Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. История исследований золотоносности Приколымского террейна 6
Глава 2. Геологическое строение центральной части Приколымского террейна 11
2.1. Стратифицированные образования 15
2.2. Интрузивные и субвулканические образования 24
2.3. Геологическое строение кайнозойских образований и геоморфология 27
2.4. Геологическая структура и метаморфизм 28
2.5. История геологического развития 38
Глава 3. Характеристика золотого оруденения 40
3.1. Систематика 40
3.2. Золото-кварцевая формация 50
З.З.Золото-редкометалльная (?) формация 54
3.4. Золото-серебряная формация 54
3.5. Формация золотоносных конгломератов 54
3.6. Формация медистых песчаников и сланцев... 55
3.7. Полиметаллическая (с золотом) формация) 57
3.8. Закономерности пространственного размещения золотого оруденения 57
Глава 4. Глухаринский рудно-россыпной узел 63
4.1. Геологическое строение 63
4.2. Рудная минерализация 71
4.2.1. Золото-кварцевая формация 71
4.2.2. Золото-серебряная формация 83
4.2.3. Золото-редкометалльная (?) формация 83
4.3. Россыпная золотоносность , 83
4.4. Зональность оруденения 89
4.5. Условия формирования оруденения 96
4.6. Выводы 96
Глава 5. Коры выветривания центральной части Приколымского террейна 101
Глава 6. Геолого-генетическая модель формирования золотого оруденения и прогнозно-поисковые критерии 114
Заключение 122
- История исследований золотоносности Приколымского террейна
- Геологическое строение кайнозойских образований и геоморфология
- Закономерности пространственного размещения золотого оруденения
- Коры выветривания центральной части Приколымского террейна
Введение к работе
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 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 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
4
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 рентгеноспектральних 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 оруденепия, 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, 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.
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.
Благодарности. Работа выполнена в СВКНИИ ДВО РАН. Автор глубоко признателен к.г-м.н. Г.Х. Булякову за содействие в сборе материалов, ценные консультации и конструктивную критику. Принципиальные вопросы диссертационной работы, по которым
5 автор получил ценные рекомендации, 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, обсуждение основных положений, критические замечания и советы.
Особую благодарность автор выражает своми научным руководителям д.г-м.н. Н. Е. Савве и д.г-м.н. В. И. Шпикерману.
Содержание работы. В работе рассматриваются и защищаются следующие
основные положения:
Подавляющая доля золотого оруденения центральной части Приколымского террйна 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.
Самостоятельным геолого-генетическим типом золотого оруденения центральной части Приколымского террейна, имеющим важное промышленное значение, являются кайнозойские коры выветривания, представленные площадным, линейно-площадным' и-контактово-карстовым типами.
3. 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-редкометалльное (?) и золото-серебряное
оруденение), 4) палеоген-раннеплейстоценовый этап (золотоносные коры выветривания).
Защищаемые положения обосновываются материалами следующих глав: первое -гл. 3,4, второе - гл. 5, третье - гл. 6.
История исследований золотоносности Приколымского террейна
Первые планомерные геологические исследования в пределах Приколымья были проведены Верхнеколымской (1933-1935) и Ороекской (1935-1937) экспедициями под руководством В.А.Цареградского и С. Д. Раковского. Ими была закартирована в масштабе 1:100000 значительная часть площади междуречья Шаманиха - Большая Столбовая и открыты россыпи и рудопроявления золота и меди. По причине трудностей экономического освоения в условиях того времени работы на выявленных проявлениях были приостановлены.
Летом 1936 г. В. Б. Васильевым была установлена знаковая золотоносность элювиально-делювиальных отложений юго-восточного склона гольца Глухариного. Содержания золота в штуфных пробах из окварцованных порфиров составили до 11 г/т, однако рудная минерализация в коренном залегании вскрыта не была (Васильев, 1936 г.).
Основываясь на полученных данных-о пространственной связи золотой минерализации с метаморфическими породами, Ю. А. Билибин высказал предположение о докембрийском возрасте золотого оруденеиия Приколымья (Шишкин, 1984 г.).
В 1943-1946 гг. на Приколымском поднятии периодически возобновлялись, а с 1958 г. систематически проводятся поисковые и разведочные работы на россыпное золото, в ходе которых были разведаны и переданы в эксплуатацию золотоносные россыпи по руч. Глухариный, Юный, Хая, Малая Столбовая, Тимша, Братишка, Глухой и ряду других.
В 1950-1960 гг. проводились интенсивные поисково-съемочные, геоморфологические, геофизические, и тематические работы, результаты которых были проанализированы Б .В.Пепеляевым и М. И. Тереховым, и отражены на составленном ими листе Q-56 Государственной геологической карты. Золотоносность района Б. В, Пепеляев связывал с гранитоидным и базитовым магматизмом протерозойского возраста (Пепеляев, 1966 г.).
В 1961-1962 гг. Р.С. Фурдуем проведено геологическое картирование территории в масштабе 1:200000. На составленной в 1964 г. карте показан среднепротерозойский метаморфический фундамент и верхнелротерозойский чехол, на которых трансгрессивно залегают комплексы позднеюрских отложений; высказано мнение о протерозойском возрасте золотого оруденения и его генетической связи с базитовыми интрузиям (Фурдуй, 1962,1964 г.).
В 1969-1979 гг. тематические исследования, посвященные изучению стратиграфии, петрологии и золотоносности Приколымского поднятия проводились В. А. Шишкиным. Их результаты отражены на листах Q-56-XXVH,XXVIII Государственной геологической карты масштаба 1:200000 (1984 г). Автором было показано, что метаморфические породы, ранее разделяевшиеся на образования фундамента и чехла, составляют единый полифациальный метаморфический комплекс; выделена Глухаринская золотоносная полоса, в пределах которой золоторудные проявления пространственно ассоциируют с контурами ареала зеленосланцевого метаморфизма; показаны перспективы выявления метаморфогенно-гидротермальных месторождений золота сухоложского типа.
В 1969-1975 гг. Г. В. Семеновым и В.К. Галковским проводились поисково-съемочные работы масштаба 1:25000 - 1:50000 (Семенов, Галковский, 1974 г.), результаты которых в основном подтвердили выводы В. А. Шишкина. По результатам детальных поисков большинство рудопроявлений было признано неперспективными. В 1975 г. В. К. Галковским и Г. И. Галковской были продолжены детальные поисковые работы на рудопроявлений Надежда и в верховьях руч. Юного. В результате были выявлены золотоносные коры выветривания, перспективность которых, к сожалению, не была оценена должным образом.
В начале 1980-х гг. сотрудниками ЯИГН СО АН СССР К. И. Жилиным и Н. А. Горячевым производилось изучение минералого-геохимических особенностей золотого оруденения, по результатам которого авторы сделали выводы о принадлежности его золото кварцевой формации (1983, 1984). В 1986 году опытно-методической партией №5 Комплексной опытно-методической экспедиции ЦНИГРИ проводились геохимические поиски по потокам рассеяния масштаба 1:200000. В результате были выявлены аномальные потоки и ореолы рассеяния золота, серебра, свинца, меди, молибдена, никеля, сопровождающие известные золоторудные проявления и по своим параметрам соответствующие золото-кварцевой формации (Абисалов, 1988 г.).
В 1986-1991 гг. геологическое строение Приколымского поднятия изучалось сотрудниками экспедиции №3 НПО «Аэрогеология» под руководством B.C. Шульгиной. Ими была предложена новая схема расчленения докембрийских образований, в частности, выделен позднерифейский рифтогенный комплекс. Золоторудные проявления района отнесены к золото-кварцевой и золото-сульфидной формациям, сформировавшимся в коллизионной обстановке и составляющим единый рудно-формационный ряд. Рудообразование связывалось с ремобилизацией первично рассеянного в сланцевых толщах золота в результате коллизионных процессов. Район был признан перспективным для обнаружения золоторудных месторождений (Шульгина и др., 1991 г.). В 1985-1987 гг. в рамках темы «Условия образования и размещения россыпей с мелким и дисперсным золотом на Северо-Востоке СССР» И. С. Литвиненко изучал состав и условия формирования россыпей золота центральной части Приколымского поднятия и их коренных источников- Была исследована золотоносность кварцево-жильных образований и показана их связь с россыпями. Подтвердилось наличие в районе реликтов золотоносных кор выветривания (Литвиненко, 1987, 1991 гг.). В 1992-1994 гг. В. А.Шишкиным проводились тематические работы по изучению золотоносности гидротермально-метасоматических образований Глухаринской золотоносной полосы. В результате впервые была составлена их классификация, показана связь золоторудных проявлений с определенными типами метасоматитов, поставлен вопрос о самостоятельном поисковом значении золотоносных кор выветривания (Шишкин, 1994 г.).
В 1992 году в ходе заверочных работ, сопровождавших аэрогеофизическую съемку, на ряде участков проводились геохимические поиски масштаба 1:50000, в ходе которых были выявлены аномалии золота и других элементов, совпадающие с зонами прожилково-сетчатого окварцеваиия (Софронов, Бирюков, 1992 г.). Результаты геохимических работ были резюмированы Э. Г. Абисаловым (1995 г.), охарактеризовавшим геохимические ореолы на месторождении Сохатиное и рудопроявлении Надежда. .
Геологическое строение кайнозойских образований и геоморфология
Геологическая структура центральной части Приколымскоготеррейна представляет собой пакет тектонических пластин (Шпикерман, 1998). Падение плоскостей надвигов, разделяющих тектонические пластины центриклинальное, на западе - восточное (рис. 2, 6), на востоке - западное, под углами 15-35, и как правило, близко к залеганию слоистости. Надвиги восточного падения являются сииметаморфическими и представляют собой зоны рассланцевания, смятия и бластеза мощностью до первых сотен метров.
Для уточнения сложно дислоцированной структуры района использована методика структурного моделирования посредством интерполяции элементов залегания, на протяжении ряда лет разрабатываемая в СВКНИИ ДВО РАН группой исследователей под руководством к. г-м. н. А. Н. Петрова, и реализованная в виде компьютерных программ , позволяющих экспрессно обрабатывать структурную информацию (Петров, 1988; Лямин, 2001). Первичной основой явилась Государственная геологическая карта масштаба 1:200000, листы Q-56-XXVI, XXVII (Шишкин, 1984 г.). С карты-были считаны и обработаны элементы залегания слоистости и кристаллизационной сланцеватости, и затем построена схема, па которой изображены результаты интерполяции в виде структурных линий (рис. 7).
В результате установлено подобие структурных рисунков протерозоя и палеозоя, что отражается также в современной морфоструктуре, и хорошо дешифрируется на аэро- и космоснимках. Линии несогласий с одной стороны, являясь конформными выходам отложений, относимых к венду, на других своих отрезках пересекают рифейские, а местами и позднепалеозойские толщи. Аналогичен и стиль дислоцированности, выражающийся сочетанием изометричных концентрических структур, линейных зон дислокаций и участков интерференции структурных линий, которые могут интерпретироваться только как зоны опрокинутого залегания. Причем эти составные части присутствуют в различных ранговых комбинациях и невозможно выделить преобладающий стиль дислокаций (брахиформный или линейный); можно отметить лишь, что на востоке, где развиты толщи протерозоя, зоны дислокаций более дугообразны, а на западе, среди выходов палеозоя - более прямолинейны. Это может объясняться тем, что разновозрастные породы являются различными частями - тектонические уступы; 2 - дочетвертичная поверхность выравнивания; 3 - поверхность выравнивания, затронутая эрозионными процессами; 4 — нижне-среднечетвертичная эрозионно-аккумулятивная поверхность; 5 - педименты; б — неотектонические впадины; 7 - россыпи золота (а) в том числе с повышенной мощностью пласта и погребенные (б); 8 - пункты минерализации (а) и рудо проявления золота (б); 9 - участки, где отмечены коры выветривания площадного (П), линейного (Л) и контактово-карстового (К) типов. Основные морфоструктурные единицы района: I - Шаманихо-Столбовское плато; II - поднятие Чебукулах. единой деформационной структуры. При этом высокая (вплоть до амфиболитовой фации) степень метаморфизма докембрийских образований, и несравнимо меньшая - палеозойских (милонитизация и филлитизация в приразломных зонах) могут объясняться тем, что деформации происходили в различных термодинамических условиях: мезозоны для докембрийских толщ, и эпизоны — для палеозойских. То есть, деформации подвергались не полностью литифицированные осадки, либо структурный рисунок последних повторял еще не уничтоженную эрозией морфоструктуру цоколя. Таким образом, возраст деформаций определенно палеозойский. Отчетливо выделяется структурное несогласие между интенсивно метаморфизованными образованиями западной части, относимыми к нижнему протерозою, и менее метаморфизованными рифейскими породами восточной. В то же время участок в среднем течении руч. Сохатиный, где располагается опорный разрез нижнепротерозойской сохатинской свиты, располагается в зоне интенсивной интерференции структурных линий, которая может интерпретироваться как отражение сложного опрокиїгутого залегания пород. Отчетливо выделяется тектонический характер границы между слабом етаморфизованными и высокометаморфизованными образованиями на западе, что подтверждает ее надвиговый характер. В структуре центральной части Приколымского террейпа главную роль играют субмеридиоиальные тектонические зоны при подчиненном значении субширотных. Разрывы северо-западного простирания, : выраженные многочисленными зонами дробления и преобладающие в современном структурном рисунке, никак не проявлены в домезозойских образованиях и являются наложенными. Сопоставление структурной схемы и топографической карты показало, что значительная часть структурных несогласий совпадает с линиями водоразделов и, реже — долинами водотоков. То есть, границы, выявленные при структурном моделировании, являются реально существующими и выражены в современной морфоструктуре. При этом линии водоразделов, по-видимости, маркируют фронтальные части надвигов. Отчетливо проявленная S-образность деформационной структуры Приколымского террейпа в целом, и метаморфического пояса в частности, отмечавшаяся и ранее (Шишкин, 1979) может свидетельствовать о ее формировании в кинематической обстановке левого сдвига в результате косой коллизии. Сходство стилей дислоцированности докембрийских и палеозойских отложений может указывать на то, что деформации происходили во время одного крупного тектоно-метаморфического этапа в палеозое.
Закономерности пространственного размещения золотого оруденения
Центральной части Приколымского террейна пространственно соответствует Шаманихо-Столбовской рудно-россыпной район (ШСР), контуры которого определяются размещением 18 россыпных месторождений и 47 рудопроявлений и пунктов минерализации золота. В восточной части района обособляется так называемая Глухаринская золотоносная полоса (Шишкин, 1984) шириной 10-15 км, где сосредоточено 90% всех известных рудных и россыпных проявлений золота. Пространственно она совпадает с зоной распространения метаморфических пород зеленосланцевой фации. Среди метаморфических образований эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций, а также неметаморфизованных образований известны лишь единичные рудопроявления и россыпи. Пространственно Шаманихо-Столбовскому району соответствует выделяемое по данным аэромагнитной съемки Центральное аномальное поле (Семенов, Галковский, 1974 г.), характеризующееся повышенными значениями ДТ, не имеющими аналогов в Приколымье и сопредельных структурах (рис. 13).
В геофизических полях выделяются две крупные аномальные площади, характеризующиеся повышенными значениями ДТ и пониженными - AZ; Первая - Северная (междуречье руч.Малая Столбовая-Глухой-Сохатиный) имеет четкие границы, вытянутую в субширотном направлении форму; площадь около 400 км2. В контуре аномалии отмечаются локальные понижения интенсивости поля ДТ. Вторая - Южная (междуречье руч. ГлухариныЙ-Тый-Юрье-Ламутский Ороек) имеет более расплывчатые контуры, и близкую к изометричной форму; площадь около 300 км .
Существование описанных аномальных площадей обусловлено, предположительно, 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 км на севере и 90. км на юге. Породы апикальной части Глухаринского интрузивного массива в центральной его части выходят на поверхность. и слагают шток раннемеловых гранитов в верхвьях 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 Ъ-А км2, которые, по-всей видимости, являются апофизами Глухаринского массива. Здесь же в высыпках встречены обломки порфировидных гранитов (В. П. Василенко, устное сообщение).
Россыпи и рудопроявления золота отчетливо сгруппированы в два рудно-россыпных узла, пространственно совпадающих с Глуховским массивом на севере и Глухаринским на юге (рис. 14). 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 /оо (в среднем 900%о)) на юге от 848 до 907 /оо (в среднем 870%0)- В пределах Глухаринского узла наиболее высокая проба золота характерна для россыпи руч. Юный (907 /оо), для остальных россыпей она варьирует от 848 до 880 /оо- 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/м и обеспечивают около 80% запасов узла; россыпи Глуховского узла: Тимша, Братишка, Малая Столбовая характеризуются средними содержаниями 1-10 г/м и их запасы 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. Помимо них, золоторудные проявления и россыпи района сопровождаются потоками рассеяния, свинца ( 0,01%), мышьяка ( 0,005%), серебра ( 10 мг/т), молибдена ( 0,0004%), а также висмута, цинка, никеля и меди (Абисалов, 1995 г.). Элементный состав и геохимический спектр потоков рассеяния соответствует золото-кварцевой формации. Размещение рудопроявлений внутри рудно-россыпных узлов контролируется тектоно-магматическими зонами широтного простирания (рис. 15) мезозойского возраста (Протопопов, 1997).
Рудопроявления Шаманихо-Столбовского рудного района во многом сходны с золотым оруденением Уянканского и Эджекальского рудных узлов (по В. С. Шульгиной и др., 1991 г.) на севере Приколымского террейпа. Так, в пределах Уянканского рудного узла, по данным В. С. Шульгиной и др. (1991 г,), золото-кварцевые жилы локализованы в над интрузив ной зоне слабо вскрытого эрозией массива гранитов эджекальского комплекса. Здесь же располагается рудо проявление Лунное, по геологическому строению сходное с рассмотренным оруденением «сохатинского» типа золото-кварцевой формации. Минерализация на нем приурочена к пересечению меридионального надвига, разделяющего толщи рифея и девона, с разломом субширотного простирания. Рудные тела представлены залежами метасоматически измененных и сульфидизированных рифейских сланцев и зонами кварцевых прожилков, мощность которых не превышает 0,1 м. Содержания золота не превышают 22,4 г/т (в среднем 1,5 г/т), серебра до 14,8 г/т. Руды содержат повышенные концентрации меди (до 1%), молибдена (до 0,01%), вольфрама (до 0,03%), мышьяка (до 0,01%). Рудные минералы представлены магнетитом, гематитом, халькопиритом, галенитом; крупность золота до 0,4 мм, пробность 895-920%о (Шульгина и др., 1991 г.). В пределах Эджекальского рудного узла золото-кварцевая минерализация представлена зонами кварцевых прожилков с гематитом, магнетитом, пиритом, халькопиритом, галенитом с содержаниями золота до 1,2 г/т. На правобережье р. Левой Каменки горизонт средиедевонских конгломератов мощностью 15 метров содержит в обломочном материале кварциты (30-60 %), кислые вулканиты (20-30 %), известняки. Содержания золота как в гальке кварцитов, так и в обломочном материале достигают 2 г/т (Шульгина и др., 1991 г.).
Коры выветривания центральной части Приколымского террейна
Основная доля запасов россыпного золота в пределах центральной части Приколымского террейна приурочена к границе Шаманихо-Столбонекого 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 окатанностьго" 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 существующим1 представлениям, сформировались в эпоху региональной пенепленизации района,, приходящуюся на 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 лочвенно-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) переотложенные, развитые в эрозионно-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-І 5%. 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 экспонированность нижних его горизонтов (вплоть до зоны дезинтеграции). Совместное нахождение в материале тонких фракций (- 0,08 мм) каолинита, гидрослюд и кварца в близких количествах может указывать на выветривание в условиях, открытых к атмосфере (зоны трещиноватости) при варьирующих содержаниях сульфидов в составе субстрата 1-5% (Минова, Бакулина, 1999). В составе тяжелой фракции преобладают дистен, актинолит, эпидот, гранат. Среди рудных минералов преобладает магнетит, ниже содержания лимонита, гематита и пирита.
Химические составы коры выветривания и пород коренного основания приведены в таблице 18. Их сравнение показывает, что главные элементы по своему поведению в профиле выветривания подразделяются на две группы. Первая - кемнезем, алюминий, титан, калий - характеризуется снижением концентраций сверху вниз по направлению к коренному основанию; вторая - магний, марганец, железо, кальций, натрий — их ростом. В целом, данная картина является типичной для профилей выветривания, отражая гипергенное накопление элементов первой группы, входящих (кроме титана) 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 (мышьяка, сурьмы, меди, свинца, цинка), их коэффициенты рассеяния относительно коренного основания составляют 1,5-3.; Интенсивность процессов миграции этих элементов, а также вольфрама, ниобия, бария, лития проявляется в повышенных значениях их стандартных множителей (2-3). Повышенные содержания вольфрама и ртути (коэффициенты концентрации 2-3), по-видимому отражают некоторое обогащение шлиховыми минералами при флювиальных процессах. Возраст кор выветривания, по данным палинологического датирования, олигоценовый (Михайлова, 1997). Косвенно он подтверждается перекрытием в долине р. Малая Столбовая кор аллювием с палинологически обоснованным плиоценовым возрастом (Волобуева, Белая и др., 1990).
