыюго оруденения. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1998. 246 с.
71. Симонов Д. А. Геодинамическое положение верхнекайнозойского вулканизма Эгейско Кавказского сегмента Альпийского складчатого пояса. Автореф. дисс. канд. теол.— минер, наук. М., 1998. 27 с.
72. Скрябин А. И. Прогнозирование типов оруденения по данным статистического изучения пробности золота (на примере Верхнее-Индигирского района)//Геология и рудоносность Якутии: Сб. научных статей. Якутск: Изд-во ЯГУ, 1989. С. 62 72.
73. Соколов С. В. Структуры аномальных геохимических полей и прогноз, оруденения. СПб: МПР РФ, 1998. 154 с.
74. Сотников В. И. Фактор времени в формировании крупных гидротермальных месторождений//Соросовский образовательный журнал. №9, 1997. С. 60 62.
75. Спиридонов Э.М., Плетнев П.А. Месторождение медистого золота Золотая гора (о "золото-родингитовой" формации).-М.: Научный Мир, 2002. 220с.
76. Справочное пособие по стратиформным месторождениям/Под ред. JI. Ф. Наркелюна, А. И. Трубачева. М.: Недра, 1990. 391 с.
77. Степанов В. А. Некоторые черты зональности золото-кварцевой формации Северо-Востока СССР//Колыма, 1986, №9. С. 25-29.
78. Степанов В. А. Зональность золото-кварцевого оруденения Центральной Колымы (Магаданская область, Россия). Владивосток: «Дальнаука», 2001. 70 с.
79. Строна П. А. Главные типы рудных формаций. JI.: Недра, 1978. 199 с.
80. Таусон J1. В. Геохимия полей редкометалльпых месторождений//Геохимические основы поисков и прогнозирования рудных месторождений. Новосибирск: Наука, 1978. С. 38.
81. Ткаченко В. И., Щербакова И. П. О строении и метаморфизме докембрия Приколымья//Метаморфические комплексы Северо-Востока СССР, их рудоносность и геологическое картирование. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1991. С. 74 87.
82. Ткаченко В.И. Докембрийские отложения в структуре Приколымского поднятия // Региональная геодинамика и стратиграфия Азиатской части СССР. JI.: ВСЕГЕИ, 1992. С.49-64.
83. Трунилина В. А., Орлов Ю. С., Роев С. П. Магматические ассоциации Уяпдино-Ясачненского вулкано-плутонического пояса и его геодинамическая природа/Ютчечественная геология, №4, 2004. С. 61 67.
84. Флеров И. Б. Реликты пенепленизированного рельефа и коры выветривания в бассейне среднего течения р. Колымы//Колыма, № 12, 1970. С. 43 — 45.
85. Флеров И. Б. Опыт систематики россыпей золота Шаманихо-Столбовского района по условиям их формирования//Колыма, №4, 1971. С. 39-41.
86. Флеров И. Б. Вехи и вешки «геологической экспансии» Колымо-Чукотского края//Колымские вести. № 17, 2002. С. 34 42.
87. Флеров И. Б., Шишкин В. А., Шашурина И. Т. О морфологии и возрасте золоторудных тел Шаманихо-Столбовского района//Колыма, №10, 1970. С. 41 42.
88. Фурдуй Р. С. Некоторые вопросы геологии и металлогении Приколымского поднятия//Материалы по геологии и полезным ископаемым Якутской АССР. Якутск, 1962. вып. 8. С. 35 45.
89. Хьюджес Ч. Петрология изверженных пород: Пер. с англ. М.: Недра, 1988. 320 с.
90. Чехов А. Д. Тектоническая эволюция Северо-Востока Азии (окраинноморская модель). М.: Научный мир, 200. 204 с.
91. Шер С. Д. Металлогения золота (Евразия, Африка, Южная Америка). М.: Недра, 1974.205 с.
92. Шило Н. А., Сидоров А. А., Найбородин В. И., Гончаров В. И. Золоторудные формации Северо-Востока СССР//Докл. АН СССР. Т. 188. №4,1969. С. 901 904. Шило Н. А. Основы учения о россыпях. М.: Наука, 1985. 399 с.
93. Шишкин В. А. О структурном положении и формационной принадлежности чилистяхского интрузивного комплекса (Приколымское поднятие)//Материалы по геологии и полезным ископаемым Северо-Востока СССР. № 23, кн. 1, 1977. С. 74-79.
94. Шишкин В.А. Метаморфический комплекс Приколымского поднятия. М.: Наука, 1979.111с.
95. Шпикерман В. И. Доорогенные рудные формации Северо-Востока СССР//Рудные формации Северо-Востока СССР. Магадан: СВКНИИ ДВО АН СССР, 1990. С. 100 109.
96. Шпикерман В. И., Чернышев И. В., Агапова А. А., Троицкий В. А. Геология изотопов рудного свинца центральных районов Северо-Востока России. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1993.36 с.
97. Шпикерман В. И., Шпикерман JI. А. Протерозойские медистые песчаники и сланцы Приколымья//Стратиформпое оруденение осадочных и вулканогенно-осадочных формаций Северо-Востока Азии. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1996. С. 35 44.
98. Шпикерман В. И. Домеловая минерагения Северо-Востока Азии. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1998.333 с.
99. Шпикерман В. И. Горячев Н. А., Егоров В. Н. О силурийском тектогенезе, магматизме и метаморфизме на Северо-Востоке Азии//Проблемы геологии и металлогении Северо-Востока Азии на рубеже тысячелетий. Т. 1. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2001. С. 102 103.
100. Щербакова И. П., Березнер О. С., Беус В. А., Ткаченко В. И. Дорифейский метаморфический комплекс в Приколымье//Магматические и метаморфические комплексы Северо-Востока СССР и составление Госгеолкарты-50. Магадан: СВКНИИ ДВО АН СССР, 1988. С. 75-76.
101. Ярмолюк В. В., Коваленко В. И. Рифтогенный магматизм активных континентальных окраин и его рудоносность. М.: Наука, 1991.263 с.
102. Сох D. Р., Singer D. A. Mineral deposits models; United States Geological Survey, Bulletin 1693,1986.379 p.
103. Freyssinet P. Ferricrete Pedogenesis in South Mali: Application to Geochemical Exploration//Chronique de la Recherche Miniere, No. 510. P. 25-40.
104. Groves D. I., Goldfarb R. J., Robert F. and Hart C. J. R. Gold Deposits in Metamorphic Belts: Overview of Current Understanding, Outstanding Problems, Future Research, and Exploration Significance//Economic Geology. 2003. Vol. 98. P. 1-31.
105. Hagemann S.G., Brown P. E. Gold in 2000: An Introducttion//Society of Economic Geology Reviews. Vol. 13, 2000. P. 1 7/
106. Murphy J. B. Tectonic environment and metamorphic characteristics of shear zones//Mineralization and shear zones. Geological Association of Canada short course notes/ Vol. 6. 1989. P. 29-49.
107. Patrick J. Williams. An Introduction to the Metallogeny of the Mcartur River Mount Isa -Cloncurry Minerals Province. Economic Geology, vol. 93, number 8, December 1998, pp. 1120 -1131
108. Pearce J.A., Harris N.B.W., Tindle A.G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks // Journal of Petrology. 1984. V.25, P.956-983.
109. Poulsen К. H., Robert F., Dube B. Geological classification of Canadian gold deposits//Geological Survey of Canada Bulletin 540. 2000. P. 106.
110. Абисалов Э. Г. Результаты опытно-методических работ по совершенствованию методики поисков коренного месторождения золота в Центрально-Колымском и Приколымском районах в 1986-1988 гг. Отчет партии №5/86-88 КОМЭ ЦНИГРИ, 1988 г.
111. Абисалов Э. Г. Отчет по теме «Разработать и внедрить технологию геохимических поисков и прогнозной оценки россыпей золота склонового ряда в условиях Крайнего Севера РСФСР на примере Северо-Востока». 1995 г.
112. Авдеев А. М. Объяснительная записка к картам золотоносности и россыпей Шаманихо-Столбовского района. 1978 г.
113. Васильев В. В. Отчет о работе Мало-Столбовской рудно-поисковой партии за лето 1936г.
114. Волкодав И. Г., Коробицын А. В. Медное оруденение стратиформного типа в протерозойских отложениях Приколымья (информационный отчет о литолого-геохимических работах). 1978 г.
115. Галковский В. К., Галковская Г. И. Окончательный отчет о поисках рудных и россыпных месторождений золота в Глухаринской золотоносной зоне. 1975 г.
116. Геологическая карта и карта полезных ископаемых Колымо-Омолонского региона. Масштаб 1:500000. Объяснительная записка. 1998 г.
117. Кабаньков В. Я., Голованов Н. П., др. Стратиграфия и литология докембрийских и кембрийских отложений Приколымского поднятия. 1973 г.
118. Кац А. Г., Немых Г. А. И др. Окончательный отчет по геологосъемочным работам масштаба 1:200000 на листе Q-56-XXI, XXII. 1971 г.
119. Кузнецов В. М. Геологическая карта СССР масштаба 1:200000, лист Q-56-XXXV, XXXVI Объяснительная записка. 1978 г.
120. Литвиненко И. С., Сухорослов В. Л., Кожевников А. И, Тремасов А. Ф. Отчет по теме «Условия образования и размещения россыпей с мелким и дисперсным золотом на Северо-Востоке СССР» (заключительный). Магадан, 1991 г.
121. Луцкин В. Н., Кирсанов А. Н. Отчет о работе Пионерской поисково-разведочной партии масштаба 1:10000 за 1965 год. 1966 г.
122. Пепеляев Б. В. Геологическое строение и полезные ископаемые Столбовского поднятия. Отчет по теме №677. 1966 г.
123. Семенов Г. П., Галковский В. К. и др. Окончательный отчет по геологическим съемкам и поискам полезных ископаемых масштаба 1:50000 в бассейне р. Малой Столбовой. 1974 г.
124. Сыркин П. П. Геологическая карта СССР масштаба 1:200000, лист Q-56-XXXIII, XXXIV Объяснительная записка. 1982 г
125. Фурдуй Р. С. Геологическая карта СССР масштаба 1:200000, лист Q-56-XXVIII. Объяснительная записка. 1964 г.
126. Шишкин В. А. Геологическая карта СССР масштаба 1:200000, лист Q-56-XXVII, XXVIII Объяснительная записка. 1984 г.
127. Шишкин В. А. Изучение гидротермально-метасоматических образований Глухаринской золотоносной полосы (Шаманихо-Столбовской рудно-россыпной район) с целью оценки перспектив выявления золоторудных месторождений. Отчет по теме 1195. 1994 г.
128. Шульгина В. С. Отчет о космофотогеологическом картировании масштаба 1:500000 на площади листов С?-56-А, Б, В, Г; С?-57-А, Б (часть), С?-57-В, Г (часть). Отчет партии №7 космоаэрогеологической экспедиции №3 ПГО «Аэрогеология» за 1986-1991 гг. 1991 г.
-
Глухов, Антон Николаевич
-
кандидата геолого-минералогических наук
-
Магадан, 2006
-
ВАК 25.00.11
- Домеловая минерагения окраины Сибирского континента на Северо-Востоке Азии
- Геология, петрологические особенности и петрогеохимическая зональность девонских и меловых гранитоидов Приколымского поднятия
- Геологическое строение и развитие континентального обрамления северо-запада Тихого океана
- Геология и происхождение мезозойских золото-кварцевых жильных поясов Северо-Востока Азии
- Тектонические структуры Алазейского и Приколымского поднятий Колымо-Омолонского массива (Северо-Восток СССР)
