/
Author: Волков А.В. Сидоров А.А. Гончаров В.И.
Tags: рудные месторождения, за исключением месторождений железной руды и марганца полезные ископаемые география металлы месторождения золото геологические науки
ISBN: 5-94729-073-1
Year: 2006
Text
РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК
ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ РУДНЫХ
МЕСТОРОЖДЕНИЙ, ПЕТРОГРАФИИ,
МИНЕРАЛОГИИ И ГЕОХИМИИ
СЕВЕРО-ВОСТОЧНЫЙ КОМПЛЕКСНЫЙ
НАУЧНО-ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ ИНСТИТУТ
ДАЛЬНЕВОСТОЧНОГО ОТДЕЛЕНИЯ
А. В. Волков, В. И. Гончаров, А. А. Сидоров
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЗОЛОТА И СЕРЕБРА ЧУКОТКИ
Москва - Магадан
2006
УДК 553.41 (5тЧт65+-)
ББК 26.325.1 (2Р55-4М-6Чук)
В-676 Волков А. В., Гончаров В. И.,Сидоров А. А. Месторождения золота и серебра Чукотки.—
М. : ИГЕМ РАН ; Магадан : СВКНИИ ДВО РАН, 2006. - 221 с.
ISBN 5-94729-073-1
Рассмотрены геология, минералогия и генезис основных месторождений золота и серебра Чукотки. Показана унасле-
дованность оруденения от металлогении структур основания Охотско-Чукотского вулканогенного пояса, исследованы осо-
бенности совмещения и взаимоотношения золото-сульфидных вкрапленных и жильных руд. Выявлены определенные анало-
гии рудообразования на месторождениях Майское и Карлин (США, штат Невада), Совиное и Бендиго (Австралия); рассмот-
рена роль углеродистого вещества при минералообразовании. Разработаны схема формирования большеобьемных золото-
рудных месторождений Северо-Востока России, а также схемы образования месторождений золото-сульфидной, золото-
редкометалльной, золото-кварцевой, золото- и серебросодержащей медно-порфировой и золото-серебряной формаций. Во
введении кратко изложена история открытия золотых месторождений Чукотки.
Книга написана по материалам работ авторов на Северо-Востоке России (Майская, Северо-Чукотская, Чаунская геоло-
горазведочные экспедиции ПГО «Севвостгеология» Мингео СССР, СВКНИИ ДВО РАН, ЦНИГРИ, Северо-Восточный фи-
лиал ЦНИГРИ, Северо-Восточный научный центр Минприроды РФ) и Института геологии рудных месторождений, петро-
графии, минералогии и геохимии РАН.
Для специалистов в области геологии, минералогии и геохимии рудных месторождений, студентов вузов.
Ключевые слова: металлогения, рудная формация, рудное месторождение, золото, серебро, рудообразование, про-
гнозирование.
Ил. 143. Табл. 51. Библиогр.: 167 назв.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проекты 03-05-64095 и 04-05-64359) и Программы № 2 ОНЗ РАН
Ответственный редактор д-р геол.-минер. наук Н. А. Горячев
Рецензент чл.-корр. РАН И. Н. Томсон
Volkov А. V.,Goncharov V.I.,Sidorov A. A. Gold and silver deposits of Chukotka. - M.: 1GEM RAS;
Magadan : NEISRI FEB RAS, 2006. - 221 p.
The geology, mineralogy and genesis of the basic gold ore deposits of Chukotka are considered. Mineralization heritage from
metallogeny of structures of the basis of the Okhotsko-Chukchi volcanic belt, features of overlapping and mutual relation gold-
sulphidic disseminated and veins ores are investigated. The certain analogies of ore forming process on deposits Mayski and Carlin
(USA, Nevada), Sovinoe and Bendigo (Australia) are revealed; the role of carbonaceous substance in ore formation is considered.
Model of formation of gold giants of Northeast of Russia is developed, and also the model of formation of deposits gold-sulphidic,
gold-raremetallic, gold-quartz and gold-silver epithermal types is considered. In introduction the history of discovery of gold deposits
of Chukotka is briefly stated.
The book is written after materials of works of authors in Northeast of Russia (Mayski, North-Chukchi, Chaun prospecting
expeditions of State enterprise «Sevvostgeology» Mingeo ofthe USSR, NEISRI FEB RAS, TsNIGRY, Northeast branch ofTSNIGRI,
the Northeast centre of science of Ministry for Protection of the Environment and Natural Resources of the Russian Federation and in
Institute of geology of ore deposits, petrography, mineralogy and geochemistry of the Russian Academy of Science). For experts in
the field of geology, mineralogy and geochemistry of ore deposits, scientists and students of high schools.
Key words: metallogeny, an ore association, an ore deposit, gold, silver, ore assemblage, forecasting.
Ills. 143. Tables 51. Refs.: 167 titles.
This works was supported by the Russian Foundation for Basic Research (projects 03-05-64095 and 04-05-64359) and Program no 2 of
Branch of Earth Sciences of the Russian Academy of Science.
Responsible editor: Dr. N. A. Goryachev
Reviewer: Corresponding Member of RAS I. N. Torrison
© Волков А. В., Гончаров В. И., Сидоров А. А., 2006
© ИГЕМ РАН, 2006
© СВКНИИ ДВО РАН, 2006
ISBN 5-94729-073-1
уду
Введение
ОТКРЫТИЕ ЗОЛОТА ЧУКОТКИ
Многотруден и долог был путь к открытию уникальных золотых месторождений Чукотки. Жел-
тый металл, как известно, был важной движущей силой освоения дальних земель. Золотая лихорадка в
Северной Америке привела к заселению Калифорнии и Аляски. Слухи и мифы о золоте Чукотки нача-
ли интересовать промышленников России с конца XVII - начала XVIII в. После основания Якутского
острога в 1632 г. российские землепроходцы уходили все дальше на восток «встречь солнца» до Чукот-
ки и далее на Аляску. На новых землях, конечно же, всегда ожидалось золото. Впрочем, это не помеша-
ло Александру II в 1867 г. продать Аляску США за 7 млн долл. Много существует домыслов о причинах
этой негоции. Но если Александр был столь же мудр, как вождь индейцев Сиэтл, то нам представляет-
ся наиболее вероятной версия Ю. Салина (журнал «Дальний Восток», 1995 г., № 1). В 1854 г. на предло-
жение Президента США продать земли в районе нынешнего американского города Сиэтл индейский
вождь, по имени которого назван этот крупный город, ответил: «...Мы рассмотрим его предложение.
Ведь мы знаем, что если не согласимся, то белые люди придут с ружьями и отнимут нашу землю». И,
вероятно, Александр понимал, что остановить американскую экспансию в Новом Свете он не в силах.
И проявил мудрость индейца Сиэтла.
В конце XIX - начале XX в. слухи о «золотой лихорадке» в северной Канаде и на Аляске завладе-
ли умами промышленников, двигающихся с Азиатского континента. Однако Чукотский полуостров
привлек внимание золотоискателей в 1899 г., когда на другом берегу Берингова пролива в Номе были
открыты богатые золотые россыпи. В 1900 г. Министерство государственного имущества России вы-
нуждено было высказать пожелание снарядить правительственную экспедицию на Чукотку, хотя, как
всегда, в казне не было денег. Однако у гвардии полковника в отставке Владимира Михайловича Вон-
лярлярского деньги были, и он 12 января 1900 г. подал заявление с предложением организовать экспе-
дицию за свой счет. А в марте того же года Фридрих Бекер, представитель английской финансовой
группы, обратился к министру с предложением отправить свою экспедицию в эти же края. К этому
времени В. М. Вонлярлярский уже договорился об откомандировании в его распоряжение горного ин-
женера К. И. Богдановича, впоследствии известного российского геолога. 10 апреля 1900 г. В. М. Вонляр-
лярский получил «исключительное право разведки и попутных разработок золота и прочих полезных
ископаемых на Чукотском полуострове в течение 5 лет». И уже 13 сентября Богданович сообщает в Гор-
ный департамент: «Золото было найдено, но не богатое». Экспедиция провела исследования в устье Ко-
лючинской губы, м. Дежнева, бух. Св. Лаврентия и Провидения. В этом же году на средства В. М. Вонляр-
лярского были опубликованы К. И. Богдановичем труды экспедиции «Очерк Нома» и «Чукотский полу-
остров».
В 1901 г. неугомонный В. М. Вонлярлярский отправляет на Чукотку геологоразведочную экспеди-
цию под руководством геолога Иванова, ранее работавшего в Приморье Дальнего Востока. Иванов
отправился на Чукотку через США и Канаду и попутно выяснил, что американские промышленники не
рискуют проводить работы на русской территории. Результаты не очень успешной экспедиции Иванов
изложил в очерке «Забытая окраина», который В. М. Вонлярлярский направил в Горный департамент. В
конце 1901 г. Ф. Бекер, так и не преуспевший в деле изучения Чукотки, передал все свои права и обязан-
ности Джону Розену - американскому гражданину, но по договору с В. М. Вонлярлярским. Последний
совместно с кандидатом права Федором Михайловичем фон Кузе учредил Русское акционерное обще-
ство. Однако за три года (1900-1902) деятельности общества промышленных месторождений золота
на Чукотке не было обнаружено. Набранные Ивановым старатели и рабочие (125 чел.) занимались
главным образом охотой на берегу моря. В 1903 г. на Чукотском полуострове работала большая партия
старателей из Владивостока во главе с горным инженером И. А. Корзухиным, отчет которого был затем
опубликован в журнале «Золото и платина», издававшемся российскими золотопромышленниками. Из
отчета явствовало, что промышленного золота на Чукотке не обнаружено. Для продолжения работ уже
не хватало средств, и оставалось всего два года исключительного права разведки месторождений. В
сентябре 1904 г. это право было продлено еще на пять лет. Однако в связи с русско-японской войной
деятельность общества была приостановлена.
3
В конце 1906 г. француз Е. Надо из группы Дж. Розена обнаружил промышленные содержания
золота около устья р. Анадырь. Ему показалось, что по богатству золотой россыпи и составу окружа-
ющих пород это новый Клондайк: золотой пояс, который искали все шесть лет. В 1907 г. Дж. Розен в
докладе правлению общества написал, что в 20 верстах от Берингова моря найдена золотоносная поло-
са, тянущаяся почти параллельно морскому берегу на протяжении около 300 верст; золото россыпное,
самородковое, крупное, залегает неглубоко под тундрой, начиная с двух футов от поверхности, при
содержании 15 золотников на 100 пудов песков. Прогноз был сверхоптимистичный: 40 г золота на 1 т
грунта при протяженности россыпи более 300 км. Это размеры фантастического месторождения, кото-
рое затмило бы и Клондайк, и открытые позднее колымские и чукотские россыпи. Был успех, который,
впрочем, как позднее выяснилось, не покрывал сделанных затрат. За исключением р. Надо (басе. р.
Волчья), названной по имени француза-первооткрывателя, золотых россыпей в районе не было обна-
ружено, несмотря на интенсивные поиски в течение 1907-1909 гг. Впрочем, о добытом золоте на Чу-
котке ходили весьма противоречивые слухи. В частности, известно, что осенью 1908 г. российскими
чиновниками у американских старателей-хищников было конфисковано около одного пуда золота. В
архиве Анадырского уездного управления имелись показания трех русских старателей о том, что на
прииске Дискавери (басе. р. Волчья) с 27 июля по 12 августа 1908 г. было добыто более трех пудов
золота. Расследование показало, что всего золота здесь добыто на 136 тыс. долл, (около 265 кг). С 1909 г.
Чукотско-Анадырский край был закрыт для иностранного капитала.
В 1923 г. деятельность Сибирского Акционерного Общества была сурово осуждена кандидатом
исторических наук Н. И. Рябовым, который ничего не смыслил в золотодобыче, но заклеймил В. М. Вон-
лярлярского и всю его семью как авантюристов, которые якобы занимались не столько изучением при-
родных богатств Чукотки, сколько скупкой пушнины и обманом коренных жителей. Если Вонлярляр-
ские действительно оставались очень богатыми, несмотря на все неудачи при поисках чукотского золо-
та, то, может быть, историк Н. И. Рябов и прав.
В последующие годы в ряде отчетов в разных вариациях повторялись сведения о золоте хр. Золо-
той (россыпь водотоков Надо, Волчья, Колби, Сборная, Тавайваам), где наиболее значительным объек-
том оставалась россыпь руч. Надо, запасы золота в которой были определены в 1928-1930 гг. геологом
В. В. Купер-Кони в 122 кг при среднем содержании 0,2 г/м3, по не очень достоверным данным американ-
ские проспекторы за три года работы здесь прииска «Дискавери» (1906-1908 гг.) добыли всего 160 кг
золота. Другие объекты также представлялись не заслуживающими промышленного интереса. Так за-
кончились мифы о баснословно богатых россыпях крупного самородкового золота француза Е. Надо.
Впрочем, трагическая и непонятная гибель геолога В. В. Купер-Кони в 40-х гг., возможно, как-то связа-
на с его истинной (но «вредительски низкой») оценкой золотоносности хр. Золотой.
В конце 20-х - начале 30-х гг. колымские прогнозы Ю. А. Билибина надолго затмили мифы о «зо-
лотой» Чукотке. Эти прогнозы были восприняты скептически некоторыми крупными геологами. Рос-
сыпная золотоносность, т. е. новые «клондайки» по чукотскому подобию казались малообоснованными.
А вот под Среднеканские золотоносные жилы Центральной Колымы были отпущены значительные
средства. Но золото - коварный металл! Эти жилы оказались бедными, и по этой причине не отработа-
ны до настоящего времени. Однако коэффициент надежности прогноза Ю. А. Билибина был таков, что
эта ошибка не получила значительных последствий. Впрочем, все, что грозило Билибину, это остаться
на Колыме. Работы были переориентированы на россыпи, которые все-таки оказались новыми «клон-
дайками». Вместе с тем Юрий Александрович правильно представлял и высокие перспективы жиль-
ных (коренных) месторождений. Более того, талантливый геолог уже тогда предвидел распространен-
ность в пределах Колымы и Чукотки не только золотых, но и богатых золото-серебряных месторожде-
ний, которые явились причиной экономического бума в западных штатах США в конце XIX — начале
XX в. Эта уверенность Билибина была основана на глубоких знаниях геологии золоторудных место-
рождений мира.
Вместе с тем к началу 30-х гг. в связи с освоением Северного морского пути возникли благоприят-
ные предпосылки для развертывания на Чукотке геологических исследований. С 1933 по 1938 г. геоло-
ги Главного управления Северного морского пути (ГУСМП) под руководством С. В. Обручева, В. И. Сер-
пухова, В. А. Вакара, В. Г. Дитмара, М. И. Рабкина, А. В. Андрианова, Н. И. Сафронова, Г. Л. Вазбуцкого,
4
Б. Н. Ерофеева и других открыли несколько богатых месторождений олова (Валькумей, Иультин, Пыр-
какай и др.)- Выдающиеся результаты поисковых работ геологов Главсевморпути на олово явно отвлек-
ли внимание от золота, хотя в оловянных рудах и россыпях периодически отмечались повышенные
содержания последнего. И не просто отвлекли, появились теоретики, утверждавшие, что олово и золо-
то - антагонисты, а следовательно, в оловоносной провинции золотых месторождений быть не долж-
но. Мы не берем слово теоретики в кавычки, так как с позиций физикохимии руды этих двух металлов
действительно отлагаются при существенно различных условиях. Однако в 1935/36 г. геологи В. А.Вакар
и Ю. А. Одинец отметили повышенную золотоносность рр. Бол. и Мал. Анюй, а также басе. р. Амгуэма;
в 1940 г. геолог Р. М. Даутов установил высокие содержания золота в рыхлых отложениях р. Ичувеем, в
бассейне которой позднее были открыты уникальные золотые россыпи. Но на теоретиков это не произ-
вело никакого впечатления. И даже когда весьма квалифицированный геолог Г. Б. Жилинский не только
геологически обосновал золотоносность оловоносной Чукотки, но и в процессе исследований добыл
(намыл из рыхлых отложений речных долин) несколько сотен граммов золота, теоретики оставались
непреклонными. И только в сентябре 1950 г. талантливый и недипломированный геолог-самоучка
А К. Власенко, будучи не знаком с геологическими теориями, добыл первый килограмм золота из круп-
нейшей россыпи р. Средний Ичувеем. После этого теория отступила. Чукотка была признана не только
оловоносной, но и золотой. Если бы ныне покойному А. К. Власенко было бы выдано вознаграждение в
пределах 1% за добытое золото из открытых им трех уникальных россыпей (Средний Ичувеем, Пиль-
хинкууль и Рывеем), то он стал бы самым богатым человеком в России. Но, к сожалению, он не был
даже включен в число лауреатов Ленинской премии, которая была присуждена за эти открытия. Бога-
тые золотые россыпи были вскоре открыты также и на западной Чукотке. И только в восточных ее
районах, где золотой бум начинался вслед за открытием Клондайка и аляскинских россыпей, так и не
было найдено значительных промышленных объектов.
В 1953 г. один из авторов этой работы под руководством Д. Л. Асеева и М. И. Дронова занимался
уже подсчетом запасов золота в уникальной россыпи р. Средний Ичувеем. Когда надо было заканчи-
вать подсчет, в документации обнаружилась большая «дыра» в самой середине россыпи. Среди сотен
бумажных пакетиков, в которые были завернуты тщательно взвешенные крупинки золота из каждого
шурфа, обнаружились либо вообще пустые, либо с единичными крупинками - знаками золота. По
геологической науке такого быть не должно. Пришлось срочно выехать на объект, несмотря на суро-
вую чукотскую зиму. В песках этой россыпи золотинки и мелкие самородки нередко можно было обна-
ружить визуально, не прибегая к промывочному лотку; «дыра» была легко ликвидирована. Чукотские
россыпи существенно укрепили «валютный цех» страны.
В 1955 г. в 70 км восточнее этой россыпи в рудном районе, охарактеризованном в предлагаемой
книге, были обнаружены золото-серебряные месторождения нового типа [Сидоров, 1966]. Ранее такие
месторождения были известны в западных штатах США, а также в европейской Трансильвании и у нас
в Забайкалье. Эти экзотические месторождения завораживали фантастическими содержаниями золота
и серебра в рудах; в так называемых бонанцах (рудных столбах) скопления золота достигали десятков
килограммов на 1 т руды при еще более высоких концентрациях серебра. После открытия этих место-
рождений на Чукотке аналогичные и еще более интересные находки золото-серебряных руд начались
по всему ОЧВП.
Несмотря на то что с 50-х гг. на Чукотке было добыто около 900 т золота, ее недра оставались
неисчерпаемыми. Так, в 1975 г. в пределах упомянутых золото-серебряных и сурьмяных месторожде-
ний и рудопроявлений были обнаружены зоны тонкорассеянной золотоносности в глинистых и песча-
нистых породах триаса.
Сложившийся к настоящему времени уровень золотодобычи в округе составляет 5-6 т в год
(рис. 1). По-прежнему преобладает доля золота, полученного из россыпей, потенциал которых в значи-
тельной мере уже исчерпан. Однако с вводом в отработку месторождений Каральвеем, Двойное, Сыпу-
чее, Сопка Рудная, Северо-Восток (Промежуточное), Валунистое доля рудного золота возросла до 30%.
В ближайшей перспективе в эксплуатацию планируется ввести несколько новых рудных объектов (Май-
ское, Купол, Клен), что позволит компенсировать общее падение золотодобычи в результате погашения
запасов россыпных месторождений.
5
40
Рис. 1. Динамика добычи золота на Чукотке с 1957 по 2003 г. (по А. А.Киселеву, А. В.Огородникову
[2001] с дополнениями)
Территория Чукотки представляется нам уникальной по запасам золота, серебра, олова, сурьмы,
меди, свинца, цинка, вольфрама, ртути и других металлов. Чукотка по прогнозным запасам золотых
руд сейчас значительно превосходит Аляску и северную Канаду. При этом надо иметь в виду, что и в
самых восточных ее районах, где поиски и добыча золота начинались неудачно, установлены проявле-
ния золото-серебряных бонанцевых и золото-сульфидных тонковкрапленных руд майского типа. Це-
лью нашей работы является не только научная систематизация и анализ богатейшего фактического
материала, собранного и обработанного российскими геологами за многие десятилетия, не только же-
лание привлечь внимание очередного инвестора к этому суровому краю. Своей книгой мы прежде
всего хотели бы показать, что Россия располагает уникальными и достаточно изученными богатейши-
ми рудными провинциями, которые должны находиться под строгим контролем федеральных органов.
Глава 1
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ И МЕТАЛЛОГЕНИЯ ЧУКОТКИ
Рудные районы Чукотки входят в Северо-Восточно-Азиатский постаккреционный металлогени-
ческий пояс, главными элементами которого являются Чукотский складчатый и наложенный на него
Охотско-Чукотский вулканогенный пояса (рис. 2). Структуры складчатого основания, прослеживаю-
щиеся к северо-западу и северу от ОЧВП, представляют собой область влияния вулканогена и являют-
ся Чукотским фрагментом перивулканической зоны Охотско-Чаунской металлогенической провинции
[Сидоров и др., 1978; Умитбаев, 1986].
Металлогенический пояс представляет собой единое постаккреционное образование, наложен-
ное на ансамбль террейнов. Аккреция террейнов закончилась в послеготеривское-предальбское время
и зафиксировала положение континентальной новообразованной окраины, фундаментом которой в
подавляющем большинстве является докембрийская континентальная кора. Рудоносные зоны приуро-
чены к глубинным разломам, поперечным по отношению к ОЧВП. Внутренняя часть вулканогенного
пояса на всем протяжении подстилается Кони-Мургальским террейном, являющимся с позднего па-
леозоя по неоком частью островодужной системы и превратившимся на последнем этапе своего разви-
тия в окраинно-континентальную магматическую дугу. Чукотский фланг вулканогенного пояса своей
внутренней частью наложен на Амгуэмский флишевый и Эргувеемский офиолитовый субтеррейны, а
также на Канчаланский шельфовый субтеррейн с метаморфическим фундаментом предположительно
протерозойского возраста.
6
Р и с. 2. Зоны тектоно-магматической активизации Чукотки (тектоническая основа С. М.
Тильмана и др. (1988J): 1 - фрагменты Алазейской и Олойской рифтогенных зон; 2 — фрагменты
складчатых зон, возникших на утоненной континентальной коре: Ольджойской и Сугойской; 3 — Южно-
Анюйская коллизионная зона; 4,5- Чукотская система: 4 - поднятия, сложенные палеозоем, 5 - мезо-
зойские орогенные структуры; 6 - фрагменты дорифейской континентальной коры; 7 - Охотско-Чукот-
ский вулканогенный пояс; 8 — зоны и блоки покровного строения с офиолитовыми аллохтонами; 9 —
складчатые зоны Корякского нагорья, сложенные меловыми флишево-олистостромовыми образовани-
ями; 10 - кайнозойские вулканические пояса и поля; 11 — Удско-Мургальская островодужная система;
12 - неоген-четвертичные впадины; 13 - разломы недифференцированные; 14 — граница внешней и
внутренней зон ОЧВП; 15 - рудоносные зоны тектоно-магматической активизации: 1 - Южно-Анюйс-
кая, 2 - Кэпэрвеемская, 3 - Эльвенейская, 4 - Валькумейская, 5 - Палянская, 6 — Карпунгская, 7 -
Кукенейская, 8 - Матенвунайская, 9 - Пильхинкууль-Рывеемская, 10 - Экугская
В Чукотском складчатом поясе выделяются три складчатые зоны - Куульская, Паляваамская и
Анюйская, разделенные региональными северо-западными линеаментами. Отличительными чертами
мезозоид Чукотского складчатого пояса являются: развитие структур раннепалеозойской складчатости
в пределах Куульской зоны [Волков, Воронин, 1993], а также совмещение орогенного магматизма с
постаккреционным вулканизмом Охотско-Чукотского пояса.
В течение мелового периода образовались многочисленные интрузивные массивы Чукотки. По
возрасту различаются три комплекса: раннемеловой, ранне-позднемеловой и позднемеловой. В соста-
ве раннемелового комплекса выделяются две формации: диорит-гранодиоритовая и гранодиорит-гра-
нитная. Важной особенностью геологического строения Чукотки, обусловленной особенностями аккре-
ции и коллизиями различных террейнов, является сближенный во времени характер развития синаккре-
ционных, коллизионных и постаккреционных гранитоидов в пределах ряда чукотских террейнов (рис. 3).
На границе палеозойского и мезозойского этажей Чукотского террейна (в первой половине ранне-
го мела) в связи с поздне- и постаккреционными процессами сформировались глубинные магмоподво-
дящие северо-западные разломы шовного типа, вертикального и пологого залегания. По этим разло-
мам произошло становление крупных палингенных Велиткенайского, Коеквуньского и Тауреранского
гранитоидных батолитов, внедрялись мелкие штоки и дайки диорит-гранодиоритовой формации. Эти
интрузивы занимают особое место среди образований раннемелового комплекса. Они имеют пласто-
образную, акмолитовидную форму мигматит-плутонов [Милов, 1975]. Для вмещающих отложений ха-
7
Р и с. 3. Распределение основных типов гранитои-
дов на мультикатион ной диаграмме R] — R2 [Batchelor,
Bowden, 1985]: 1 - мантийные дифференциаты; 2 - докол-
лизионные; 3 — постколлизионные; 4 - позднеорогенные; 5 -
неорогенные; 6 - синорогенные; 7 - послеорогенные
рактерен интенсивный метаморфизм, который
проявился на значительной территории вслед-
ствие достаточно крупных размеров и пласто-
образной формы батолитов. Палеозойские от-
ложения под воздействием этих интрузивов
превращены в экзоконтактах в кристалличес-
кие сланцы, скарны, кварциты, гранулитизи-
рованные филлиты. Образования гранит-гра-
нодиоритовой формации слагают крупные ин-
трузивы Певекского полуострова, абсолютный
возраст которых определяется интервалом
120-100 млн лет [Загрузина, 1977].
В пределах вулканогенного пояса преоб-
ладают андезиты и риодациты. Породы кис-
лого состава представлены преимущественно
игнимбритами; среди андезитовых и андези-
базальтовых толщ лавы составляют около по-
ловины их объема. Вулканиты разной основ-
ности образуют характерные породные ассоци-
ации: базальт-андезибазальтовые (базальты -
60, андезибазальты - 30%), трахибазальтовые
(трахибазальты - 85, трахиандезиты - 10%),
андезибазальтовые (андезибазальты - 40, андезиты - 25, базальты до 30%), андезитовые (андезиты -
60, андезибазальты - до 30, дациты - 10%), риолито-дацитовые (дациты и риодациты - 60, риолиты -
40%), а также контрастные, в которых продукты мафических и салических магм тесно связаны в про-
странстве и времени, чередуясь по вертикали и замещая друг друга по латерали. Ареалы перечислен-
ных ассоциаций, их положение и повторяемость в разрезах отражают продольную и поперечную зо-
нальность вулканогенного пояса. Во внутренней, приближенной к Тихому океану зоне нижние части
разрезов повсеместно, за исключением Центральной Чукотки, представлены базальт-андезибазальто-
вой ассоциацией; в Центрально-Чукотском секторе ей, по-видимому, предшествовал салический вул-
канизм. В верхней части разрезов распространены в небольших объемах андезиты и более кислые
породы. Во внешней зоне низы разрезов обычно сложены породами андезитовой ассоциации, которые
на Центральной Чукотке подстилаются игнимбритами риодацитов и риолитов с небольшим количе-
ством андезитов и андезидацитов. Средняя часть разрезов внешней зоны представлена андезибазаль-
товой, риолит-дацитовой и контрастной риолит-андезибазальтовой ассоциациями. Верхние части раз-
резов нередко характеризуются присутствием вулканитов повышенной щелочности: трахибазальтов,
трахиандезитов, трахириолитов.
Среди гранитоидов во внешней зоне вулканогенного пояса преобладают гранодиориты, адамел-
литы и граниты; в резко подчиненном количестве представлены габбро, диориты и кварцевые диори-
ты. Во внутренней зоне распространены породы от габбро до лейкогранитов при количественном пре-
обладании кварцевых диоритов и тоналитов. Почти повсеместно встречаются небольшие тела наибо-
лее молодых сиенитодиоритов, кварцевых сиенитодиоритов, граносиенитов и субщелочных гранитов,
лейкократовых щелочных гранитов.
В связи со становлением ОЧВП (вторая половина раннего мела - палеоген) произошла мощная
тектоно-магматическая активизация Центральной Чукотки. Процессы активизации существенно раз-
личались в антиклинорной и синклинорной зонах.
В Центральной части Куульского поднятия в этап активизации сформировались наложенные от-
рицательные вулканоструктуры (депрессии) северного замыкания Пегтымельского вулканопрогиба. Маг-
моподводящими являлись активизированные участки продольных разломов Куветской зоны и северо-
восточные разломы зон ТМА (рис. 4). На заключительном этапе активизации формировались надвиги
и взбросы, наследующие в ряде случаев древние соскладчатые разломы северо-восточного простира-
ния. В металлогеническом отношении с активизацией связана золото-серебряная и полиметаллическая
8
минерализация позднего этапа, наложившаяся на раннее золото-кварцевое оруденение Пильхинкууль-
Рывеемского узла по испытавшим тектоническое оживление северо-восточным соскладчатым рудо-
контролирующим разломам. Следует отметить, что в палеозойских толщах интрузивно-купольные струк-
туры в зонах ТМА отсутствуют.
Р и с. 4. Тектоническая карта с элементами металлогении Центральной Чукотки (по А. В. Волко-
ву [1995]): 1 — терригенные отложения мезозоид (а), терригенно-карбонатные отложения палеозоид (б); 2 —
дайки и силлы габбро-диабазов; 3 - гранодиориты; 4 - граниты (а), гранитогнейсы (б); 5 - сиениты, риолит-
порфиры; 6 - андезитовая формация; 7 - игнимбритовая формация; 8 - ядра палеозойских поднятий; 9 -
интрузивно-купольные структуры (ИКС) и отдельные купола; 10 — Кукенейская ИКС; 11 — Куветский глубин-
ный разлом (а), взбросо-сдвиги (б), надвиги (в); 12 - геологические и географические границы; 13-20 - мес-
торождения и рудопроявления: 13-золото-кварцевые, 14 —золото-редком еталльные, 15 - золото-серебряные,
16-золото-сульфидные вкрапленные, 17-касситерит-сульфидные, 18-касситерит-силикатные, 19-медно-
порфировые, 20-ртутные. Цифры в кружках-зоны тектоно-магматической активизации: 1 -Палянская;
2 - Карпунгская; 3 - Кукенейская; 4 - Матенвунай-Пырканаянская; 5 - Рывеем-Пильхинкуульская
В Паляваамской складчатой зоне диагональное положение по отношению к северо-западным
соскладчатым разломам занимают синвулканические магмоподводящие глубинные разломы северо-
восточного и субмеридионального простирания (см. рис. 4), контролирующие размещение интрузивно-
купольных структур (поперечные зоны ТМА). В активизационный этап продолжают формироваться
небольшие гранитоидные массивы гранодиорит-гранитной формации раннемелового-позднемелового
комплекса, интрузивно-купольных структур линейных зон ТМА (абсолютный возраст 100-90 млн лет
поЗагрузиной [1977]). Исследованиями М. Л. Гельмана [1963] доказана тесная парагенетическая связь
рассматриваемых интрузивов с вулканическими процессами ОЧВП. С заключительной стадией ТМА
связаны магматические образования позднемелового комплекса щелочной гранитной формации. С по-
родами раннемелового комплекса щелочные гранитоиды имеют интрузивные контакты. Крупные плу-
тоны названной формации прорывают вулканогенные отложения ОЧВП. В пределах интрузивно-ку-
польных структур зон ТМА субвулканические тела и дайки этой формации образуют широкие поля и
протяженные пояса.
Анюйская складчатая зона (150x400 км) на западе Чукотки представляет собой геоантиклиналь-
ное сооружение с длительным этапом развития (Анюйский мегасвод по А. И. Садовскому [1981]). Се-
верной ее границей считается Эльвенейский разлом, четко выраженный в геофизических полях (см.
рис. 4); за южную границу принимается серия линейных поднятий Мало-Анюйского разлома. Осевым
9
Кэпэрвеемским разломом Анюйский свод разделяется на две части - северную складчато-глыбовую
Кэпэрвеемскую и южную - линейно-складчатую Мачваамскую. Этим северо-западным соскладчатым
разломам соответствуют продольные зоны ТМА (см. рис. 2).
Металлогенические особенности. Весьма сложное строение террейнов основания вулканоген-
ного пояса, его перивулканической зоны, а также самого вулканогенного пояса обусловили большое
разнообразие рудных месторождений. Элементы некоторой однородности металлогении ОЧВП не яв-
ляются генетическими и полностью связаны с гидротермальной деятельностью в условиях субаэраль-
ной вулканической и поствулканической обстановок. Это прежде всего широкое развитие близповерх-
ностных (эпитермальных) месторождений, сопровождающихся мощными зонами пропилитизирован-
ных и аргиллизированных пород. Однако источники рудного вещества в металлогеническом поясе пред-
ставляются весьма разнородными и, как сейчас становится очевидным, унаследованы от террейнов
основания вулканогенного пояса. Именно поэтому районирование металлогенического пояса представ-
ляется возможным проводить не по распространенности жильных эпитермальных месторождений, а
по развитию сульфидно-вкрапленных гидротермально-осадочных доаккреционных, а также вкраплен-
ных (порфировых) сульфидных метаморфогенно-гидротермальных аккреционных и гидротермально-
метасоматических постаккреционных месторождений, так как только эти группы месторождений об-
ладают признаками тесной связи с соответствующими источниками рудного вещества.
Докембрийская металлогения в чукотских террейнах характеризовалась, по-видимому, так же,
как и в фундаменте кратонов, широким развитием железистых кварцитов и более ограниченным фор-
мированием уран-многометалльных зон сульфидизации на этапах раннего рифтогенеза. На масштабы
распространения этих образований указывают протяженные зоны пиритизации (пирротинизации), стра-
ти формные полиметаллические месторождения в палеозойских и мезозойских толщах различных тер-
рейнов, а также золото-сульфидная и олово-сульфидная и ураноносная минерализация, связанные с
аккреционным гранитоидным магматизмом. В островодужных террейнах аккреция сопровождалась
формированием медно-порфировых месторождений.
Анализ месторождений Северо-Восточно-Азиатского металлогенического пояса позволяет выде-
лить следующие генетические ряды рудных формаций, унаследованно развивавшиеся в различных тер-
рейнах (ряды названы по базовым рудным формациям в порядке отложения): золото-сульфидные вкрап-
ленных руд, олово-полиметаллически-сульфидные вкрапленных руд, олово-серебро-порфировые и
медно-молибден-порфировые.
Постаккреционная магматическая деятельность, связанная с образованием ОЧВП, началась здесь
с игнимбритовых извержений. Гидротермальная деятельность в Чукотской ветви пояса на ранних эта-
пах связана с гранитоидными интрузивами, становление которых, по-видимому, нередко сопровожда-
лось извержениями игнимбритов с последующими длительно развивающимися преимущественно тем-
пературными рудоносными гидротермальными системами. В Охотской ветви пояса, напротив, гидро-
термальные системы первоначально формировались как околокальдерные, а затем подвергались мета-
морфизму и реювенации по окончании вулканической деятельности в период становления гранитоид-
ных интрузивов. Именно поэтому здесь широко развиты незавершенные ряды рудных формаций с зо-
лото-серебряными, олово-серебряными месторождениями и практически отсутствуют сурьмяные, ртут-
ные и флюоритовые месторождения, образующиеся в условиях стабильного понижения температур
минералообразования [Сидоров, 1987, 1991], соответственных рудоносным системам завершенного
типа развития. Рудные формации незавершенных рядов характеризуются преимущественным развити-
ем олово(серебро)-порфировых и серебро-сульфидных месторождений. Золото-серебряные адуляр-квар-
цевые и адуляр-родонит-родохрозит-кварцевые месторождения также являются существенно серебря-
ными (отношение Au: Ag до 300 и выше). Однако завершенные и незавершенные рудноформационные
ряды, несмотря на эти принципиальные различия, во многом подобны. И поэтому мы полагаем, что
различия обусловлены геологическими и физико-химическими условиями отложения руд, а не особен-
ностями источников рудного вещества.
Генетическая унаследованность металлогенического развития рудных районов хорошо отражена
в сульфидных руцноформационных рядах. Значительная часть месторождений сульфидных (вкраплен-
ных руд) базовых формаций представлена крупными и весьма крупными зонами пиритизации, сфор-
мировавшимися в доаккреционый этап в качестве гидротермально-осадочных образований. Некоторая
10
их часть связана с синаккреционным (коллизионным) региональным метаморфизмом пород, сопро-
вождающимся переходом вкрапленного пирита в пирротин, сульфидно-вкрапленные месторождения
(новообразованные золото-сульфидные и серебро-сульфидные) характерны и для постаккреционного этапа,
где их появление связано с развитием ОЧВП и сопряженных с ним структур. Естественно, что аккреци-
онные и постаккреционные рудноформационные ряды развивались, как правило, унаследованно.
В золото-сульфидный ряд рудных формаций входят золото-сульфидная, золото-редкометалльная,
золото-серебряная, олово-серебро-полиметаллическая, сурьмяная и ртутная. Базовая золото-сульфид-
ная формация (месторождения Майское, Туманное, Эльвенейское) характерна для пород терригенного
основания перивулканической зоны ОЧВП, месторождения золото-редкометалльной формации при-
урочены к порфировым гранитоидам, олово-серебро-полиметаллическое оруденение развито, ограни-
чено во внутренних частях золотоносных зон. В золото-сульфидных месторождениях жильно-вкрап-
ленных руц оловянные и олово-вольфрамовые парагенезисы отмечены в незначительном количестве в
ранних месторождениях (касситерит-сульфидный в рудах Майского (табл. 1), Эльвенейского и Туман-
ного месторождений).
Таблица 1
Минеральные ассоциации рудных месторождений Майского рудного узла и прилегающих площадей
Минеральная Месторождения и рудопроявления
ассоциация Майское Кукенейское Шурыканское Сопка Рудная Промежуточное Сильное
Золото-пирит-ар-
сенопиритовая*
Касситерит-
сульфидная
Халькопиоит-
молибденитовая
Пирит-арсено-
пиритовая
Золото-сульфид-
ная
Электрум-сульфо-
сольно-сульфид- ------------- ------------- ВНН НИИН
ная
Антимонитовая И— ~
Примечание. Прямоугольниками показана степень распространенности минеральных ассоциаций в пределах
месторождений, звездочкой - ассоциация зон дисперсных вкрапленных руд.
В рудных районах Чукотки вольфрамовые и олово-серебряно-полиметаллические месторожде-
ния расположены в единых с золото-сульфидным оруденением интрузивно-купольных структурах. Они
приурочены к брахиформным поднятиям, интрузивным и безынтрузивным куполам, тектоническим
«окнам», системам ступенчатых горстов. Поскольку купольные структуры обычно эродированы, поло-
гие, неглубоко проникающие радиальные и кольцевые трещины в пределах рудных полей выражены,
как правило, слабо. Для рудовмещающих структур характерно развитие хрупких и пластических де-
формаций типа приразломных зон смятия и динамометаморфизма; распространены системы субпа-
раллельных зон пластического течения глинистых пород с элементами брекчирования. Количество
минерализованных даек, жил и прожилков с глубиною нередко заметно снижается.
К интрузивно-купольным структурам приурочены пояса даек, малые гипабиссальные интрузивы,
реликты вулканических покровов, субвулканические тела. С развитием магматизма связано интенсив-
ное разломообразование и изменение плана складчатых деформаций.
Рудоносные интрузивно-купольные структуры образуются в зонах глубинных разломов, занима-
ющих согласное или поперечное положение по отношению к мезозойской складчатости и орогенным
структурам - зонах тектоно-магматической активизации (ТМА). Последние являются структурами осо-
бого типа, развивающимися в террейнах Чукотки в тесной связи с аккреционными процессами и ста-
новлением окраинно-континентального постаккреционного ОЧВП.
В региональном плане интрузивно-купольные структуры перивулканической зоны располагают-
ся в пределах полосы шириной 100 км, обрамляющей вулканогенные отложения ОЧВП, где наиболее
11
ЮЗ СВ
8 т
интенсивно проявились процессы ТМА. Становление рудоносных интрузивно-купольных структур было
связано с вертикальными движениями, возникающими при внедрении магматического расплава в сла-
бодислоцированные песчано-сланцевые флишевые толщи. Поэтому они локализуются исключительно
в районах развития пологих складчатых дислокаций, примыкающих к ОЧВП.
На Чукотке выделяются девять зон ТМА, сопровождающихся рудоносными интрузивно-куполь-
ными структурами (рис. 5). Представления о широком распространении и важной рудоконтролирую-
щей роли линейных зон ТМА в мезозойских складчатых структурах Северо-Востока сложились на
основе открытия и изучения специфических месторождений и рудопроявлений, обнаруживающих сход-
ство с вулканогенно-плутоногенным оруденением ОЧВП [Поисково-оценочные..., 1982; Волков, 1992,
1995; и др.], что потребовало выяснения геологических условий их формирования и положения в об-
щей схеме рудообразования.
Зоны ТМА в ме-
зозойских складчатых
структурах соответ-
ствуют выделяемым
рядом исследователей
[Томсон и др., 1977,
1992; Томсон, 1988] зо-
нам линейных дисло-
каций, рудоконцентри-
рующим линеаментам,
сквозным системам раз-
ломов фундамента, ис-
пытавшим тектоничес-
кое оживление в эпоху
активизации, которые
могут вмещать магма-
тические тела и оруде-
нение этого периода.
В металлогени-
ческом отношении про-
цессы активизации по-
разному проявляются
на площадях с мезозой-
ской складчатостью, в
их палеозойском фун-
даменте и на жестких
срединных массивах. В
структурах основания
мезозоид и в срединных
массивах зоны ТМА обычно наследуют древние сквозные глубинные разломы (см. рис. 5). В этих зонах
обнажаются линейные блоки кристаллического фундамента срединных массивов, выявляются линейные
покровы вулканитов и субвулканические интрузивы мелового возраста, с которыми связаны золото-се-
ребряные проявления. По геодинамическим условиям формирования рудовмещающие структуры мезо-
зоид перивулканической зоны и в метаморфических комплексах жестких массивов идентичны таковым
для структур основания ОЧВП [Калинин и др., 1991]. Подновление древних разломов в эпоху ТМА опре-
деляет, во-первых, возможность совмещения разновозрастного оруденения в одних и тех же рудовмеща-
ющих структурах и, во-вторых, возможность формирования крупных и уникальных полихронных место-
рождений. Вместе с тем в условиях ТМА в мезозойских складчатых структурах Северо-Востока России
возникают и новые системы разломов со специфической металлогенией, характерной для ОЧВП.
Протяженность зон ТМА обычно составляет сотни, а ширина десятки километров. К ним приуро-
чены цепочки меловых интрузивно-купольных структур, реликты вулканических депрессий, покро-
12
Палянский Майский Матенвунайский
|:i:iz|l p::z|3 |z:=~:=|4 |УУ |б Рч |8 | \ |9
Р и с. 5. Глубинное строение Центральной Чукотки (схематический разрез
по геолого-геофизическим данным [Волков, 1995]): 1 - нижнемеловые песчано-
сланцевые толщи, переслаивающиеся с туфопесчаниками; 2 - норийские песчано-слан-
цевые толщи; 3 - карнийские, флишевые алевросланцевые толщи; 4 - нижне-средне-
триасовые сланцы; 5 - палеозойские терригенно-карбонатные отложения; 6 - нижне-
меловые андезиты; 7 - ранне-позднемеловые гранитоиды; 8 - магмо- и рудоконтроли-
рующие синвулканические разломы; 9 — геологические границы
bob, эруптивных и экструзивных тел, обособленные поля даек, участки напряженной складчатости,
рудные районы, узлы, поля, месторождения. В поле силы тяжести они фиксируются локальными отри-
цательными аномалиями, гравитационными ступенями; в магнитном поле - локальными положитель-
ными аномалиями; в геохимических полях трассируются цепочками комплексных аномалий (золота,
серебра, мышьяка, сурьмы, ртути, олова, полиметаллов). В одних зонах эндогенное оруденение эпохи
ТМА проявляется в непосредственной близости (до 100 км) от границы вулканических отложений по-
яса (Чукотская складчатая система), в других - на значительном удалении без видимой связи с вулкано-
генными процессами и меловым магматизмом (Сентачанский район, Куларский район Верхояно-Ко-
лымской складчатой системы). Вместе с тем пример Хурчан-Оротуканской зоны ТМА в Центрально-
Колымском районе показывает, что меловые интрузивно-купольные структуры, окруженные останца-
ми покровов вулканитов и экструзивными телами, и связанное с ними оруденение могут быть встрече-
ны на значительном удалении (более 300 км) от ОЧВП.
Для всех зон ТМА в мезозойских складчатых структурах характерно: развитие монотонных пес-
чано-глинистых или флишевых толщ; слабое развитие стратифицированных эффузивов, осадочных и
вулканогенно-осадочных отложений, фиксирующих этап компенсированного прогибания и растяже-
ния; поперечное положение относительно простирания ОЧВП; совмещение различных формационных
типов вулканогенно-плутоногенного оруденения; развитие крупных и уникальных полихронных мес-
торождений.
По соотношению с мезозойскими складчатыми структурами выделяются два типа линейных зон
ТМА: продольные, согласные с генеральным направлением складчатости, и поперечные к складчатым
структурам. Эти зоны, по И. Н. Томсону [1988], можно отнести соответственно к ранне- и позднеоро-
генному типам.
Продольные зоны ТМА (раннеорогенные), как уже отмечалось, часто формируются вдоль сквоз-
ных разломов длительного развития, разделяющих крупные складчатые сооружения и во многом опре-
делявших металлогению предшествовавших эпох. Эти зоны разломов отличаются большой протяжен-
ностью при сравнительно малой ширине; значительными амплитудами преимущественно взбросо-сдви-
говых перемещений; возникновением в узлах пересечения с глубинными поперечными разломами ак-
тивизированных рудоносных блоков. Для них характерно развитие небольших по площади гранитоид-
ных интрузивных массивов, штоков и свит даек пестрого состава; частое совмещение различных рудно-
формационных типов оруденения; проникновение оруденения эпохи активизации в зоны более древних
разломных систем. Магматические породы в этих зонах имеют преимущественно раннемеловой возраст.
Поперечные зоны ТМА (позднеорогенные) приурочены к синвулканическим системам разломов,
рассекающим мезозойские складчатые сооружения, и связаны со становлением вулканогенного пояса.
Они формируются в пологих складчатых сооружениях и характеризуются: 1) развитием интрузивно-
купольных структур, содержащих гипабиссальные полнокристаллические и субвулканические малые
интрузивы и поля даек ранне-позднемелового возраста; 2) наличием реликтовых покровов вулканитов,
экструзивных тел, локальных полей даек; 3) изменением плана складчатых деформаций; 4) развитием
участков напряженной складчатости и сопряженных разломов; 5) совмещением в пределах рудных
полей и месторождений различных формационных типов оруденения; 6) зональным распределением
оруденения в зависимости от уровня эрозионного среза.
Большинство поперечных зон ТМА северо-восточного и субмеридионального простирания выяв-
лены в Паляваамской зоне пологих складчатых дислокаций Чукотки [Волков, 1995].
Рудоносные структуры зон ТМА Чукотки. По геолого-структурным особенностям нами выде-
ляются три различных типа рудоносных ИКС [Волков, 1999]: приразломный плутоногенный, инверси-
онный вулканогенно-плутоногенный и сателлитный плутоногенный (очаговый).
Приразломные плутоногенные структуры формируются при внедрении интрузивного массива в
центральные части брахисинклинальных складок по зонам глубинных разломов (рис. 6). Для них ха-
рактерны почти правильная округлая или овальная форма выхода на поверхность, незначительное раз-
витие дайковых полей, отсутствие дочерних куполов. К приразломным ИКС обычно приурочены оди-
ночные рудные поля и месторождения. Карпунгская и Матенвунайская зоны ТМА Паляваамской склад-
чатой зоны трассируются цепочками приразломных интрузивно-купольных структур (см. рис. 4).
13
Р и с . 6. Схематический разрез приразломной
ИКС: 1 - норийские песчаники; 2 - глубинные разло-
мы; 3 - норийские алевролиты; 4 - уровень современ-
Инверсионные вулканогенно-плутоногенные
купольные структуры имеют глубинное блоковое
строение (рис. 7). На современном уровне эрози-
онного среза они представляют собой своеобраз-
ные магматогенно-купольные структуры, в цент-
ре которых располагаются интрузивные массивы,
окруженные останцами вулканических покровов,
выполняющих реликты кальдер и просадок, нек-
ками и экструзивными телами, полями даек. Цен-
тральные массивы имеют округлую или удлинен-
ную форму, вытянуты вдоль синвулканических раз-
ного эрозионного среза; 5 - ранне-позднемеловые гра-
ниты
Р ис. 7. Схематический разрез инверсионной ИКС:
1-3 - терригенные флишевые толщи верхнего (1), среднего
(2) и нижнего (3) триаса; 4 — терригенно-карбонатные толщи
палеозойского фундамента; 5 - меловые эффузивы; 6 - гра-
нитоиды; 7 - субвулканические тела андезитов; 8 - второ-
степенные («) и глубинные (б) разломы; 9 - рудные зоны; 10,
11 - месторождения ртути (10) и золото-редкометалльное (11)
Рис. 8. Схематический разрез сателлитной ИКС: 1 -
реликты меловых эффузивов; 2 — флишевые песчано-алевроли-
товые отложения верхнего триаса; 3 - терригенные алевролито-
вые толщи среднего триаса; 4 — зеленосланцевые толщи нижнего
триаса; 5 - терригенно-карбонатные породы палеозойского фун-
дамента; 8 - разломы глубинные линейной зоны ТМА (а), второ-
степенные разрывные нарушения (б); 9 - рудовмещающие зоны
динамометаморфизма; 10 - золото-сульфидное месторождение
ломов зоны ТМА, наследующих глубинные разло-
мы фундамента мезозоид. Последние выра-
жаются ступенями в гравитационном поле,
развитием ртутного и сурьмяно-ртутного ору-
денения. Массивы гранитоидов имеют слож-
ное многофазное строение, часто состоят из
ряда слившихся друг с другом на поверхнос-
ти штоков, имеющих изолированные корни,
фиксирующие основной магмоподводящий
разлом. Инверсионным структурам обычно со-
ответствуют разновременные рудные узлы, со-
стоящие из нескольких рудных полей с различ-
ными формационными типами оруденения.
Основную роль в локализации оруденения иг-
рают синвулканические разломы зоны ТМА.
Наиболее продуктивным является сател-
литный очаговый плутоногенный тип, с ко-
торым связаны крупные комплексные место-
рождения (рис. 8). Сателлитные интрузивно-
купольные структуры отличаются от прираз-
ломных плутоногенных и инверсионных вул-
каногенно-плутоногенных масштабами и ин-
тенсивностью гранитизации пород блоков
фундамента. Анализ закономерностей реги-
онального размещения месторождений и ру-
допроявлений в тектонических (структурно-
вещественных), геофизических и геохимичес-
ких полях на примере Майской, Эльвеней-
ской, Экугской сателлитных структур пока-
зал, что они (месторождения) связаны меж-
ду собой в пределах общей для них своеоб-
разной релаксационной тектонической зоны,
контролирующей становление интрузивных
массивов. Зона тектонической релаксации от-
четливо дешифрируется на аэрофотоснимках,
фиксируется гравитационной аномалией и
геохимическими полями. В этой зоне прак-
тически все разрывные нарушения содержат
арсенопирит-пиритовую вкрапленную мине-
рализацию, в которой отмечается от 0,5 до 5 г/т золота. Для нее характерно развитие локальных рудо-
вмещающих куполов, положение которых определяется узлами пересечения крупных разломов. В этих
дочерних (сателлитных) купольных структурах часто локализуются месторождения и рудопроявления
14
золото-сульфидной вкрапленной, золото-серебряной, золото-кварцевой, золото-сурьмяной, золото-ред-
кометалльной, касситерит-сульфидной, касситерит-кварцевой, олово-полиметаллической вкрапленной,
вольфрамит-кварцевой формаций.
Сравнительное изучение проявлений различных рудных формаций в сателлитных структурах (Куке-
нейской, Экугской и Эльвенейской) показывает, что для них характерно развитие сходных минералого-
геохимических ассоциаций. В них выявлена своеобразная рудная зональность: по мере приближения к
интрузиву разнотемпературное золото-серебряное оруденение сменяется золото-сульфидным вкрап-
ленным и серебро-полиметаллическим, а в непосредственной близости от массива располагаются высо-
котемпературные касситерит-сульфидные, касситерит-кварцевые и вольфрамит-кварцевые рудные тела.
Уникальные рудные районы Востока России, включающие близповерхностные месторождения
золота и серебра, обычно контролируются структурами вулканических поясов и перивулканических
зон в пределах постаккреционных металлогенических поясов, площадями тектоно-магматической ак-
тивизации в кратонных структурах и их фрагментах. При этом в размещении месторождений, кроме
длительно живущих рудоконцентрирующих разломов, значительную роль играют сводовые структуры
основания мезозоид и унаследованно развивавшиеся на них вулкано-плутонические центры и рудонос-
ные тектонические блоки.
По нашим представлениям, металлогения уникальных рудных районов и узлов в вулканогенных
поясах связана прежде всего с геохимическими аномалиями в палеозойском основании верхоянского
комплекса или даже в докембрийском фундаменте. Именно поэтому интрузивы и гидротермально из-
мененные породы идентичного состава являются в одних районах высокорудными, а в других - малоруд-
ными или даже нерудоносными.
Минеральные ассоциации достаточно крупных месторождений обычно хорошо отражают общую
рудоносность узла, а нередко рудного района и даже всей металлогенической провинции. В частности,
поздние минеральные ассоциации чукотских месторождений Майское, Сопка Рудная показывают их
тесную связь с сурьмяными и ртутными месторождениями рудного района; ассоциации месторожде-
ния Валунистое свидетельствуют о флюоритовой специализации рудного района. Ранние (допродук-
тивные) минеральные ассоциации чукотских золото-кварцевых и золото-серебряных месторождений
характеризуют рудоносные территории как редкометалльные (Sn, W, Bi, Те, Se) или же мышьяковые.
При этом высокие содержания мышьяка в песчано-глинистых пермо-триасовых толщах хорошо объяс-
няют обилие арсенопирита в рудах золото-кварцевых месторождений.
В связи с этим отметим, что природа золото-сереброрудного гиганта - Дукатского месторожде-
ния, представляющего ранний допорфировый ряд, не имела сколько-нибудь удовлетворительного объяс-
нения. Однако, принимая во внимание результаты работ А. В. Костина с соавторами [1997] по серебро-
носной провинции Западного Верхоянья, мы можем вполне корректно предположить, что пермские
толщи верхоянского комплекса в основании Омсукчанского рифтогенного прогиба, так же как и анало-
гичные толщи в Западном Верхоянье, характеризуются мощной стратиформной серебро-сульфидной
минерализацией, которая и явилась основным источником рудного вещества при формировании по-
зднемелового вулканогенного Дукатского месторождения. Иными словами, выстраивая региональный
полихронный рудноформационный ряд на основе определенного родства минеральных ассоциаций
мангазейских и дукатских руд, мы имеем основания отнести месторождения мангазейского типа к ба-
зовой серебро-сульфидной формации. Данные по изотопии свинца не противоречат этим построениям.
Что же касается родонит-родохрозитовой минерализации Дуката, то ее развитие так же легко объясня-
ется с позиции регенерации стратиформных марганценосных кремнисто-терригенно-карбонатных толщ
перми, распространенных в смежных колымских районах [Шпикерман, 1998].
Таким образом, сформулированное положение об унаследованном развитии рудных образований
находит свое подтверждение при детальном анализе рудоносности отдельных территорий и, на наш
взгляд, определяет важнейшие закономерности формирования и размещения месторождений в ОЧВП
независимо от того, являются ли магматиты (точнее, периферические магматические очаги) рудогене-
рирующими или же их основная роль сводится к возбуждению иных, сопутствующих процессов, обес-
печивающих мобилизацию или же ремобилизацию основных рудных компонентов. По нашему мне-
нию, основное значение магматических процессов (эффузивно-интрузивных, вулканогенно-плутоно-
генных) в областях палеовулкано-плутонизма связано с их преобразующей ролью по отношению к
15
вмещающей среде - основному источнику рудных компонентов. Эти процессы вызывают передисло-
кацию химических элементов (прежде всего рудных) и способствуют их переходу в состав новых ми-
неральных сообществ, более отвечающих сложившейся физико-химической обстановке. Рудоносность
же магм, проявляющаяся через их остаточные расплавы, флюиды и магматогенные гидротермы, также
свидетельствует о магматическом очаге как источнике рудного вещества, но дополнительном. Связан-
ные с вулкано-плутоническими событиями явления этапной и стадийной реювенации и регенерации
оруденения, указывая на сложную историю формирования месторождений, могут рассматриваться как
признаки развития крупнообъемных месторождений (при отсутствии явных признаков разрушения
продуктивных минеральных парагенезисов или же интенсивного развития минеральных комплексов,
разубоживающих руды).
Глава 2
ЗОЛОТОРУДНЫЕ УЗЛЫ ЧУКОТКИ
Металлогеническую специфику Чукотки определяют рудные узлы, в которых размещены рудные
поля, месторождения и рудопроявления золота, олова, серебра, вольфрама, сурьмы, ртути, свинца, цинка,
относящиеся к различным рудным формациям. В этих рудных узлах выявлены также месторождения с
комплексной золото-олово-серебряной, олово-серебро-полиметаллической, золото-сурьмяной и золо-
то-вольфрам-сурьмяной минерализацией, принадлежащие к жильному, вкрапленному и штокверково-
му морфологическим типам оруденения. Формационную их принадлежность установить достаточно
трудно, так как даже в одном рудном теле могут быть локализованы минеральные ассоциации, принад-
лежащие к двум или более общепринятым рудным формациям. Н. В. Петровская [1976] и другие пред-
лагали относить такие месторождения к полиформационным, многоэтапным. В 80-х гг. А. А. Сидоро-
вым и И. Н. Томсоном была разработана новая концепция о базовых формациях и рудноформационных
рядах, позволившая существенно упорядочить представления о полиформационности месторождений.
Очевидно, что рудные узлы Чукотки сформированы в результате пространственного совмещения много-
и одноэтапных месторождений, образовавшихся на разных глубинах в единых рудоносных структурах.
2.1. Экугский рудный узел
Рудный узел приурочен к одноименной зоне ТМА (см. рис. 2), пересекающей брахиформные склад-
чатые структуры восточного замыкания Паляваамской зоны в пределах Восточной Чукотки. В этом
месте простирание складчатых сооружений изменяется с северо-западного на северо-восточное. Про-
тяженность Экугской зоны ТМА не превышает 100 км. К узлу пересечения северо-восточного Экуг-
ского и северо-западного Куветского региональных разломов приурочена Экугская сателлитная интру-
зивно-купольная структура (рис. 9). В ее строении принимают участие терригенные флишоидные отло-
жения нижнего, среднего и верхнего триаса, реликты вулканических верхнемеловых покровов, залега-
ющие с несогласием на дислоцированных толщах триаса. В Центральной части ИКС обнажается Эки-
атапский массив гранит-гранодиоритовой формации, раннемелового возраста (абсолютный возраст
92 млн лет, по данным И. А. Загрузиной [1977]), представляющий собой в плане вытянутое в северо-
восточном направлении (15x4 км) тело овальной формы. В его обрамлении в зоне релаксации распо-
ложены несколько мелких штоков (0,5-10 км2) аналогичного состава, формирующие дочерние (сателлит-
ные) купольные рудовмещающие структуры. Широко распространены дайки пестрого состава поздне-
мелового возраста, отмечаются, как и в Майском рудном узле, небольшие штоки субвулканических
риолитов (см. рис. 9). Брахиформные складки в ИКС имеют штамповое происхождение. Встречаются
участки напряженной складчатости - межразломной, волочения, иногда наблюдаются лежачие и опро-
кинутые складки. Большинство крупных разломов зоны ТМА представлены сбросами северо-восточ-
ного направления, которые, как правило, находясь на крыльях брахискладок, образовались, по-види-
16
мому, в результате штампового воздей-
ствия блоков кристаллического фунда-
мента, имеющих клавишное строение.
Большинство этих разломов являются
долгоживущими, что подчеркивается
присутствием в их зонах дробления об-
ломков магматических пород различно-
го возраста.
Интрузивно-купольной структуре
соответствует одноименный рудный узел
(см. рис. 9), в пределах которого выяв-
лены: Экугское месторождение олова
касситерит-силикатного и грейзенового
типов, месторождение золота и сурьмы
Туманное - вкрапленного типа, серебро-
олово-полиметаллическое месторожде-
ние Промежуточное, рудопроявление
вольфрама Скалистое, а также ряд дру-
гих проявлений золота, сурьмы, олова.
Наиболее изученное Экугское месторож-
дение приурочено к своду рудовмеща-
Р и с. 9. Тектоническая схема Экугской сателлитной
ИКС: 1 - нижнетриасовые глинистые сланцы; 2 - флишоидные
отложения среднего и верхнего триаса; 3 - гранодиориты; 4 - суб-
вулканическое тело риолитов; 5 - предполагаемая граница зоны
релаксации; 6 - разломы Экугской зоны ТМА: глубинные, магмо-
подводящие (о), второстепенные оперяющие и поперечные (б), ра-
диальные Экугской дочерней купольной структуры (в); 7 - грани-
цы Экугской дочерней купольной структуры; 8-10 - месторожде-
ния Туманное - золото-сульфидное вкрапленное (8), Экугское -
касситерит-силикатное (9) и Южно-Экугское - полиметалличес-
кое (10)
ющей дочерней купольной структуры, в которой интрузивный массив не выходит на поверхность. На
месторождении установлены рудные тела двух морфологических типов - крупнообъемные штокверки
и оруденелые грейзенизированные дайки, положение которых контролируется радиальными разлома-
ми. В 4 км восточнее Экугского месторождения находится золото-сурьмяное месторождение Туман-
ное, рудные тела которого приурочены к фрагментам кольцевых разломов в экзоконтактовой зоне од-
ноименного гранодиоритового штока (см. рис. 9). В рудных телах совмещено оруденение трех типов -
вкрапленного золото-сульфидного, жильного и прожилкового золото-кварцевого, а также жильного
кварц-антимонитового. Рудные тела представляют собой минерализованные зоны смятия, дробления и
рассланцевания. Месторождение Промежуточное расположено между двумя упомянутыми месторож-
дениями (см. рис. 9). Согласные рудные залежи линзовидной формы локализованы в песчано-сланце-
вом разрезе. Рудные тела сложены вкрапленными и прожилковыми рудами колчеданного состава, весь-
ма сходными по минералого-геохимическим особенностям с рудными телами рассматриваемого ниже
Кукенейского месторождения.
2.2. Пильхинкууль-Рывеемский рудный узел
Пильхинкууль-Рывеемский рудный узел (см. рис. 4) расположен в юго-восточной части Куульского
антиклинального поднятия и ограничен крупными глубинными разломами северо-западного и субши-
ротного простирания, отделяющими структуры Куульского поднятия от Экиатапского прогиба на юге и
молодой Валькарайской депрессии, сложенной олигоцен-миоценовыми нелитифицированными осадками,
на севере. На западе и востоке его границами являются крупные разломы северо-восточного простирания
(зона ТМА), связанные с образованием Пегтымельского вулканопрогиба ОЧВП (см. рис. 4; рис. 10). В
этом узле сосредоточены наиболее перспективные месторождения Куульского рудного района.
В геологическом строении рудного узла участвуют терригенно-карбонатные отложения девона,
карбона, перми и триаса, а также вулканогенные образования мелового возраста. В составе разреза
вычленяются три структурно-вещественных комплекса: карбонатно-терригенный (Д3 - С2), флишевый
(ТД вулканогенный (К). Они разделены стратиграфическими перерывами, характеризуются различ-
ной ориентировкой и морфологией геологических структур и формировались в течение трех геоэтапов.
Геоэтап палеозойских деформаций, прослеживаемый на всей территории Северо-Востока Азии, в
данном районе был впервые выделен А. В. Волковым и И. Н. Ворониным в 1989 г. Складчатые структу-
ры палеозоид ориентированы в северо-восточном направлении дискордантно по отношению к склад-
чатости мезозойских толщ, имеющих северо-западное простирание.
Рис. 10. Геолого-структурная схематическая карта Пильхинкууль-Рывеемского рудного узла: 1 -
девонские терригенные толщи; 2 - нижнекарбоновые терригенно-карбонатные отложения (а) и верхнекарбоно-
вые известковистые песчаники (6); 3 - нижнетриасовые зеленосланцевые толщи; 4 - среднетриасовые терриген-
ные (а) и верхнетриасовые флишевые (б) толщи; 5 - базальные конгломераты; 6 - четвертичные осадки прибреж-
ных бассейнов и речных долин; 7 - нижнетриасовые силлы и штоки габбро-диабазов; 8 - гранодиориты; 9 -
тонкозернистые («) и порфировые (б) граниты; 10 - зоны магматизации терригенных толщ; 11 - гнейсы; 12 -
раннемеловые андезиты (а) и позднемеловые игнимбриты (6); 13 - тектонические нарушения: а - надвиги, б -
основные сбросо-сдвиги, в — второстепенные сбросо-сдвиги; предполагаемые разломы показаны пунктиром; 14 -
вулканоструктуры: а — купола, б - депрессии; 15 - оси складок антиклинальных (о) и синклинальных (б); 16 -
геологические границы; 17 - месторождение Совиное; 18 - месторождение Дор; 19 — рудопроявления; 20 - рос-
сыпные месторождения золота
I
(
Г
F
к
4
П
u
4
H
Tl
К
P
Cl
в<
Р
Д
К
п]
В!
с(
ю
Р‘
18
По взаимоотношению структурных элементов кливажа, слоистости, линейности, по текстурным
особенностям напластования пород установлено, что среднепалеозойские толщи на крыльях линей-
ных складок имеют залегание, которое ранее рассматривалось как простое моноклинальное. Однако
эти отложения осложнены изоклинально-чешуйчатой складчатостью (рис. И) с широко проявленны-
ми межслоевыми и межформационными «вязкими» разрывами взбросо-надвигового типа, представля-
ющими собой зоны пластических деформаций с хорошо видимым рассланцеванием, будинажем, смя-
тием (см. рис. 11). Перечисленные особенности геологического строения резко отличают отложения
палеозойского структурного этажа от перекрывающих их мезозоид.
Рис. 11. Типичный геологический разрезтерригенно-карбонатного комплекса пород нижнего кар-
бона Куульского антиклинального поднятия (рудное поле Дор): 1-3 - отложения терригенно-карбонатно-
го комплекса: 1 - формация серых пелитоморфных известняков; 2,3 - известковисто-сульфидная терригенно-
флишевая формация: 2 - существенно песчанистая толща, 3 - песчано-сланцевая толща; 4 - межпластовые и
межформационные нарушения взбросо-надвигового характера раннего этапа пластических деформаций; 5 -
поздние разломы мезозойской ТМА (мозаично-блоковых перемещений); 6 - границы геологических образо-
ваний прослеженные (о) и предполагаемые (б)
Отложения верхоянского комплекса второго геоэтапа (Т^ смяты в брахиподобные слабо асиммет-
ричные складки, имеющие общее северо-западное простирание.
Вулканогенные образования Пегтымельского вулканопрогиба ОЧВП заключительного геоэтапа
(К) представляют собой вулканоструктуры центриклинального типа диаметром до 5 км и контролиру-
ются разломами северо-восточного направления Пильхинкууль-Рывеемской зоны ТМА.
В рудном узле по геологическому строению выделяются два блока - северный и южный (см.
рис. 10). Для северного блока характерно полное отсутствие магматических образований. Палеозойс-
кие толщи в его пределах слагают северо-восточную Рывеемскую антиклиналь. Анализ стратиграфи-
ческого разреза палеозойских толщ, преимущественно развитых на площади северного блока (рис. 12),
позволяет выделить: карбонатно-терригенную (Д3), флишоидную (С] - С2) и карбонатную (С2) форма-
ции. В отложениях флишоидной формации залегают рудные и россыпные месторождения золота. Эта
формация характеризуется разнообразием типов слоистости (от параллельной до косой и диагональ-
ной), градационной слоистостью осадков турбидитных потоков; развитием гравитационной складча-
тости неуплотненных осадков и явлений локального размыва слаболитифицированного материала.
Кроме того, ей свойственна повышенная известковистость рудовмещающих фаций, а также широкое
развитие вкрапленности диагенетических сульфидов. Перечисленные особенности свидетельствуют о
специфической обстановке осадконакопления в локальных впадинах палеобассейна с застойным серо-
водородным режимом в условиях смены тектонического режима от относительно спокойного, характе-
ризующегося аккумуляцией в основном глинистых осадков, до режима значительных колебательных
движений, сопровождавшихся обвальными и оползневыми процессами.
Южный блок представляет собой антиклинальную складку второго порядка (по отношению к
Куульскому антиклинорию), вытянутую в субширотном направлении. Магматическая деятельность здесь
проявлена достаточно широко и представлена раннетриасовыми силлами габбро-диабазов, раннемело-
выми интрузивами гранит-, гранодиорит-порфиров и многочисленными дайками. Все магматические
образования контролируются разломами северо-западной и северо-восточной ориентировок. Вмеща-
ющие породы дислоцированы в большей степени в южном блоке, чем в северном. В центре блока
расположен Эмнункэнигтунский гранитоидный массив (см. рис. 10).
19
Рис. 12. Распределение запасов россыпного и рудного золота в стратиграфическом
разрезе Куульского антиклинального поднятия
В геофизических полях южный блок отделяется от северного пониженными значениями поля
силы тяжести и повышенными магнитного [Гончаров, Волков, 2000]. При этом аномальные поля про-
странственно сближены и, вероятно, имеют общую природу. Минимумом силы тяжести фиксируются
выступающие купола гранитоидных интрузий, а максимумы магнитного поля характеризуют окаймля-
ющую их зону ороговикования.
Северный блок отличается слабым положительным магнитным полем и спокойным пониженным
полем силы тяжести. В поле силы тяжести иногда выделяются слабые отрицательные аномалии более
мелких порядков. Аномальные поля разобщены и вызваны скорее всего разными причинами. Так, от-
рицательные аномалии высоких порядков совпадают со складчато-разрывными деформациями северо-
восточного простирания (в частности, с Рывеемской системой разломов) и могут быть обусловлены
как наличием невскрытых куполов гранитоидных интрузий, так и большей степенью проявления дина-
мометаморфизма пород вдоль этих зон. Положительное поле силы тяжести может быть связано час-
тично с обособленными невскрытыми телами габброидов, широко развитыми в нижнетриасовых тол-
щах, а также с близповерхностными малыми интрузивами гранитоидов. Анализ пространственного
расположения аномальных полей силы тяжести в узле в целом показал, что процессы контактового и
динамотермального метаморфизма в среднепалеозойских толщах проявлены более интенсивно и ши-
роко на юге, чем на севере.
На площади рудного узла развиты метаморфические изменения пород двух этапов. Первый этап
отвечает региональному метаморфизму зеленосланцевой фации серицит-хлоритовой субфации, охва-
тывающему всю рудовмещающую толщу. Второй - метаморфогенно-гидротермальный - связан с глав-
ной фазой рудообразования и трассирует линейные зоны динамометаморфизма.
В рудном узле широко развиты геохимические аномалии по потокам рассеяния Au, As, Ag, в
меньшей степени - Pb, Bi, Sn, Мо. Последние группируются в экзоконтакте Эмнункэнигтунского
гранитоидного массива. Удаленные от контакта потоки чаще всего моноэлементны и представлены в
основном Au.
В северном тектоническом блоке рудного узла располагается Рывеемское рудное поле с золото-
рудным месторождением Совиное и уникальной Рывеемской прибрежно-морской россыпью золота.
20
Южный блок также золотоносен. В обрамлении Эмнункэнигтунского массива находятся рудное поле
Дор, рудопроявления Мор, Снежное, уникальная аллювиальная Пильхинкуульская россыпь, много-
численные россыпи боковых притоков рр. Рывеем, Пильхинкууль, Экичуйгывеемкай.
2.3. Майский рудный узел
Рудный узел приурочен к Кукенейской сателлитной ИКС, образовавшейся в одноименной зоне
ТМА (см. рис. 4,5). Вмещающие породы, слагающие рудный узел, представлены флишоидными песча-
но-глинистыми толщами и субаэральными вулканитами. По данным Ю. М. Бычкова, флишоидные тол-
щи имеют трехчленное строение (рис. 13). Нижняя часть толщ мощностью 1,5-2 км сложена мелкозер-
нистыми хлоритизированными песчаниками и филлитизированными глинистыми сланцами нижнего-
среднего триаса (гэсмыткунская и геунтовская свиты). Средняя часть (до 2 км) представлена пересла-
ивающимися аргиллитами, алевролитами и олигомиктовыми песчаниками среднего триаса, карния и
низами нория (кевеемская, ватапваамская, релькувеемская и млелювеемская свиты). Верхи триасовых
отложений (1,5-1,8 км) сложены темноцветными аргиллитами, алевролитами и реже песчаниками (ку-
веемкайская, пырканайская и сыпучинская свиты). Отмечено заметное увеличение количества просло-
ев песчаников во флишоидных толщах района с юга на север (см. рис. 13), что указывает на существо-
вание на севере в пределах Куульского поднятия в палеозое древних массивов суши (областей сноса).
На площади месторождений и рудопроявлений преобладают карнийские и норийские отложения, сред-
нетриасовые толщи предполагаются только вблизи Кукенейского интрузива и в купольно-блоковой струк-
туре месторождения Майское (рис. 14). Вулканогенные толщи распространены в южной части рудного
узла и представляют собой северо-западную периферию Пегтымельского прогиба ОЧВП. Эффузивная
толща здесь сложена позднемеловыми игнимбритами, туфами и туфоконгломератами, андезибазальта-
ми и различными лавами и туфолавами кислого и среднего состава (кытапкайская свита). Суммарная
мощность отложений не превышает 300-350 м.
На современном эрозионном срезе в пределах осадочного перекрывающего комплекса глубинные
разломы Кукенейской зоны ТМА трассируются различными магматическим телами и многочисленны-
ми непротяженными разломами. Сквозные шовные зоны этих разломов, по-видимому, развиты в крис-
таллическом фундаменте. Наиболее широко распространены разломы северо-западного (поперечного)
и северо-восточного (продольного) простирания. С юга рудный узел ограничивают субширотные дуго-
образные разломы и поля вулканитов Пегтымельского вулканопрогиба ОЧВП (см. рис. 14).
Вблизи Кукенейского массива распространены пологопадающие и наклонные разломы типа нор-
мальных сбросов и надвигов [Политов, 1990 г.]. Подобные структуры, по данным дешифрирования
АФС, часто встречаются также и на западном ограничении рудного узла. Они сопровождаются зонами
мелкой складчатости, осложняющими более крупные складки. В. К. Политов [1992 г.] предполагает, что
пологие разломы возникали как соскладчатые надвиги в эпоху, близкую по времени к главной фазе
складчатости (т. е. в юрское время). Впоследствии, в меловой период, в результате процессов ТМА по
ним могли формироваться крупные сбросы.
Складчатая структура рудного узла представлялась ранее довольно простой - здесь выделялись
пологие брахискладки различной ориентировки. Исследования В. К. Политова [1990 г.] показали, что
зоны разломов пологого залегания и простых складок в рудном узле чередуются с зонами вертикально-
го залегания и крутопадающими до изоклинальных складок. В целом в рудном узле преобладают складки
северо-западной ориентировки, соответствующие генеральному направлению Паляваамской складча-
той зоны, которые осложняются в сателлитных купольных структурах складками северо-восточного и
субмеридионального простирания. Зеркало этой складчатости погружается с востока на запад. В вос-
точной части рудного узла выделяется антиклиналь, западнее она сменяется моноклиналью с запад-
ным падением, осложненной складками более высокого порядка, связанными с сателлитными купола-
ми. Еще далее на запад расположена синклинальная структура.
В процессе внедрения Кукенейского интрузива вмещающие толщи испытали вертикальное воз-
дымание, вследствие чего вблизи гранитоидов на поверхность выведены нижние более древние слои
осадочного комплекса. Это создает видимость антиклинали с интрузивным ядром (см. рис. 14). Отме-
тим, что сложность изучения складчатых структур здесь усугубляется однообразной, монотонной ли-
21
тологией терригенных толщ триаса, преобладающих в рудном узле. Разнонаправленная складчатость в
сочетании с многочисленными пересекающимися разломами создают своеобразную клавишно-моза-
ичную структуру рудного узла.
Центрально-Чукотский район
(Ю. М. Бычков, М. Е. Городинский, Н. М. Саморуков)
— — I® Tosapecten cf. efimovae
.T hiemalis, T. suzukit
Верховье p. Раучуа
(А. Я. Пьянков)
Т,п+г
—^T, © I Monotis ochotica
yT § j ochotica /
-L-^i' ©
Ж ®
W\,a-
_r|— 0 M. ochotica densistriata
.i 0 M. scutiformis
© M. daonellaeformis
© Halobia cf. superbescens
© H. aff. austriaca
Monotis posteropiana
M. packypieura
M. ochotika ochotika
Т,Л
Т,и
<3
б Flagrina sp.
а
3
а
g
1000 m-i
800-
600-
Т,о
400-
200-
0J
(bPosidonia ex. gr. mimer
© P. ex. gr. mimer
© olenekensis, P mimer
Т2?
^Halobia cf. austriaca
Н. cf. charlyana
ЗГ ochotica densistrata
4=1 /
~| aM. jakutica
=p ©Af. scutiformis
T,o
3
уscutiformis
S Halobia sp.
Be
Z Z4|1 © Halobia sp.
Heosirenites irregularis
- '—'fj' © Sirenites aff. haycsi
i H- subfallax
&Halobia sp. indet
=3
— 2
(^Halobia sp.
Halobia sp.
(bDaonella vel. Halobia
A^yalbardiceras sp. ind.
<t)Olenekites spinipjicatus
^Aij~'' © Svaibardiceras sjx^"
~ ~~l—• indet. T2?
3ZZ „
.•..'I ,P. mimer
^-| 0 IP christophort
.<•’•[ jP. cf. subtills
•Дг7!
~=г~~ <t>P cf. mimer
Бассейн p. Экиатап
(В. П. Аркавый)
_ Monotis pachypleuca
M. ochotica ochotica
M. ochotica densistrata
' H. jakutica
M. ex. gr. scutiformis
Halobia sp.
H. austriaca
@ H. superba
[©
!<&
Г.
T ©
Н. subfallax
Sirenites sp.
Posidonia olenekensis
P. ekiatapensis
Xenoceltites cf. uronskii
Рис. 13. Стратиграфические колонки триасовых отложений Центральной Чукотки и прилегающих
площадей (по Ю. М. Бычкову, 1979): 1 - песчаники; 2 - алевролиты; 3 - глинистые сланцы и аргиллиты
22
Рис. 14. Схема геологического строения (а) и
геохимические поля (б) Кукенейской сателлитной ин-
трузивно-купольной структуры (Майский рудный
узел): 1 - терригенные флишевые толщи среднего и верх-
него триаса; 2 - эффузивы верхнего мела; 3 - ранне-позднемеловые граниты; 4 - разломы; 5 - синвулканические
северо-восточные разломы; 6 - неотектонические разломы; 7 - разломы, установленные по геофизическим дан-
ным; 8 - оси складок: антиклинальных (а), синклинальных (б); 9 - границы: вулканитов ОЧВП (а), геологические
(б); 10-14 - геохимические ассоциации: 10 - серебро-полиметаллическая (Ag, Pb, Zn, Си, Bi), 11 - олово-серебря-
ная (Sn, Ag, As, Pb, Zn, Au, Sb), 12 - золото-кварцевая (Au, Pb, As, Sb), 13 - золото-сульфидная вкрапленная (Au,
As, Sb, Ag, Pb), 14 - золото-серебряная (Ag, Au, As, Sb, Pb, Zn, Cu); 15 - зона выноса элементов; 16 - границы
Майского рудного узла по геохимическим данным; 17 - границы оловорудных полей; 18 - границы золоторудных
полей; 19-21 - рудные месторождения: 19 - золото-сульфидные, 20 - золото-серебряные, 21 - касситерит-суль-
фидные
В строении рудного узла принимают участие различные магматические породы: граниты Куке-
нейского массива; дайки пестрого состава, секущие как породы интрузива, так и осадочную толщу в
пределах месторождений; вулканические породы, залегающие в 10 км южнее гранитного массива.
Гранитный интрузив обнажен в северо-восточной части Кукенейской ИКС в месте пересечения
нескольких зон разломов СВ, ССВ, СЗ и широтного простирания. Массив располагается в тектоничес-
ком блоке, ограниченном с северо-запада сочленяющими разрывами ВСВ и ССВ простирания, с восто-
ка - разломом ССВ простирания и с юга - широтным разломом. Выход интрузива на поверхность
имеет форму сужающегося к северо-востоку овала. Он вытянут в северо-восточном направлении на
13,5 км при максимальной ширине 5 км. Судя по размерам ореола контактового метаморфизма и гео-
физическим данным, юго-восточный и южный контакты интрузива более крутые (70°), местами до
вертикальных, северный и северо-западный - более пологие, до 45-30°.
В юго-восточной части Кукенейского месторождения за пределами интрузива на глубине нахо-
дится, вероятно, невскрытый сателлит этого же массива, проявляющийся на поверхности в виде орео-
ла слабого метаморфизма. По геофизическим данным и наличию ореола ороговикованных пород инт-
рузивное тело предполагается и под Майским месторождением. По находкам ксенолитов в поздних
дайках деллеритов и небольшому ореолу контактово-метаморфизованных пород интрузивное тело пред-
полагается также на глубине Промежуточного месторождения в его центральной части.
Возраст Кукенейского массива, как уже отмечалось, по геологическим данным определяется как
ранне-позднемеловой, что подтверждается и результатами определения абсолютного возраста (табл. 2).
Вулканические породы на правобережье р. Кукевеем слагают ограниченный разломами, изолиро-
ванный от основной части ОЧВП реликт покрова. Они залегают в виде горизонтальных протяженных,
хорошо выдержанных пластов мощностью от первых метров до 100 м, слагающих четко стратифици-
рованный покров.
23
Таблица 2
Результаты определения абсолютного возраста магматических пород
Майского рудного узла
№ п/п Порода (место отбора пробы) К, % К , г/т 10’6 Аг , г/т 10’6 Аг40 / К40 Т, млн лет
1 Гранит-порфир (Майское) 2,48 2,95 0,0204 0,00692 115
2 Гранит-порфир (Майское) 4,34 5,16 0,0367 0,00711 118
3 Аплит (Майское) 2,72 3,24 0,0207 0,00639 107
4 Лампрофир (Майское) 4,20 5,0 0,0317 0,00634 106
5 Лампрофир (Майское) 3,68 4,38 0,0277 0,00632 106
6 Лампрофир (Майское) 3,37 4,01 0,0267 0,00666 111
7 Риолит-порфир (Майское) 2,44 2,90 0,0200 0,00690 115
8 Риолит-порфир (Майское) 2,39 2,84 0,0164 0,00577 97
9 Гранит-порфир (Кукенейский 3,85 4,58 0,0305 0,00666 111
массив)
10 Гранит (Кукенейский массив) 3,50 4,17 0,0268 0,00643 107
11 Гранит-порфир (ксенолит, Про- 5,28 6,28 0,0200 0,00462 78
межуточное)
Примечание. Анализы сделаны в лаборатории изотопной геохронологии СВКНИИ ДВО РАН
калий-аргоновым методом изотопного разбавления (аргон-38) на масс-спектрометре МИ-1330.
Гранитоиды Майского рудного узла относятся к типу пород несколько пересыщенных глинозе-
мом и щелочами. Содержание калия в них резко преобладает над натрием. В целом породы близки к
интрузивным породам мезозоид Чукотки и соответствуют калиево-натриевым гранитоидным сериям
Э. П. Изоха. Химические анализы пород главнейших интрузивных массивов, экструзивных, дайковых
тел и вулканитов приведены в табл. 3 и нанесены на петрохимическую диаграмму (рис. 15).
Проведенный анализ показывает, что все ранне-позднемеловые магматические породы относятся
к единой петрохимической серии, тогда как магматические образования позднемелового субвул-
канического комплекса образуют поле фигуративных точек, резко удаленных по вертикальной оси от
поля развития точек позднемелового возраста (см. рис. 15).
Ксенолиты гранитов из даек Промежуточного рудного поля характеризуются повышенной
щелочностью и высокой пересыщенностью глиноземом, приближаясь по своему составу к щелочному
граниту по Р. Дали. Содержания щелочей в них близки к значению, отвечающему границе между
известково-щелочными и щелочными гранитами.
зальт (фланг Майского рудного
о + х лед пне»
123456789 10 11
©ЕНС©
12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22
); 15-22 - магматические породы
Рис. 15. Распределение
основных типов магматических
пород Майского рудного узла на
диаграмме сумма щелочей -
кремнезем: 1—4 - дайки Майского
месторождения: 1 — гранодиорит-
порфиры, 2 - аплиты, 3 - лампро-
фиры, 4 — риолит-порфиры; 5-7 -
дайки месторождения Промежуточ-
ное: 5 - лампрофиры (?), 6 - анде-
зибазальты, 7- гранит-порфиры; 8-
10 - магматические породы Сопки
Рудной: 8-андезит, 9-риолиты, 10-
базальт; 11, 12 - рудопроявление
Низкое (в 5 км к востоку от Проме-
жуточного рудного поля): 11 - базальт,
12 - лампрофир; 13 - риолит-пор-
фиры (экструзия, г. Отдельная, рас-
положена между Сопкой Рудной и
Промежуточным); 14 - андезиба-
Кукенейского массива и одноименного
месторождения: 15 - дайка андезибазальтов в массиве, 16-риолит-порфиры месторождения, 17-гранит-порфи-
ры периферии массива, 18 - дайки аплитов в массиве, 19 — граниты центральной части массива, 20 - Водораз-
дельный гранитный массив, 21 - дайка риолит-порфиров в массиве; 22 - лампрофиры месторождения
1
1
1
I
<
I
?
г
I
>
I
Е
Е
Е
Ч
№
Л
П
24
Таблица 3
Петрохимические характеристики магматических пород Майского рудного узла
(по данным А. В. Волкова, А. А. Алискерова, В. К. Политова, Майской и Чаунской ГРЭ)
№ п/п, соответствующий типу породы (кол-во проб) Петрохимические компоненты, %
SiO2 TiO2 A12O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 CO2 ^общ.
1(7) 68,33 0,46 14,32 0,66 2,61 0,07 1,08 1,64 1,94 4,41 0,17 1,72 0,41
2(3) 74,98 0,22 14,45 0,78 0,48 0,06 0,22 0,75 0,20 3,54 0,03 0,98 0,35
3(Ю) 59,89 0,67 12,04 1,17 3,89 0,10 3,73 3,13 0,90 3,11 0,48 5,86 0,55
4(16) 70,33 0,40 14,25 2,35 1,51 0,05 0,86 0,57 0,40 2,88 0,16 1,38 1,6
5(2) 70,53 0,58 13,46 0,91 2,42 0,07 1,19 1,08 2,69 5,61 0,15 0,10 0,05
6(3) 55,57 1,46 14,89 2,15 5,88 0,14 4,28 4,11 3,47 3,06 0,56 1,25 0,08
7(6) 48,75 1,46 15,85 5,85 4,85 0,18 4,93 6,15 1,53 1,89 0,51 6,82 0,13
8(3) 54,15 1,01 14,12 7,12 7,12 0,15 3,33 4,04 1,46 1,31 0,34 — —
9(3) 75,66 0,18 12,53 2,17 2,17 0,13 0,96 0,98 0,07 3,15 0,05 — —
10(10) 71,19 0,37 14,14 0,46 2,76 0,06 0,48 1,28 2,33 4,48 0,07 0,24 0,05
П(5) 72,86 0,20 13,25 0,37 2,04 0,17 0,22 0,81 2,85 4,21 0,02 0,10 0,05
12(6) 75,93 0,16 12,51 0,54 1,54 0,05 0,10 0,46 3,56 3,97 0,02 0,12 0,05
13(1) 48,12 1,32 14,97 8,06 8,06 0,15 0,47 1,92 1,92 2,12 0,35 — —
14(1) 69,69 0,36 14,29 3,58 3,58 0,05 6,92 2,07 2,96 5,17 0,09 — —
15(7) 72,85 0,21 13,81 2,24 0,58 0,06 0,28 1,08 1,58 5,15 0,06 0,50 0,07
16(3) 66,75 0,68 16,86 1,98 1,60 0,08 0,77 1,79 3,04 4,57 0,21 0,34 0,06
17(2) 64,38 0,71 15,56 0,75 4,19 0,09 2,11 2,64 3,47 3,54 0,18 0,10 0,06
18(18) 60,75 0,73 15,28 0,82 4,51 0,10 3,62 3,51 2,52 4,36 0,29 0,74 0,05
Примечание. Анализы выполнены в ЦЛ СВПГО (г. Магадан), ЦНИГРИ, ВИМС (г. Москва). 1-4 - дайки место-
рождения Майское: 1 — гранодиорит-порфиры, 2 - аплиты, 3 - лампрофиры, 4 - риолит-порфиры; 5-7 - дайки место-
рождения Промежуточное: 5 - гранит-порфиры (ксенолиты в дайках андезибазальтов), 6 - лампрофиры (?), 7 - анде-
зибазальты (долериты); 8, 9 - дайки месторождения Кукенейское: 8 - лампрофиры, 9 - риолит-порфиры, 10-14 -
интрузивные породы Кукенейского массива: 10 - гранит-порфиры периферии, 11 - граниты центральной части, 12 —
аплиты, 13 - андезибазальты, 14 - риолит-порфиры; 15 — риолиты вулканического покрова в окрестностях Сопки
Рудной; 16 - риолит-порфиры, г. Отдельная (экструзивное тело в 15 км к северо-востоку от месторождения Проме-
жуточное); 17 - граниты, массив Водораздельный; 18 - граносиенитьг, Шурыканский массив. Тире - компонент не
обнаружен.
Химический состав изученных гранитоидных массивов тождествен кислым вулканитам (см. табл. 3,
рис. 15). Кроме ранне-позднемеловой гранитоидной серии пород, вычленяется контрастная ей по составу
позднемеловая андезибазальтовая серия, происхождение которой, возможно, связано с более глубинным
источником вещества.
Кроме петрохимических особенностей магматических пород, изучалось распределение золота как
в магматических, так и в постмагматических образованиях. В нашем распоряжении имеются химико-
спектральные определения, сделанные в Тульском отделении экспериментальных исследований, и
радиохимические нейтронно-активационные анализы, выполненные в лаборатории ядерных и физико-
химических методов анализов ЦНИГРИ.
Изучение распределения золота в породах Кукенейского массива [Волков, Сидоров, 2001] показало,
что существует тенденция увеличения содержания золота от центра к периферии интрузива. Несколько
повышено содержание золота в поздних магматических дифференциатах по сравнению с ранними. В
целом содержания золота в породах различных массивов близки. Для даек Майского рудного поля
характерно повышенное содержание золота, тогда как для даек Промежуточного - заниженное.
Позднемеловые экструзивные образования основного состава имеют самые низкие содержания золота
в районе. Однако необходимо отметить, что в пределах рудных полей в сущности отсутствуют породы,
незатронутые гидротермальным изменением, и поэтому возможно, что выявленная тенденция поведе-
ния золота зависит от этого обстоятельства.
Кукенейский массив окружен четким ореолом контактового метаморфизма, который хорошо под-
черкивается формами рельефа. Роговики выделяются резко расчлененными горами, окаймляющими
массивные куполовидные гранитные возвышенности. Контактово-метаморфические породы представ-
лены биотит-кордиеритовыми роговиками (внутренняя зона) и узловатыми сланцами и филлитами (вне-
шняя зона). Невскрытые части массива, судя по геофизическим данным, прослеживаются на глубине
25
600-800 м за пределами его видимых границ на расстоянии до 1,5 км от юго-восточного и до 0,7 км от
северо-западного контактов. На поверхности массива отмечены останцы ороговикованных пород кровли,
что свидетельствует о незначительном уровне его эрозионного среза. Ширина интенсивного контакто-
вого ореола на юге и юго-востоке - 1,0-1,5 км, на севере и северо-востоке - 1,5-2 км. От северо-запад-
ной границы массива к северу, в район Кукенейского месторождения, отходит язык слабого метамор-
физма, расположенный, по-видимому, над скрытым сателлитом массива. Общая ширина контактового
ореола в этом месте 5,3 км.
Анализ закономерностей регионального размещения месторождений и рудопроявлений в текто-
нических, геофизических и геохимических полях на примере Кукенейской сателлитной ИКС [Волков,
1999, 1995] позволил установить, что они структурно связаны между собой в пределах своеобразной
релаксационной зоны повышенной тектонической активности, развитие которой сопровождало ста-
новление Кукенейского интрузива. Зона релаксации отчетливо фиксируется гравитационным уступом
в поле силы тяжести (см. рис. 5), а также комплексными геохимическими аномалиями (см. рис. 146).
Все породы этой зоны разрывных нарушений содержат вкрапленные сульфиды (пирит, арсенопирит) с
содержанием золота от 0,5-3 г/т. В зоне релаксации формируются сателлитные рудовмещающие купо-
ла, положение которых определяется узлами пересечения крупных разломов. В этих дочерних куполь-
ных структурах локализован ряд месторождений и рудопроявлений золота, олова, серебра (см. рис. 14а).
Сравнительное изучение проявлений различных рудных формаций на примере Майского рудного узла
показывает, что для них характерно развитие сходных геохимических ассоциаций (см. рис. 146). Уста-
навливается своеобразная рудная зональность: по мере приближения к интрузиву зона эпитермального
золото-серебряного жильного оруденения сменяется зоной мезотермального золото-сульфидного вкрап-
ленного оруденения, а в непосредственной близости от массива располагаются касситерит-сульфид-
ные и касситерит-кварцевые более высокотемпературные рудные образования.
Таким образом, к центральной части Кукенейской ИКС приурочено несколько месторождений и
рудопроявлений касситерит-сульфидной (Кукенейское, Кевеемское) и золото-сульфидной (Сильное,
Марс) формаций. Месторождение Майское с золото-сульфидным вкрапленным оруденением и золото-
серебряные месторождения Сопка Рудная, Промежуточное и другие более мелкие проявления распо-
ложены в сателлитных купольных структурах более мелкого порядка на продолжении меридиональ-
ных зон «скрытой» рудовмещающей трещиноватости в узлах пересечений широтных и северо-запад-
ных разломов.
2.4. Сыпучинский рудный узел
Рудный узел находится в Карпунгской поперечной зоне ТМА, одной из наиболее протяженных
(более 150 км) в Центральной Чукотке (см. рис. 5), которая трассируется цепочкой приразломных ИКС
(Гытойгинской, Карпунгской, Янро-Карпунгской, Сыпучинской, Касситеритовой, Корсунь-Тампинской),
пересекая на всю ширину Паляваамскую складчатую зону. Округлая форма интрузий обусловлена их
внедрением в ядра брахисинклиналей по зоне глубинного северо-восточного разлома (см. рис. 6). Боль-
шинство гранитоидных массивов зоны не выходят на поверхность, однако отчетливо фиксируются
геохимическими и аэромагнитными аномалиями, а также ореолами ороговикованных пород. К ИКС
приурочены многочисленные рудопроявления и месторождения золото-серебряной, золото-сульфидной
вкрапленной, золото-кварцевой, золото-редкометалльной и касситерит-сульфидной формаций. Каждой
ИКС соответствуют одноименные рудные поля. Выявлена отчетливая латеральная зональность в разви-
тии оруденения, которая, видимо, соответствует уровню эрозионного среза. По мере удаления от внеш-
ней границы ОЧВП золото-серебряное оруденение (Гытойгинская ИКС) сменяется золото-кварцевым и
золото-сульфидным вкрапленным (Сыпучинская ИКС). В замыкающих зону Касситеритовой и Корсунь-
Тампинской ИКС выявлены золото-кварцевые и касситерит-сульфидные проявления и месторождения.
2.5. Палянский рудный узел
Палянская интрузивно-купольная структура возникла на южном крыле Паляваамской зоны поло-
гих складчатых дислокаций на пересечении продольных соскладчатых и поперечных магмоподводя-
26
:м от
>вли,
IKTO-
пад-
мор-
вого
ясго-
1KOB,
зной
ста-
ром
146).
ит)с
упо-
оль-
14а).
узла
/ста-
ного
рап-
фид-
щих разломов (см. рис. 4, 5). Структура представляет собой несколько вытянутое в субмеридиональном
направлении куполовидное поднятие триасовых пород (рис. 16), прорванных раннемеловым гранито-
идным массивом в центральной части и перекрытых полями меловых эффузивов по периферии (попе-
речник 10-15 км). По обрамлению купола, особенно в покровах эффузивов, размещаются небольшие
некки, лакколиты андезитов и дайки андезибазальтов (см. рис. 16). Геологический разрез структуры
имеет трехъярусное строение (см. рис. 16). Нижний структурный ярус, выделенный по геофизическим
данным [Шило и др., 1978], сложен, по-видимому, палеозойскими породами, аналогичными породам
Куульского поднятия, средний ярус — песчано-сланцевыми отложениями карнийского и норийского
ярусов верхнего триаса общей мощностью около 5 км, верхний ярус - субгоризонтально залегающей
толщей (200-600 м) осадочно-вулканогенных образований раннемелового возраста, в разрезе которых
преобладают конгломераты, туфоконгломераты, андезибазальты, андезиты, риолиты, игнимбриты.
ий и
ное,
ото-
спо-
аль-
пад-
них
4КС
сой),
а их
оль-
□тся
4КС
(НОЙ
щой
зви-
геш-
лм и
унь-
1ИЯ.
Рис. 16. Схема геологического
строения Палянской купольной вул-
каноструктуры (по А. Л. Сыромят-
никову, дополненная): 1 - совре-
менные аллювиальные отложения;
2 - песчано-сланцевые отложе-
ния карнийского яруса поздне-
го триаса; 3 - преимуще-
ственно песчаники карний-
ского яруса; 4 - песча-
ники и сланцы норийс-
кого яруса позднего
триаса; 5 - алевроли-
ты и сланцы норийс-
кого яруса; 6 - конг-
ломераты нижнего
мела; 7 - нижнеме-
ловые эффузивы
среднего и основного
состава; 8- нижнеме-
ловые эффузивы кис-
лого состава; 9 -
субвулканические
тела андезитов (а -
установленные гео-
логически, б-по гео-
физическим дан-
ным); 10-Полянский
массив гранитоидов;
11 - «корни» массива
(по геофизическим
данным); 12 - палео-
зойское основание
мезозоид (на разре-
зах); 13 - геологичес-
кие границы; 14-ли-
нии разрезов; 15 -
разрывные наруше-
ния; 16 - рудопрояв-
ления ртути (а) и За-
падно-Палянское ме-
сторождение ртути
(6); 17 - золото-ред-
кометалльное место-
рождение Палянгай
эло-
одя-
^12
4
7
11
8 ^^>[9
&] 14
15
+ +|10
WI16
27
Палянский массив, по геофизическим данным, состоит из ряда слившихся друг с другом на поверх-
ности штокообразных тел, каждое из которых имеет изолированную «корневую» систему. Цепочка кор-
ней вытянута в меридиональном направлении и приурочена к крупному поперечному разлому. Запад-
ный контакт интрузива пологий, восточный - крутой. В южном направлении массив полого погружает-
ся и продолжается дальше под толщей осадочных пород. Интрузив сопровождается многочисленными
дайками гранит-порфиров, гранодиорит-порфиров, диорит-порфиритов и лампрофиров преимуществен-
но меридионального простирания. Вокруг него устанавливаются субвулканические тела андезитов изо-
метричной или вытянутой в субмеридиональном направлении формы, с которыми связаны самые мо-
лодые в районе дайки риолитов и трахириолитов (см. рис. 16). В ИКС вмещающие триасовые отложе-
ния собраны в мелкие поперечные и продольные складки с размахом крыльев до 3-5 км. Наблюдаются
изгибание складок в соответствии с общей ориентировкой структуры и их купольная природа разви-
тия. Вулканиты лежат горизонтально с небольшим (5-10°) наклоном от интрузива.
В истории формирования структуры и размещении эндогенного оруденения основная роль при-
надлежит разрывным нарушениям. Среди разломов выделяются в первую очередь продольные сосклад-
чатые и поперечные (зоны ТМА) к основной складчатости. Северо-западные продольные разломы на-
чали развиваться с момента складкообразования, меридиональные и субмеридиональные разломы воз-
никли позже и в основном связаны с развитием ОЧВП. С внедрением Палянского массива и куполооб-
разованием началось формирование мелких радиальных и концентрических (кольцевых) нарушений.
По геофизическим данным прослежены крупные «скрытые» разломы фундамента, проявляющиеся в
виде гравитационных ступеней и линейных магнитных аномалий. Эти разломы образуют ортогональ-
ную систему меридионального и широтного простирания и обусловливают глубинное блоковое строе-
ние ИКС (рис. 17).
Главная рудоконтролирующая структура -
Палянгайская зона меридиональных разломов,
проходящая от ОЧВП через центральную часть
Палянской ИКС и далее на запад, пересекая Па-
ляваамскую синклинальную складчатую зону.
К этой зоне приурочены Западно-Палянское
ртутное месторождение, золото-редкометалль-
ное месторождение Палянгай, ряд рудопрояв-
лений и ореолов рассеяния ртути, золота и оло-
ва (см. рис. 16). Ртутное оруденение связано со
своеобразными трубками взрыва, представлен-
ными эксплозивными брекчиями. Золото-ред-
кометалльное оруденение месторождения Па-
лянгай пространственно совмещено с дайками
гранит-порфиров, лампрофиров и диорит-пор-
фиритов, прорывающих терригенные толщи
восточного экзоконтакта Палянского массива
и непосредственно в гранодиориты массива.
Рис. 17. Блоковая тектоника Палянской
ИКС (по геофизическим данным [Шило и др.,
1978]): 1 - разломы основания мезозоид; 2 - про-
дольные и поперечные разломы мезозоид; 3 - интрузия гранитоидов; 4 - относительно приподнятые блоки фун-
дамента (густота штриховки пропорциональна величине воздымания); 5 - глубина залегания блоков от современ-
ной поверхности (глубина заштрихованных блоков 3,5-3,8 км)
2.6. Эльвенейский рудный узел
Рудный узел находится в одноименной продольной зоне ТМА (см. рис. 2), которая совмещена с
Эльвенейским глубинным разломом северо-западного простирания, разделяющим складчатые соору-
жения Анюйского террейна и Раучуанского рифтообразного прогиба (рис. 18).
28
Эльвенейский разлом отчетливо фиксируется гравитационным уступом в поле силы тяжести и
линейными магнитными аномалиями (рис. 19). В геохимическом поле разлом выражается значитель-
ным повышением содержаний золота и других рудообразующих элементов (см. рис. 18).
Рис. 18. Распределение в разрезе содержания зо-
лота относительно Эльвенейского глубинного разлома
(по геофизическим и геохимическим данным А. П. Кук-
лина)
Рис. 19. Магнитные аномалии вблизи
Эльвенейского глубинного разлома: 1 — магнит-
ные аномалии разной интенсивности; 2 - Эльве-
нейский глубинный разлом; 3 - рудопроявления
золото-кварцевой формации; 4 - Эльвенейское зо-
лото-сульфидное месторождение вкрапленных руд
Мелкие разрывные нарушения, трассирующие и
оперяющие глубинный разлом, часто представлены ми-
нерализованными зонами смятия и брекчирования.
Приуроченность к нему месторождений и рудопроявлений различных генетических типов золота, оло-
ва, молибдена, ртути, сурьмы, вольфрама указывает на длительность гидротермальных процессов, со-
провождавших развитие разломной системы.
Отличительной чертой Эльвенейской зоны ТМА от других зон продольного типа является при-
сутствие сателлитной интрузивно-купольной структуры в узле пересечения продольной зоны ТМА с
поперечным глубинным разломом. В центре структуры несколько обнажен Эльвенейский гранитоид-
ный массив площадью около 60 км2 (100-90 млн лет, по И. А. Загрузиной [1977]), окруженный несколь-
кими сателлитными штоками среднего состава, сопровождающимися полями пестрых даек. Один из
таких штоков локализован в купольной структуре непосредственно в Эльвенейской зоне продольных
разломов, и именно к нему приурочено Эльвенейское рудное поле с золото-вольфрам-висмут-сурьмя-
ным оруденением. Кроме него в рудном узле известны несколько проявлений золото-кварцевой и золо-
то-редкометалльной формации, с которыми связаны аллювиальные россыпи золота и вольфрама.
2.7. Кэпэрвеемский рудный узел
Рудный узел находится в Анюйской зоне ТМА, которая простирается вдоль осевой, наиболее ак-
тивно вздымавшейся части Анюйского мегасвода (рис. 20).
В соответствии с общими очертаниями свода Анюйская зона состоит из трех ветвей: Погынден-
ской, Паукгываамской и Номнункувеемской, которые выделяются положением горст-антиклиналей,
крупных систем разрывных нарушений, локализованными в них магматическими породами и особен-
но системами даек. Кроме того, Пауктуваамская и Номнункувеемская ветви включают блоки наиболее
древних отложений, насыщенных дайкообразными телами раннетриасовых габбро-диабазов. Благода-
ря этому обе зоны хорошо прослеживаются по данным аэромагнитных съемок.
Все три ветви Мало-Анюйской зоны сходятся в бас. р. Кэпэрвеем, образуя в месте встречи наибо-
лее крупный сложно устроенный узел (см. рис. 20). В нем выделяется обширное Кэпэрвеемское горст-
антиклинальное поднятие (45x10-15 км) и ряд более мелких. Кэпэрвеемское поднятие в целом прости-
рается в широтном направлении вдоль Номнункувеемской складчато-разрывной зоны, а в западной
части, при встрече с Пауктуваамской и Погынденской зонами, претерпевает характерный северо-за-
падный коленообразный заворот. Ограничения поднятия на большом протяжении тектонические.
29
Рис. 20. Схематическая геологическая карта Мало-Анюйского золотоносного района и смежных
территорий (составлена по материалам С. М. Тильмана, М. Е. Городинского, И. П. Васецкого, Н. М. Дави-
денко): 1 - современные аллювиальные отложения; 2 - позднеплейстоценовые ледниковые отложения; 3 — по-
зднеплейстоценовые озерно-аллювиальные отложения; 4 - палеогеновая система, базальты; 5 - преимуществен-
но кислые эффузивы и их туфы, верхнемеловой отдел; 6 - преимущественно эффузивы среднего состава и их
туфы, нижнемеловой отдел; 7 - конгломераты, песчаники, алевролиты, туфы, валанжинский ярус; 8 - вулканоген-
но-осадочные морские образования, верхнеюрский отдел; 9- сланцы, алевролиты, песчаники и туфы, верхнетри-
асовый отдел, норийский ярус; 10 - песчаники, алевролиты, сланцы, карнийский ярус; 11 - филлиты, песчаники
и туфы, нижне-среднетриасовый отдел; 12 - сланцы, известняки, песчаники, верхний девон - нижний карбон; 13 -
позднемеловые габбро и перидотиты; 14 - раннемеловые гранитоиды; 15 — раннемеловые габбро; 16 - триасовые
габбро-диабазы; 17 - разломы (а - установленные, б - предполагаемые); 18 — известные поля распространения
кварцевых жил различного генезиса: пневматолитово-гидротермальных (я), гидротермальных высокотемпера-
турных (6), гидротермальных низкотемпературных (в)
Ядро Кэпэрвеемского горст-антиклинального поднятия сложено песчаниками и сланцами ранне-
го триаса, а фланги - породами среднего триаса и частично карнийского яруса. Последние в виде узких
полос вдаются также в пределы северо-западного окончания поднятия, расчлененного крупными раз-
ломами. Этими разломами поднятие разбито на систему мелких блоков с амплитудами относительного
смещения 100-200 м, ступенчато причленяющимися друг к другу.
Другие горст-антиклинальные поднятия в складчато-разрывных зонах имеют сходную характери-
стику.
В Кэпэрвеемском поднятии различаются два структурных этажа. Нижний представлен предполо-
жительно позднепермскими-триасовыми отложениями. На нем с угловым несогласием залегает верх-
ний структурный этаж, включающий известные по периферии Мало-Анюйского золотоносного райо-
на позднеюрские и раннемеловые осадочные и осадочно-вулканогенные образования морского и кон-
тинентального происхождения.
В Кэпэрвеемском рудном узле проявлены разновременные магматические образования. Наиболее
древними (табл. 4) являются дайки и пластовые интрузивы триасовых габбро-диабазов. Последние
вместе с вмещающими их осадочными породами триасового возраста смяты в складки и часто пережа-
ты (будинированы) с образованием линз. Габброиды контролируются протяженными зонами досклад-
чатых разломов северо-западного простирания.
30
Осадочная толща поднятия прорвана
крупными многофазовыми кислыми интру-
зивами мелового возраста (Раздельная,
Пырканайская, Облачная, Кызыркайская),
краевые части которых обычно представле-
ны диоритами, габбро-диоритами и грано-
диоритами, а центральные - более кислыми
разностями пород (до гранитов). С меловой
фазой магматической деятельности связы-
вается образование даек аплитов, альбито-
фиров, гранодиорит-порфиров, гранодиори-
тов, кварцевых диоритов, лампрофиров.
Габбро-диабазы района морфологи-
чески представлены пластовыми телами с
интрузивными контактами. Мощность их
колеблется от нескольких метров до пер-
вых сотен метров. Протяженность выходов
на дневную поверхность достигает 15 км.
Таблица 4
Абсолютный возраст пород Кэпэрвеемского рудного узла
Проба | К4и 10’6 | Ar40 - 10’8 | Аг4и/К4и | Возраст, млн лет
4258 5,310 1,860 0,00350 60
4259 4,250 2,510 0,00592 98
4260 6,750 3,270 0,00485 81
4252 1,750 1,080 0,00618 103
4253 1,830 0,560 0,00306 52
4031 3,990 2,620 0,00657 НО
4035 2,210 1,250 0,00566 94
4033 1,240 0,290 0,00234 39
4036 0,830 0,015 0,00018 94
4034 2,540 1,180 0,00465 78
3520 0,243 0,350 0,01440 231
Примечание. Пробы 4258-4260 - гранитоиды Пырканайского
массива; 4252, 4253 - хлоритизированные порфириты; 4031, 4035 -
гранодиорит-порфиры; 4033,4036 - лампрофиры; 4034 -трондьемит-
порфир, коллекция А. С. Скалацкого, 1967 г.; 3520 - габбро-диабаз,
коллекция Н. М. Давиденко, 1965 г.
В габбро-диабазах встречены крупные линзовидные ксенолиты осадочных пород, испытавшие замет-
ные контактово-метаморфические изменения. Габбро-диабазы в рельефе выражены рядом возвышен-
ностей. Наиболее широко габбро-диабазы распространены в бассейне среднего течения р. Каральвеем
(см. рис. 20). Протяженность полосы, насыщенной телами габбро-диабазов, здесь достигает почти
20 км, а ширина - 4 км.
На других участках района габбро-диабазы образуют ряд мелких выходов, занимающих не более
20% современной дневной поверхности. Почти все они длинной осью ориентированы в северо-запад-
ном направлении согласно с простиранием основных тектонических структур и не обнаруживают свя-
зи с какими-либо крупными интрузивами или полями эффузивов. Развитие габбро-диабазов в этом
регионе принято связывать с доаккреционным (позднепермским - ранне-среднетриасовым) вулканиз-
мом. Абсолютный возраст интрузивных образований района приведен в табл. 4 (анализы выполнены в
лаборатории СВКНИИ под руководством И. А. Загрузиной), из которой видно, что наиболее древний
возраст (231 млн лет) имеют габбро-диабазы. Для гранитоидов Пырканайского массива получены зна-
чения 60-98 млн лет [Давиденко, 1975].
В Кэпэрвеемском руд-
ном узле выявлено несколь-
ко месторождений (Караль-
веемское, Озерненское, Свет-
линское) малосульфидной
золото-кварцевой формации
(рис. 21).
Р и с. 21. Схема распространения про-
явлений сурьмы в бас. Мачваваам - Бол. Кэ-
пэрвеем (по Скалацкому [1976 г.), дополненная):
1 - антиклинальные структуры (нижний и средний три-
ас); 2 - синклинальные структуры (верхний триас); 3 -
Мырговаамская впадина (верхняя юра); 4 - раннемеловые суб-
вулканические андезидациты; 5 - раннемеловые диориты, диорит-
порфириты; 6 - раннемеловые граниты, гранодиориты; 7 - поздне-
меловые граниты, гранит-порфиры; 8 — позднемеловые риолиты;
9 - палеогеновые базальты; 10 - разломы; 11 - золото-кварцевые место-
рождения: 1 - Озернинское, 2 - Каральвеемское, 3 - Светлинское; 12 - золото-кварце-
вые рудо проявления; 13 - сурьмяные рудопроявления; 14 - золото-сурьмяные проявле-
ния; 1 - Пограничное, 2 — Прозрачное, 3 - Бурное, 4 - Пологое, 5 — Случайное
31
В непосредственной близости с ними (см. рис. 21) расположены многочисленные золото-сурьмя-
ные и сурьмяные проявления (Пограничное, Прозрачное, Пологое, Случайное и др.), которые имеют
важное значение как прямой поисковый признак, указывающий на развитие золото-сульфидных вкрап-
ленных руд.
Глава 3
МЕТАЛЛОГЕНИЯ ЗОЛОТА И СЕРЕБРА
И ОСНОВНЫЕ БЛАГОРОДНОМЕТАЛЛЬНЫЕ ФОРМАЦИИ ЧУКОТКИ
3.1. Металлогения золота и серебра Чукотки
На Северо-Востоке Азии, и в том числе на Чукотке, известна группа месторождений золота и
серебра, образующих широкий спектр рудных формаций золотых, золото-серебряных и золото-сереб-
росодержащих, в том числе порфировых, рядов. Формирование месторождений в этом регионе проис-
ходило в различные металлогенические эпохи и в разных геодинамических обстановках. Они отлича-
ются особенностями размещения в региональных и локальных структурах, формами проявления, ха-
рактером изменения вмещающих пород, составом руд и физико-химическими условиями формирова-
ния [Шило и др., 1988].
Большинство известных обобщений по геологии и металлогении Северо-Востока России тради-
ционно исходят из представлений о металлогенической периодизации, согласующейся с принципами
стадийного развития геосинклиналей. В последние годы предпринимаются попытки оценить металло-
генические особенности региона и с позиций аккреционной тектоники.
Близкие к современным взгляды на геологическое строение, численность и характер металлоге-
нических эпох, а также на особенности размещения и типы металлогенических поясов Северо-Восто-
ка России в общих чертах оформились в период с 30-х до 50-х гг., когда были выделены главные геотек-
тонические элементы региона - Яно-Колымская и Чукотская области мезозойской складчатости с за-
ключенными в них срединными массивами, Корякско-Камчатская область кайнозойской складчатости и
пограничный между мезозоидами и кайнозоидами ОЧВП и появились первые схемы металлогеничес-
кого районирования Северо-Востока. В середине 40-х гг. С. С. Смирнов выполнил крупнейшее металло-
геническое обобщение, выделив Тихоокеанский рудный пояс и обосновав его зональное строение. Это
послужило основанием для дальнейшего совершенствования представлений о геодинамике террито-
рии как о процессах, протекающих в земной коре и подстилающей мантии и энергетических полях,
проявляющихся в этих процессах, о ее геологическом строении и металлогенических особенностях.
Новым металлогеническим элементом Северо-Востока стала Охотско-Чаунская тектоно-магматическая
область [Умитбаев, 1986], главным элементом которой является ОЧВП и его перивулканическая зона
(площадь тектоно-магматического влияния), прослеживаемая с его внешней по отношению к Тихому
океану стороны.
В известной работе [Геология..., 1983] в истории рудообразования на Северо-Востоке Азии было
выделено пять металлогенических эпох, ограниченных рамками геологического времени: допоздне-
протерозойская, позднепротерозойская, ранне-среднепалеозойская, позднепалеозойско-мезозойская и
мезо-кайнозойская. Они соответствуют становлению важнейших геологических комплексов, с которы-
ми связаны генетически различные типы полезных ископаемых.
Металлогеническая история региона с позиций аккреционной тектоники, но в обобщенном виде
рассмотрена А. А. Сидоровым, В. И. Гончаровым, Н. А. Горячевым, А. В. Волковым [Сидоров и др., 19946;
Шпикерман, Горячев, 1997; Сидоров, 1998; Волков, Сидоров, 2001]. Этими исследователями выделены
три этапа развития территории — до-, син- и постаккреционный.
32
Роль доаккреционной металлогении в регионе (проявления железистых кварцитов, золотонос-
ные зоны сульфидизации, стратиформное полиметаллическое оруденение с серебром) представляется
определяющей в связи с унаследованным развитием оруденения в будущие тектоно-магматические
этапы. Значение синаккреционных золото-кварцевых и олово-вольфрамовых месторождений также
достаточно велико. Тем более, что именно эти месторождения послужили основными источниками
богатейших, но практически уже отработанных аллювиальных россыпей золота, касситерита и воль-
фрамита. Постаккреционные металлогенические пояса и зоны отчетливо контролируют размещение
большей части разнообразных месторождений, крупнейшие из которых формировались на протяже-
нии всей обозримой геологической истории региона. Наиболее выразительными постаккреционными
структурами являются ОЧВП и ряд его оперяющих континентальных рифтогенных структур, металло-
гения которых в основном определяется золото-серебряными, серебро-полиметаллическими, золото-
редкометалльными, олово-серебряными и медно-(молибден)-порфировыми золото-серебросодержащи-
ми месторождениями.
В конце 90-х гг. и в начале первого десятилетия нового века рядом исследователей [Шпикерман,
Горячев, 1997; Шило и др., 2003] была рассмотрена металлогеническая история Северо-Востока Азии
с позиций аккреционной тектоники, представленная как геодинамическая модель. Основным критери-
ем выделения металлогенических эпох в этой модели было принято начало процессов крупной текто-
нической перестройки территории, сопровождающейся сменой геодинамических обстановок. Таких
масштабных перестроек и, следовательно, металлогенических эпох выделено семь: доаккреционные -
рифейская, вендско-силурийская, ранне-среднедевонская, среднедевонская-раннекаменноугольная,
среднекаменно-угольная-среднеюрская; синаккреционная - среднеюрская-раннемеловая и постаккре-
ционная раннемеловая-палеогеновая (табл. 5). На территории Чукотки проявлены все перечисленные
металлогенические эпохи, но наиболее полно выражены начиная со среднедевонской-раннекаменно-
угольной и более молодые.
Таблица 5
Металлогеническая история и палеогеодинамические обстановки рудогенеза на Северо-Востоке Азии
(составлена по материалам А. А. Сидорова и др. [1994а,б]; В. И. Шпикермана, Н. А. Горячева [1997])
Геодинамиче- ский период Металло- геническая эпоха Палеогеодинами- ческая обстановка Характер магматизма Г енетический тип рудных формаций Основные рудные формации Примеры рудных площадей и место- рождений (тип минерализации)
1 2 3 4 5 6 7
Доаккреци- онный Раннедокем- брийская Континенталь- ного шельфа Осадочный Железорудная ме- тасоматическая Верхне-Омолон- ское (Fe)
Рифейская Континенталь- ного шельфа Осадочный Полиметалличе- ская, железоруд- ная осадочная Кыллахское под- нятие (Pb Zn), Победное(Fe)
Окраинно-кон- тинентального рифтогенеза Базальто- вый и ба- зальт-рио- литовый Осадочный, оса- дочно-гидротер- мальный, мета- морфогенно- гидротермаль- ный, магмати- ческий (вулка- нический) Медистых пес- чаников и слан- цев, медистых базальтов, золо- то-кварцевая Билякчанская зона (Си), Приколым- ская площадь ме- таморфитов (Au)
Вендско- силурий- ская Континенталь- ного шельфа (карбонатно- го) Осадочный, осадочно-гидро- термальный Железистых пес- чаников и алев- ролитов, лити- фицированных циркон-титано- вых россыпей, полиметалличе- ская
Окраинных морей и ост- ровных дуг Ультра- мафито- вый (шо- шонито- вый) Осадочно-мета- морфогенный, осадочно-гидро- термальный Медная и колче- данно-полиме- таллическая Рассошинская площадь (Си, РЬ, Zn)
33
Продолжение табл. 5
1 2 3 4 5 6 7
Ранне-средне- девонская Континенталь- ного шельфа (карбонатно- го) Осадочно-гидро- термальный, стратиформный Полиметалличе- ская, в том чис- ле флюорит- свинцово-цин- ковая
Среднеде- вонская - раннекамен- но-уголь- ная Окраинно-кон- тинентального рифтогенеза Базальто- вый Осадочный, оса- дочно-гидротер- мальный Медистых пес- чаников, меди- стых базальтов Омулевское под- нятие (Тасканская площадь, Си)
Континенталь- ного шельфа Осадочно-гидро- термальный, гидрогенный Полиметалличе- ская Омулевское и При- колымское подня- тия (Pb, Zn)
Энсиалических островных дуг Вулкано- плутони- ческий контраст- ный Вулканогенно- плутоногенный гидротермаль- ный, гидротер- мально-метасо- матический Золото-серебря- ная, колчедан- ная барит-попи- металлическая Кедонская площадь, Кубакинское(Аи- Ag), Березовская площадь (Си, РЬ, Zn,)
Океанического бассейна Ультра- мафито- вый, габ- броидный Магматический Хромитовая Таловско-Пекуль- нейская площадь (Cr, EPG)
Среднека- менноуголь- ная — средне- юрская Рифтогенеза, рассеянного спрединга днищ проги- бов ? Стратиформный гидрогенный, осадочно-гидро- термальный, метаморфо ген- ный гидротер- мальный Золото-кварце- вая, золото-суль- фидная вкрап- ленная, полиме- таллическая, ртутная Совиное (Au), Сетте-Дабан, Омулевское и Приколымское поднятия (Pb, Zn, Hg)
Внутриконти- нентальных «горячих» точек Щелочной (сиенито- вый) Плутоногенный гидротермаль- ный Редкометалльная (Та, Nb), редко- земельная Томмотский мас- сив
Океанического бассейна и островных дуг Основной (габбро, диориты, диабазы, перидо- титы) Магматический Хромитовая, медно-никеле- вая Алучинская пло- щадь (Cr, Си, Ni)
Контраст- ный (ба- зальты, риолиты) Г идротермально- метасоматиче- ский Медно-колчедан- ная Алазейская пло- щадь (Си, Fe, Pb, Zn)
Синаккреци- онный Среднеюр- ская - ранне- меловая Субдукционная островных вул- канических Дуг Эффузив- ный и ин- трузив- ный кон- трастный Метаморфоген- но-магматоген- ный гидротер- мальный, гидро- термально-мета- соматический Золото-(сульфид- но)-кварцевая, колчеданная, ба- рит-полиметал- лическая, золо- то-серебряная, медно-(молиб- ден)-порфировая Олойская и Уянди- но-Ясачненская дуги (Си, Pb, Zn, Au-Ag)
Коллизионная Гранито- идный среднего и кислого состава Метаморфоген- ный гидротер- мальный, плу- тоногенный гидротермаль- ный 3 олото- кварцев ая малосульфид- ная, золото-ред- кометалльная, олово-вольфра- мовая Совиное (Au), Дор (Au), Майское (Au), Палянгайское (Au-R), Наталкин- ское (Au), Нежда- нинское (Au), Дег- деканское (Au)
Раннемело- вая - ранне- палеогено- вая Субдукционная окраинно-кон- тинентальных вулканических дуг Эффузив- ный и ин- трузив- ный кон- трастный Вулканогенно- плутоногенный гидротермаль- ный Золото-серебря- ная, сурьмяно- серебряная, ртут- ная, олово-сере- бряная, золото- ре дкометалльная Карамкенское (Au- Ag, Se), Невское (Sn, Ag, Se), Под- горное (Au-R)
34
Окончание табл. 5
1 2 3 4 5 6 7
Постаккреци- онный Раннемело- вая -ранне- палеогено- вая Задугового рифто генеза Эффузивы, субвулка- нические интрузивы и дайки среднего и основ- ного состава Вулканогенный гидротермаль- ный, вулканоген- но-плутоноген- ный гидротер- мальный Сурьмяно-ртут- ная, золото-сере- бряная, серебро- полиметалличе- ская, золото- сурьмяно-ртут- ная, серебро- ртутная, золото- сульфидная Пламенное (Hg), Западно-Палян- ское (Hg), Дукат- ское (Ag, Pb, Zn, Au, Be), Кючус (Au, Sb, Hg), Ноч- ка (Ag, Hg), Май- ское (Au-Ag), Ha- талкинское(Au- Ag), Нежданин- ское (Au-Ag)
В последние годы в связи с резко обострившимся интересом к металлогении докембрия и в част-
ности к золотоносности Омолонского срединного массива был выполнен анализ металлогенической
истории развития этой структуры [Шевченко, Аксенова, 2000]. Исследователи пришли к выводу о по-
лихронности золотого оруденения на Смоленском массиве и о необходимости выделения в связи с
этим нескольких этапов рудообразования: докембрийского с возрастом золотой минерализации по га-
лениту из золотоносной кварцевой жилы 1,55 млрд лет; каледонского с возрастом, сопровождающимся
золото-кварцевым оруденением сиенитов анмандыканского комплекса 537±27 млн лет, и гранитоидов
абкитского комплекса 420 млн лет; герцинского с девонским-раннекарбоновым временем проявления
золотой минерализации и мелового, золото-серебряная минерализация которого находится в ассоциа-
ции с позднемеловыми гранитоидами викторинского комплекса. Оценивая продуктивность различных
этапов формирования золотого оруденения на Омолонском массиве, эти исследователи также полага-
ют, что герцинский этап золотого и серебряного рудообразования был наиболее интенсивным, однако
в общей рудоносности территории существен вклад позднемезозойского оруденения и в частности по-
зднемеловых рудогенных гидротерм. Вместе с тем первоисточником золотого оруденения массива
В. М. Шевченко и В. Д. Аксенова считают докембрийские метаморфиты, ссылаясь на данные [Горячев и
др., 2000] о низкорадиогенном свинце Кубакинского золото-серебряного месторождения.
3.2. Основные благороднометалльные формации Чукотки
Известные на Чукотке рудные месторождения золота и серебра по геологическим и минералого-
геохимическим признакам можно объединить в несколько комплексных рядов рудных формаций, со-
стоящих из рядовых формаций золотого, золото-серебряного и золото-серебросодержащего (порфиро-
вого) минералого-геохимического профиля. Эти ряды рудных формаций и свойственные им месторож-
дения характеризуют различные металлогенические эпохи, геодинамические обстановки формирова-
ния и региональные структуры локализации. Каждый ряд возглавляется базовой (комплексной) форма-
цией, ведущие месторождения которой отличаются многоэтапной историей развития. Границами эта-
пов являются периоды тектоно-магматической активизации площадей рудообразования. Главными ба-
зовыми (комплексными) золото- и сереброрудными формациями Чукотки являются медно-порфиро-
вая, олово-порфировая, колчеданная, сульфидная и кварц-сульфидная [Сидоров, 1987]. Каждая из базо-
вых формаций представляет собой пространственно совмещенный ряд минеральных сообществ, ха-
рактеризующих типоморфные месторождения рядовых формаций базового комплекса, различающиеся,
как уже указывалось, по минералого-геохимическим признакам на золотые, золото-серебряные и золо-
то-серебросодержащие.
Рудные формации золотого минералого-геохимического профиля. Основные рудные форма-
ции этого ряда - золото-сульфидная (золото-мышьяк-сурьмяная), золото-кварцевая малосульфидная и
золото-редкометалльная. Они были сформированы в основном в геодинамических обстановках рифто-
генеза в условиях пассивной континентальной окраины и расширения тыловой зоны ОЧВП и в колли-
зионных обстановках (Майское, Совиное, Дор, Палянгай и др.). На ряде месторождений (Майское)
рудоотложение продолжилось в субдукционной обстановке под влиянием процессов развития окраин-
но-континентальных вулканических дуг (ОЧВП). Возрастной диапазон их образования охватывает пе-
35
риоды от осадочного и осадочно-гидротермального первичного вкрапленно-рассеянного стратиформ-
ного рудоотложения в морских бассейнах (доаккреционный этап) до метаморфогенно-гидротермаль-
ного и плутоногенно-гидротермального в гипабиссальных условиях (синаккреционный этап) и вулка-
ногенно-плутоногенного гидротермального в обстановке малых глубин (постаккреционный этап).
Отличительной чертой месторождений этого профиля являются повышенные содержания орга-
нического углерода во вмещающих породах и в рудах, а также структурная и сорбционная связь золота
с сульфидами мышьяка и железа.
Золото-сульфидная (золото-мышьяк-сурьмяная) формация на Чукотке объединяет месторож-
дения, отличающиеся сложной, многоэтапной историей формирования. На примере месторождения
Майское можно видеть, что первичная рассеянная сульфидно-вкрапленная (пирит, арсенопирит) мине-
рализация связана со среднекаменноугольной-среднеюрской металлогенической эпохой осадко- и ру-
донакопления. Формирование исходных рудоносных толщ происходило в палеогеодинамических об-
становках рассеянного спрединга днищ прогибов и рифтогенеза. Характер магматизма этого этапа не
установлен, а следы его проявления во вмещающей среде затушеваны продуктами регионального ме-
таморфизма и последующих тектоно-магматических событий. Начальное концентрирование золота про-
исходило в ранних сульфидах железа гидрогенного осадочного, осадочно-гидротермального и мета-
морфогенно-гидротермального происхождения. В синаккреционный этап развития территории в сред-
неюрскую-раннемеловую металлогеническую эпоху в коллизионной геодинамической обстановке в
рудном узле происходило развитие гранитоидного магматизма, с которым связано становление Куке-
нейского интрузивного массива, над невскрытым сателлитом которого расположено рудное поле место-
рождения Майское. Развитие гранитоидного очага, интенсивное проявление дайкового магматизма
привело к контактовому и региональному метаморфизму вмещающих пород, регенерации и реювена-
ции ранней рассеянно-вкрапленной золотой минерализации и формированию надынтрузивных золо-
тоносных прожилково-штокверковых зон плутоногенного типа. В раннемеловую-раннепалеогеновую
металлогеническую эпоху постаккреционного этапа развития Чукотских мезозоид в геодинамической
обстановке задугового рифтогенеза в связи с эффузивным, субвулканическим и дайковым магматиз-
мом среднего и основного состава, синхронным формированию ОЧВП, происходило завершение фор-
мирования золото-сульфидного оруденения, наложение на него золото-серебряного и сурьмяного, а в
некоторых рудных узлах - золотоносного сурьмяно-ртутного.
Золото-кварцевая малосульфидная формация Чукотки включает золоторудные месторожде-
ния нескольких эпох (см. табл. 5). Их формирование, как и золото-сульфидных месторождений, проис-
ходило главным образом в коллизионной и субдукционной геодинамических обстановках. Магматизм
ранних этапов развития рудоносных структур не проявлен. Рудонакопление этого периода носило в
основном гидрогенный осадочный, осадочно-гидротермальный и метаморфогенно-гидротермальный
характер. С последующей тектоно-магматической активизацией региона связана частичная регенера-
ция и реювенация золотого оруденения в условиях активного проявления гранитоидного магматизма
кислого и среднего состава. Рудонакопление этого завершающего этапа носило метаморфогенно-гид-
ротермальный и плутоногенно-гидротермальный характер.
Особого внимания среди месторождений золотого минералого-геохимического профиля заслу-
живают месторождения золото-редкометалльной формации среднеюрской-раннемеловой и ранне-
меловой-палеогеновой металлогенических эпох, сформировавшиеся в коллизионной и субдукционной,
свойственной окраинно-континентальным вулканическим дугам палеогеодинамических обстановках
и к настоящему времени все еще слабо изученные (особенно на Чукотке). Для рудных узлов этого
класса месторождений характерен контрастный магматизм, генерирующий вулканогенно-плутоноген-
ное золото-редкометалльное с серебром, оловом, висмутом, кобальтом гидротермальное жильно-про-
жилковое и метасоматическое оруденение. Многочисленные данные по такого рода объектам в Верхне-
Колымском регионе свидетельствуют о том, что магматические очаги, возникшие в разнообразных
геодинамических обстановках и сформировавшие гранитоиды различных типов, являются не только
принципиально золотоносными, но и ответственными за образование и локализацию промышленного
оруденения как в самих интрузивах, так и в над- и околоинтрузивных зонах [Алексеенко и др., 2003].
Рудные формации золото-серебряного минералого-геохимического профиля. Месторожде-
ния этого профиля входят в состав комплексных медно-порфировых, олово-порфировых, колчеданных
36
и сульфидных с рудами вкрапленного типа рядов формаций. Эти рудные формации с той или иной
интенсивностью проявления зафиксированы начиная со среднедевонской-раннекаменноугольной вплоть
до раннемеловой-раннепалеогеновой металлогенической эпохи. В пределах Чукотки максимально про-
явленной минерализацией золото-серебряного типа характеризуются ОЧВП (постаккреционный этап,
раннемеловая-раннепалеогеновая эпоха, окраинно-континентальная субдукционная обстановка, вул-
каногенное и вулканогенно-плутоногенное гидротермальное оруденение).
Рудные формации золото-серебросодержащего (порфирового) минералого-геохимического
профиля. Ведущими рудными формациями здесь являются медно-(молибден)-порфировая и полиме-
таллическая. Месторождения этого типа в той или иной степени характерны для всех этапов развития
территории Северо-Востока Азии и ее металлогенических эпох. Золото и серебро являются типичны-
ми, в большинстве случаев примесными, но иногда и с высокими содержаниями, элементами рифейс-
ких и вендско-силурийских первично осадочных железорудных и полиметаллических месторожде-
ний, медистых песчаников, сланцев и базальтов морского первичного осадочного, осадочно-гидротер-
мального и вулканического происхождения, медных и колчеданно-полиметаллических руд, связан-
ных с ультрамафитовым магматизмом окраинных морей и островных дуг (Приколымское поднятие,
Омолонский массив, Омулевский террейн).
На аккреционном этапе развития региона (среднеюрская-раннемеловая металлогеническая эпо-
ха) формирование месторождений золото-серебросодержащих порфировых рядов также имело место.
В палеогеодинамическом отношении они были связаны с субдукционными процессами становления
островных и вулканических дуг, сопровождали контрастный эффузивный и интрузивный магматизм, а
свойственное им рудообразование носило преимущественно гидротермально-метасоматический харак-
тер. Особого внимания в связи с этим заслуживает золото-серебросодержащая медно-(молибден)-пор-
фировая рудная формация во внутренней зоне ОЧВП.
На постаккреционном этапе, отвечающем раннемеловой-раннепалеогеновой металлогенической
эпохе, золото-серебросодержащий порфировый ряд рудных формаций имел отчетливо олово-серебря-
ный профиль. В числе примесных элементов содержания золота на порядок и более уступают серебру в
таких молодых рудных формациях, как серебро-полиметаллическая, серебро-ртутная и олово-серебряная.
На основании приведенных сведений по металлогенической истории и палеогеодинамическим
обстановкам рудогенеза на Северо-Востоке Азии и прежде всего на Чукотке, данных об особенностях
тектоно-магматической активизации разнородных структур (пассивных и активных континентальных
окраин, их шельфа, кратонных террейнов, ложа окраинно-континентальных морей, прогибов, рифтов,
островных дуг), генетических типах месторождений и прежде всего золото- и сереброрудных, про-
странственно и во времени связанных с этими структурами можно сделать ряд важных металлогени-
ческих выводов (см. табл. 5).
Во-первых, каждой геодинамической обстановке соответствует только ей присущие характер маг-
матизма и металлогеническая нагрузка.
Во-вторых, по направлению от древних к молодым эпохам наблюдается тенденция смены преоб-
ладающих генетических типов рудных формаций от осадочных и осадочно-метаморфогенных (рифей-
ская, вендско-силурийская) к гидротермально-осадочным и стратиформным метаморфогенно-гидро-
термальным (ранне-среднедевонская, среднедевонская-раннекаменноугольная), далее к метаморфоген-
но-магматогенным гидротермальным и магматогенным (плутоногенным) гидротермальным (средне-
каменноугольная-среднеюрская, среднеюрская-раннемеловая) и, наконец, к магматогенным (вулкано-
генно-плутоногенным) гидротермальным (раннемеловая-раннепалеогеновая).
В-третьих, в этом же направлении, от древних эпох к молодым происходит смена магматизма (и
магматогенной минерализации) от фемического к фемически-сиалическому и далее к сиалическому
типам.
В-четвертых, благороднометалльная минерализация в ранние металлогенические эпохи носила
преимущественно примесный характер, сопровождая рудные скопления элементов группы железа, меди,
свинца и цинка, своеобразные зоны сульфидизации, и лишь со среднего девона она встречается в виде
обособленных проявлений и месторождений в ассоциации с оловом, сурьмой, медью, молибденом и
ртутью. Полиметаллы и медь являются сквозными элементами, но их роль на интервале молодых ме-
таллогенических эпох менее выразительна.
В-пятых, формирование благороднометалльных месторождений на поздних этапах развития ре-
гиона явилось следствием регенерации древних золото- и серебросодержащих зон сульфидизации и
37
рудных скоплений в результате многократной тектоно-магматической активизации первичных рудо-
носных структур, явившихся, таким образом, основными или дополнительными источниками рудного
вещества для более молодых месторождений унаследованного типа.
И, наконец, в-шестых, крупнообъемные месторождения золотого, золото-серебряного, а также
золото-серебросодержащего рядов рудных формаций имеют длительную историю развития, охватыва-
ющую несколько металлогенических эпох; характеризуются этапностью формирования, обусловлен-
ной процессами тектоно-магматической активизации структур локализации, жильно-прожилково-вкрап-
ленным типом оруденения и полиметалльным характером руд.
Глава 4
МЕТАЛЛОГЕНИЧЕСКИЕ ЗОНЫ И ОСНОВНЫЕ ТИПЫ
ЗОЛОТЫХ И ЗОЛОТО-СЕРЕБРЯНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ЧУКОТКИ
4.1. Металлогенические зоны
На территории Чукотки в пределах единого постаккреционного металлогенического пояса в соот-
ветствии с геологическим строением выделяются четыре металлогенические зоны, характеризующие-
ся своей историей развития и видами полезных ископаемых: Чукотская, Охотско-Чукотская, Олойская
и Корякско-Камчатская (см. рис. 4). Наиболее изучены в геологическом и поисковом плане три первых
зоны.
Чукотская металлогеническая зона пространственно совпадает с мезозойскими коллизионны-
ми и орогенными структурами (см. рис. 2) одноименного террейна пассивной континентальной окраи-
ны и включает ряд золоторудных районов, в которых размещены рудные поля, месторождения и рудо-
проявления золота, олова, серебра, вольфрама, сурьмы, ртути, свинца и цинка, относящиеся к различ-
ным минеральным типам. Кроме того, в этих районах выявлены месторождения с комплексной золото-
олово-серебряной, олово-серебро-полиметаллической, золото-сурьмяной и золото-вольфрам-сурьмя-
ной минерализацией, принадлежащие к жильному, вкрапленному и штокверковому морфологическим
типам оруденения.
Охотско-Чукотская металлогеническая зона пространственно совмещена с Чукотским сегмен-
том одноименного вулканогенного пояса и восточным флангом Удско-Мургальской островодужной
системы (см. рис. 2). В ее пределах выявлен ряд рудных районов (Канчаланский, Мечкеренский, Илир-
нейский и др.), в которых развиты золото-серебряные эпитермальные и медно-молибден-порфировые
с золотом и серебром месторождения и рудопроявления. Последние практически не изучались. Место-
рождения локализованы в вулкано-тектонических стуктурах со сложным многоэтапным эффузивно-
интрузивным режимом развития непосредственно на площади ОЧВП или в примыкающих к нему бло-
ках мезозоид. Основными структурами, контролирующими размещение золоторудных районов в по-
ясе, служат зоны региональных разломов глубокого заложения, определившие размещение магмати-
ческих очагов и тел в золотоносных осадочных комплексах основания пояса и очертания вулкано-тек-
тонических структур. При этом отмечаете приуроченность месторождений и рудопроявлений золото-
серебряной формации к краевым частям отдельных вулкано-тектонических прогибов и к периферии
жестких структур в основании пояса. Вулкано-тектонические депрессии и древние кальдеры являются
важнейшими структурами, контролирующими размещение эпитермальных золото-серебряных место-
рождений, в областях контрастного вулканизма ОЧВП. Вместе с тем в областях базальтового вулканиз-
ма ОЧВП важную рудоконтролирующую роль играют положительные вулкано-купольные структуры,
формирование которых связано с внедрением субщелочных гранитоидов.
Олойская металлогеническая зона приурочена к Олойской палеоостровной вулканической дуге
(вулканическому поясу), в состав которой входят фрагменты Алазейской и Олойской рифтогенных и Оль-
джанской складчатой зон (см. рис. 2), и включает Баимский, Эргувеемский, Илирнейский, Верхне-Кри-
38
чальский рудные районы с крупными золотосодержащими медно-порфировыми (Песчанка, Находка, Даль-
нее и др.) и средними эпитермальными золото-серебряными месторождениями (Весеннее, Клен и др.).
Корякско-Камчатская металлогеническая зона наложена на одноименный коллаж террейнов
Корякского нагорья (см. рис. 2). Она наименее изучнеа на территории Чукотки и перспективна на выяв-
ление комплексных месторождений золотосодержащих молибден-медно-порфирового, колчеданно-
полиметаллического и золото-серебряного эпитермального типов, а также россыпных и коренных ме-
сторождений платины. В ее пределах отрабатываются россыпные месторождения золота и известны
несколько рудопроявлений золото-кварцевого (Нутэкинское рудное поле) и золото-серебряного типов.
4.2. Золотые, золото-серебряные и золото-(серебро)содержащие месторождения Чукотки
В группу золотых месторождений, как уже отмечалось, входят золото-сульфидные вкрапленные,
золото-кварцевые и золото-редкометалльные, локализованные в складчатых терригенных комплексах
Чукотской металлогенической зоны. Золото-серебряные месторождения, представляя одноименные ря-
довые рудные формации в составе комплексных (базовых) медно-порфировой, олово-серебряной пор-
фировой, колчеданной и сульфидной с рудами вкрапленного типа, характеризуют перивулканическую
зону Чукотского металлогенического пояса и ОЧВП. Золото-серебро содержащие месторождения по
составу, условиям формирования и особенностям размещения близки к золото-серебряным, но в отли-
чие от них связаны с магматизмом монцонит-диоритового ряда и тяготеют, помимо перивулканической
зоны, к внутренней зоне ОЧВП.
Золото-сульфидные месторождения вкрапленных руд. В последние десятилетия XX в. на тер-
ритории Чукотки благодаря широкому применению геохимических поисков по потокам рассеяния были
открыты ряд месторождений и многочисленные рудопроявления вкрапленных сульфидных руд с тон-
кодисперсным золотом (табл. 6). Вкрапленные золото-сульфидные руды выявлены также на многих
близких по характеристикам месторождениях Северо-Востока России золото-кварцевой формации (Вет-
ренское, Дегдекан, Утинское, Наталкинское, Сыпучинское), но их доля в общей массе руды не превы-
шает 10-35%. Более широким развитием эти руды пользуются на месторождениях золото-сурьмяной
формации Якутии (Сарылахское, Сентачанское, Кючус, Мало-Тарынское). Высокосульфидные место-
рождения вкрапленных руд типа Майского на Чукотке (Туманное, Эльвенейское, Сильное и др.) из-за
упорности руд, технологических и экологических проблем не отрабатываются.
Таблица 6
Золото-сульфидные месторождения и рудопроявления Северо-Востока России
Месторождение, рудопроявление Местонахождение Среднее содержание Au, г/т Количество упорного золота в рудах, % Другие полезные компоненты
Туманное Восточная Чукотка 10-14 80 Ag, Sb,
Ленотапское Там же 5-10 50? Ag, Sb
Майское Центральная Чукотка 12 90 Ag, Sb,
Сильное Там же 7-8 80? Ag, Sb,
Сыпучее » 3-5 50? -
Эльвенейское Западная Чукотка 10-12 80 Ag, Sb, W, Bi
Случайное Там же 8-10 90? Ag, Sb
Якорь » 5-10 90? Ag, Sb
Эломбал » 5-10 90? Ag, Sb
Наталкинское Верхняя Колыма 2-3 20-40? Ag, Pt
Павлик Там же 2-4 50? Ag, Pt
Дегдекан » 2-4 50? Ag, Pt
Хурчанское Средняя Колыма 2-5 50? Ag, Pt
Чепакское Там же 5-8 80? —
Нежданинское Юго-Восточная 6 60? Ag
Якутия
Бадран Восточная Якутия 8-10? 60? Sb
Тарынское Там же 8-10 70? Ag, Sb
Сарылах » 8? 70? Sb
Сентачан Якутия 8? 70? Sb
Кючус Там же 8 80 Sb, Hg
39
Вместе с тем в мире известны примеры весьма успешной эксплуатации подобных месторожде-
ний: Карлин, Голдстрайк, Голд Квори, Жерит Каньон и др. (Невада, США), Ашанти (Гана), Форстевил
(Западная Австралия). Золото из упорных первичных сульфидных руд месторождений карлинского
типа извлекается методом вакуумной пирометаллургии (устное сообщение С. Ф. Стружкова, посетивше-
го эти месторождения). В 2001 г. анонсировано начало переработки упорных первичных руд месторож-
дения Олимпиада (Енисейский кряж) на основе технологии бактериального выщелачивания. В 2003 г.
начал работу комплекс по бактериальному выщелачиванию руд месторождений Кокпатас и Даугызтау
(Узбекистан). Заметную экономию дает применение фотосепарации на начальной стадии переработки
вкрапленных руд этих месторождений. На Майском месторождении (Чукотка) в 1989-1992 гг. успешно
проведены испытания по технологии бактериального выщелачивания полупромышленной пробы мас-
сой 1500 т. Отметим, что появился новый метод «мощных электромагнитных импульсов», позволяющий
извлекать золото (до 85%) из упорных сульфидных руд обычным цианированием [Чантурия и др., 2001 ].
Вовлечение в эксплуатацию золото-сульфидных большеобъемных месторождений на территории
Чукотки позволит увеличить и стабилизировать уровень золотодобычи, так как только из руд Майского
месторождения можно добывать десятилетиями ежегодно от 8 до 15т золота.
В золоторудных районах и узлах Чукотки весьма высок потенциал открытия новых месторожде-
ний этого типа, а на многих известных проявлениях возможен значительный прирост запасов, есте-
ственно, при возобновлении геологоразведочных работ.
Золото-кварцевые месторождения. Существует большое генетическое и структурно-морфоло-
гическое разнообразие мезотермальных золото-кварцевых месторождений (табл. 7).
Таблица 7
Золото-кварцевые и золото-сульфидно-кварцевые месторождения
различных рудноформационных рядов
Рудноформационный ряд (рудный комплекс) Минеральный тип жильно-кварцевых руд Связь с минера- лизацией базовых месторождений Типы террейнов и кроющие структуры Примеры
Золото-сульфидный вкрапленных руд Золото-арсенопир ит- пиритовый, сфале- рит- галенитовы й, Генетическая и парагенетическая Турбидитных бас- сейнов пассивных континентальных Рудные районы Чукотки и Яно- Колымского пояса
антимонитовый окраин
Железистых кварци- тов Золото-арсенопир ит- пиритовый, суль- фидный редкоме- талльный (Bi, Со, Te,W и редкие зем- ли) Эпигенетическая и парагенетическая Кратонные террей- ны Омолонский район (Северо-Восток России), Йилгарн (Австралия), Костомукшская структура (Каре- лия, Россия)
Медно-(молибден)- порфировый и до- порфировый (гипа- биссальный ярус) Золото-арсенопирит- пирит-молибде нит- халькопиритовый Парагенетическая Островодужные, вулканические пояса и перивул- канические зоны Пояс Кломозеро- Воронья (Коль- ский п-ов, Россия)
Олово-серебро- порфировый и до- порфировый (гипа- биссальный ярус) Золото-висмутин- галенит-сфалерит- пирит-леллингито- вый То же Пассивных конти- нентальных окра- ин, перивулкани- ческие зоны Омсукчанский и Центрально- Чукотский рай- оны, Потоси (Бо- ливия)
Медно-никелевый и хромитовый (базит- ультрабазитовый) Золото-теллур- кобальт-никелевый Эпигенетическая Офиолитовые поя- са, островодуж- ные террейны Куолоярвинская структура (Каре- лия, Россия), Ла- пландский пояс (Финляндия)
Золото-кварцевые жилы в самых различных регионах мира, по данным термобарогеохимических
исследований, формировались в близких термобарогеохимических условиях, преимущественно унас-
ледование от более ранних зон золотоносной сульфидизации осадочных толщ, метаморфизованных до
40
зеленосланцевой стадии. Сравнительно высокие температуры (до 350°С) характеризуются отложени-
ем незолотоносных жильных минералов: кварца, альбита, слюд. Давление в системах варьирует от 1 до
3 кбар. Соленость рудообразующих растворов (% NaCI) в газово-жидких включениях в кварце изменя-
ется от 3 до 17. Эти же РТ-условия характерны и для образования золото-сульфидно-кварцевых жил,
отличающихся повышенным содержанием пирита, арсенопирита, халькопирита, галенита, сфалерита
и некоторых других сульфидов и сульфосолей. В кварце некоторых жил отмечаются также трехфазные
включения (с кристалликами галита), и соленость растворов несколько возрастает (до 20-30%).
На Северо-Востоке России долгое время считалось, что золото-кварцевая малосульфидная фор-
мация включает главным образом месторождения среднеюрского-раннемелового возраста [Фирсов,
1980]. Однако в пределах Центральной, Северной и Западной Чукотки и Смоленском террейне были
выявлены более древние месторождения в докембрийских и палеозойских толщах [Волков, Воронин,
1993; Горячев, 1998]. А в ряде районов в перивулканической зоне ОЧВП были выявлены золото-квар-
цевые жилы позднемелового возраста [Волков, 1989в].
Основные россыпеобразующие золото-кварцевые месторождения Северо-Востока России конт-
ролируются главным образом Яно-Колымским и Чукотским орогенными складчатыми поясами, сло-
женными терригенно-карбонатным Верхоянским комплексом, так называемыми черносланцевыми тол-
щами (рис. 22).
Р и с. 22. Распространение пород черносланцевой формации на Северо-Востоке Рос-
сии (1) и положение в них золотоносных районов (2)
Образование золото-кварцевых жил связано преимущественно с геодинамическими обстановка-
ми аккреций и орогенеза. Месторождения золото-кварцевой формации вмещаются главным образом
среднекаменноугольными-юрскими черносланцевыми толщами, измененными до стадии зеленых слан-
цев. Рудообразование этого периода носило в основном гидрогенный осадочный, осадочно-гидротер-
мальный и метаморфогенно-гидротермальный характер (магматизм в этот период был слабо прояв-
лен). В частности известны проявления седиментогенной золотоносности сульфидов в турбидитах Ал-
лах-Юньского рудного района Южной Якутии (Константинов, Косовец, 1996). На метаморфогенно-
гидротермальное образование золото-кварцевых месторождений (Совиное, Дор, Кусьвеемское, Дуэт,
Брендакит и др.) указывают седловидная соскладчатая морфология кварцевых жил, их простой и од-
нообразный минеральный состав, отсутствие магматических образований в рудных полях, приурочен-
41
ность к метаморфическим куполам. В позднеюрское-раннемеловое время коллизионной палеогеоди-
намической обстановки активное проявление дайкового магматизма пестрого (преимущественно сред-
него) состава сопровождалось образованием протяженных (до 1-3 км и более) рудных полей, содержа-
щих золото-кварцевые жилы («дайковый» тип). Более продолжительный этап развития и становления
гранитоидных плутонов (гранит-лейкогранитовая и гранодиорит-гранитовая серии) также сопровож-
дался образованием многочисленных золотоносных кварцевых жил. Рудообразование этого этапа но-
сило метаморфогенно- и плутоногенно-гидротермальный характер. В последовавший постаккрецион-
ный этап тектоно-магматической активизации, связанный со становлением ОЧВП, масштабы золото-
кварцевого оруденения приобрели более локальный характер.
Таким образом, на Северо-Востоке России выделяются по крайней мере три разновозрастных
этапа формирования золото-кварцевого оруденения (табл. 8): 1) домезозойский, связанный, по-види-
мому, с нижне-верхнекарбоновой коллизией и орогенезом; 2) раннеорогенный - юрско-раннемело-
вой, коллизионный (синаккреционный); 3) посторогенный - позднемеловой эпохи тектоно-магмати-
ческой активизации.
Таблица 8
Сравнительная характеристика золото-кварцевых месторождений Северо-Востока России
Признаки Месторождение
Совиное Наталкинское Каральвеем Сыпучее
1 2 3 4 5
Геодинамическая Позднепалеозой- Раннемеловой Юрско-раннемело- Позднеорогенный — обстановка, этап ский орогенез раннеорогенный вой раннеороген- тектоно-магмати- рудообразования ный ческой активизации Вмещающие по- Песчаники и извест- Пермские песчаники, Нижнетриасовые Норийские песча- роды ковистые песчани- алевролиты, турби- силлы габбро- ники, алевролиты, ки, сланцы, турби- диты диабазов турбидиты диты нижнего кар- бона Магматические Отсутствуют Дорудные раннемело- Дорудные нижне- Позднемеловые породы рудного вые дайки спессарти- триасовые силлы дайки керсантитов поля тов и риолитов габбро-диабазов Рудовмещающие Замки и крылья Тектонический блок в Субмеридиональные Надынтрузивная структуры опрокинутых анти- надынтрузивной по- зоны разломов, пе- позиция, минера- клинальных скла- зиции, зоны разломов ресекающие силлы лизованные зоны док габбро-диабазов в контактах даек керсантитов Морфология руд- Седловидные жи- Протяженные жильно- Лестничные жилы в Лентовидные тела в ных тел лы, линейные прожилковые зоны, силлах габбро- минерализованных штокверки линейные штокверки диабазов зонах с золото-суль- фидным вкраплен- ным оруденением Мощность жиль- 0,5-9,0 1,5-30,0 0,10-2,0 0,5-1,5 м ных рудных тел и зон, м Протяженностям 800-1000 2500 200-400 200-500 Протяженность >500 >500 100-300 100-600 по падению, м Околорудные из- Березиты Карбонатизация, сери- Березиты Березиты, серици- менения цитолиты толиты Текстуры руд «Книжный» кварц Прожилковая, шесто- Брекчиевые, мае- Брекчиевые, мас- ватая сивные сивные, «книж- ный кварц» Содержание зо- 2-10 35 6_]9 лота в руде, г/т Пробность золота, %о 579-931 750-670 870-900 910
Продуктивные Золото-полиметал- Золото-арсенопиритовая, золото-полиметаллическая
минеральные лическая
ассоциации
42
Окончание табл. 8
1 1 2 1 3 1 4 J 5
Геохимический профиль Au, As, W, Ag, Pb Au, As, Ag, Sb Au, As, Be Au, As, Sb, Pb, W
Температуры го- могенизации включений в кварце продук- тивных ассоциа- ций, °C 280-220 280-240 220-180 230-240 300-280
Давление при об- разовании про- дуктивных ассо- циаций, МПа 35 55^44 65 28-32 14-25
Соленость, вес.% NaCl - эквивалент 12-20 2-3 10-20 10-20
Месторождения каждого из этапов отличаются особенностями размещения в региональных и ло-
кальных структурах, морфологией рудных тел, однако характеризуются сходными изменениями вме-
щающих пород, составом руд и физико-химическими условиями формирования, т. е. фактически явля-
ются конвергентными образованиями (см. табл. 8).
Оруденение раннего этапа отчетливо контролируется антиклинальными поднятиями, сложенны-
ми палеозойскими (девон-пермскими) складчатыми толщами как стратиформное метаморфогенно-гид-
ротермальное, частично регенерированное в экзоконтактах мезозойских гранитоидных массивов (Ку-
ульское, Айнахкургенское поднятия Чукотки). Близкой геодинамической обстановкой характеризуют-
ся месторождения, развитые в более молодых пермских толщах Яно-Колымского пояса (Аллах-Юнь-
ский, Куларский и Верхне-Индигирский районы).
Формирование месторождений этого этапа характеризуется следующими общими чертами:
1) положение месторождений контролируется преимущественно складчатыми структурами и полями
зональных метаморфических пород. На эти структуры часто накладывается более позднее оруденение,
связанное с постаккреционными процессами тектоно-магматической активизации; 2) в монотонном
разрезе вмещающих толщ преобладают песчаники, часто известковистые, и в меньшей степени разви-
ты алевролиты и сланцы; 3) в рудных полях отсутствуют или слабо развиты магматические образова-
ния; 4) оруденение приурочено к переходным частям разрезов (от песчаников к алевролитам, от карбо-
натных накоплений к терригенным); 5) рудные тела кулисообразно располагаются на крыльях и в зам-
ках линейных складок и флексур, часто образуя седловидные жилы, реже контролируются разломами;
6) в рудах широко развиты тонкополосчатые текстуры («книжный кварц»).
Типичный пример - месторождение Совиное (Северная Чукотка), одно из немногих на Северо-
Востоке России расположено в среднепалеозойских толщах (см. рис. 22). Золото-кварцевое орудене-
ние отчетливо приурочено к углистой сульфидизированной терригенной толще нижнего карбона. Рас-
пределение эшелонированных седловидных золото-кварцевых жил месторождения Совиное подобно
жилам известного Западно-Австралийского месторождения Бендиго контролируется палеозойскими
складчато-разрывными структурами [Гончаров, Волков, 2000]. Проявлений магматических пород в пре-
делах месторождения не установлено.
Месторождения второго раннеорогенного (синаккреционного) этапа контролируются зонами про-
дольных разломов, выраженными свитами даек и малых интрузий синаккреционной эпохи, поясами
крупных коллизионных батолитов, полями зональных метаморфических пород, термальными купола-
ми (Верхне-Индигирский, Центрально-Колымский, Верхне-Колымский и другие районы Яно-Колым-
ского пояса, Кэпэрвеемский, Ичувеемский, Иультинский районы Чукотки).
Рудные поля располагаются в тектонических блоках с отчетливой надынтрузивной позицией, ча-
сто в экзоконтактовых зонах батолитов и гранитоидных массивов юрско-раннемелового возраста (Ле-
нотапское) или приурочены к крупным силлам триасовых габбро-диабазов (Каральвеемское). Место-
рождения представлены в основном плито- и линзообразными кварцевыми жилами выполнения в раз-
ломах, иногда сложными изометричными жильно-прожилковыми телами, лестничными жилами в круп-
ных дайках, зонами линейного прожилкования, штокверками.
43
Месторождения третьего этапа контролируются позднеорогенными зонами разломов, занима-
ющими поперечное секущее положение по отношению к раннеорогенным продольным зонам. Золото-
кварцевые жилы выявлены в дайковых полях ИКС Чукотского металлогенического пояса [Волков, Си-
доров, 2001 ], где они наложены на ранние золото-сульфидные вкрапленные руды (месторождения Май-
ское, Туманное, Сыпучинское, Эльвенейское, Сильное и др.). Формируются и самостоятельные место-
рождения. Так, Нутэкинское месторождение локализовано в юрско-раннемеловых терригенных тол-
щах Кэнкэренского района, выходящих в эрозионно-тектоническом окне на Анадырском отрезке ОЧВП.
На этом месторождении золото-кварцевые жилы лестничного типа не выходят за пределы тел достаточ-
но мощных даек габбро-диабазов позднемелового возраста.
Невысокая дисперсия свинцово-изотопных
данных указывает на нижне-верхнекоровые источ-
ники рудного вещества золото-кварцевых место-
рождений различных рудных районов Чукотки и
Колымы (рис. 23).
Таким образом, золото-кварцевые месторож-
дения золота в регионе имеют длительную историю
развития, охватывающую несколько металлогени-
ческих эпох; их рудообразование синхронизирова-
но с орогенезом и многократной тектоно-магмати-
ческой активизацией рудовмещающих структур.
Золото-ред кометал л ьн ые место рожден и я.
На Северо-Востоке России золото-редкометалль-
ными называют месторождения, характеризующи-
еся тесной пространственной связью с гранодио-
ритовыми и диоритовыми интрузивными массива-
ми и штоками. Подобные месторождения широко
распространены в золотоносных провинциях Рос-
сии и мира (рис. 24).
™РЬ/2'"РЬ
15,75-
15,65-
15,55-
15,45-
Верхняя кора
Юр
Ороген Рывеем Ичувеем
Родионовское
Дегдекан ф ф Нежданинка
Алискеровское^ ф Каральвеем
Наталка ф Штурмовское
Хангалас— ф Павлик
Светлое® Путинское
Мантия
2О7РЬ/2МРЬ
17,2 17,6 18 18,4 18,8
Рис. 23. Диаграмма 2“Pb/2MPb-M7Pb/2O4Pb, по-
казывающая изотопный состав рудного свинца для
мезотермальных золото-кварцевых месторождений
Северо-Востока России (по данным Горячева и др.
[2000], (Изотопы свинца..., 1988])
18
Бревери Крик>;
Г1О ПГЛТ ПИ 5?-,
•кон
Шкальное
.Рёзенде ;
^Зимбабве
Дарасунское
Зулхапбипское
Кори-Кори'
Боливия -
ЙФорт Нокс
ЙТрю Норт
Аляска
Салаве, и*
Рио Нарсся.
СаламонХ'У
Испания
§Й;Тимбара ]
^Австралия;
Петрачкова гора
Чехия ’
Кивдстон
" Куинсланд
Дткарское ТХ
Джхтыготшскф • оамсхое,
• Васильковское
^Бестюбе
Акбокай ',-А
-^ПалянгайдН-
^Кускокеи.
№ Ривер, Айдахо
Миллер Маунтин, Монтана
Ниюхичан
Китай
ЖЖ®
Р и с . 24. Схема размещения золоторудных месторождений, связанных с гранитоидами (по [Lang et
al., 2000], дополненная)
44
Они приурочены к гранитоидам различного возраста от докембрия до миоцена. Важным преиму-
ществом золото-редкометалльных месторождений, например, по сравнению с большеобъемными мес-
торождениями золото-сульфидно-вкрапленного типа, является относительно простая технология пере-
работки их руд и возможность широкомасштабного применения «кучного выщелачивания». В отличие
от медно- и олово-порфировых месторождений, золото-редкометалльные связаны с гранитоидами са-
мого разного состава. Естественно, что они входят в различные рудноформационные ряды и относятся
к разным генетическим группам [Сидоров, Волков, 2000]. Их отличия от месторождений классической
колымской золото-кварцевой формации показаны в табл. 9.
Таблица 9
Сопоставление основных геологических, минералогических, геохимических
и термобарогеохимических критериев месторождений золото-кварцевой
и золото-редкометалльной формаций
Критерии | Золото-кварцевые месторождения Месторождения в гранитоидах
Вмещаюшие породы Терригенные углеродистые толщи складчатых поясов Интрузивные массивы и штоки габбро-гра нодиорит-гранит- ной серии
Деформации Пластично-хрупкие Хрупко-пластич ные
Тип руд Жильный, штокверковый, про- жил ковы й Жильный, штокверковый, про- жилковый
Тип околорудных измене- ний Березитовый Грейзеновый, березитовый, аргиллизитовый
Геохимические элементы- индикаторы Au, As, Pb, Ag, Zn, Cu, W Au, Ag, Bi, Те, Mo, As, Sb, W, Cu
Основные рудные минералы Пирит, арсенопирит, пирротин, халькопирит, галенит, золото, тетраэдрит Пирит, арсенопирит, золото, электрум, шеелит, теллури- ды, минералы висмута, халькопирит, галенит, мо- либденит, фрейбергит, суль- фосоли, антимонит
Минералы околорудных Кварц, серицит, кальцит, эпи- Турмалин, топаз, кварц, био-
метасоматитов дот, хлорит, альбит, мусковит тит, амфибол, мусковит, хлорит, кальцит, каолинит, диккит, нонтронит, гематит
Т, °C 250-180 420-200
Р, кбар 1-2 1-3
Соленость флюида, % NaCl 6-17 5-20
Типичный пример - месторождение Школьное, расположенное в южной части Аян-Юряхского
субтеррейна в перивулканической зоне ОЧВП. Рудные тела образуют жильные зоны в окварцованных,
альбитизированных и аргиллизированных гранитоидах небольшого штока (4 км2). В них совмещено
оруденение трех типов - сульфидно-вкрапленное в околожильных березитах, золото-редкометалльное
и золото-серебряное жильное [Сидоров, Волков, 2000]. Среднее содержание золота во вкрапленных
рудах месторождения — 5-7, в жильных - 35 г/т. Структурно-геологические условия локализации мес-
торождения Школьное, состав и особенности локализации руд, их взаимоотношения с магматически-
ми образованиями позволяют говорить о высокой промышленной перспективности золото-редкоме-
талльных месторождений на Северо-Востоке России и прежде всего в перивулканической зоне ОЧВП.
В других районах России и странах СНГ золоторудные месторождения в гранитоидах традицион-
но относят к золото-кварцевой и золото-сульфидно-кварцевой формациям. Среди известных крупных
месторождений можно назвать отработанные - Джетыгоринское, Дарасунское, Степнякское; эксплуа-
тирующиеся - Кочкарское, Акбокайское, Юбилейное; находящиеся на предынвестиционной стадии
изучения - Васильковское, Бамское. Запасы золота в подобных месторождениях превышают 100 т и
могут достигать 350 т и более (Форт Нокс, Васильковское).
Развернутые в 90-е гг. после открытия Школьного масштабные поисковые работы позволили вы-
явить в различных районах Магаданской области, и в том числе на Чукотке, более 100 потенциально
45
золотоносных штоков. Однако золоторудные объекты редкометалльного типа Чукотки (Палянгай и др.)
характеризуются невысоким содержанием золота (3-5 г/т), что не соответствует современным эконо-
мическим требованиям. В то же время на Аляске (США) и в северных провинциях Канады в условиях,
близких Северо-Востоку России, эксплуатируются штокверковые месторождения золота в гранитои-
дах с весьма низким (< 1 г/т) содержанием металла - Форт Нокс, Даблин Галч [Lang et al., 2000]. Нет
сомнений, что за счет золото-редкометалльных месторождений можно существенно пополнить мине-
рально-сырьевую базу горнодобывающей отрасли не только Чукотки, но и других регионов страны.
Золото-серебряные месторождения. Месторождения золото-серебряной формации распростра-
нены на Востоке России, главным образом в вулканогенных отложениях Охотско-Чукотского, Восточ-
но-Сихотэ-Алинского и Уяндино-Ясачненского окраинно-континентальных поясов и их перивулкани-
ческих зон, в срединных массивах (кратонных структурах), а также в Олойской и Камчатско-Куриль-
ской вулканических дугах (табл. 10).
Таблица 10
Характеристика золото-серебряных месторождений Тихоокеанского пояса
№ п/п Месторождение Страна Среднее содержание, г/т Рудный комплекс района Тип
Au 1 Ag
1 Уайхи Новая Зеландия 12 5 Au-Cu-Sf LS
2 Емпериор Фиджи 13 5 Au-Cu-Sf LS
3 Поргера* Папуа-Новая Гвинея 4,7 и,з Au-Cu, Au-Sf LS
4 Ладолам* Там же 4,4 7 Au-Cu LS
5 Келиан* Индонезия 1,9 3,8 Au-Cu LS
6 Акупан Филиппины 7,5 15 Au-Cu LS
7 Хишикари* Япония 44 22 Au-Cu LS
8 Тайохо Там же 0,5 80 Pb-Zn-Cu LS
9 Многовершинное Россия 8 16 Au-Sf, Au-Cu LS
10 Хаканджа Там же 15 650 Au-Sf, Ag-Sn LS
11 Аметистовое* » 10 150 Au-Sf, Ag-Sn LS
12 Агинское » 25 15 Au-Cu LS
13 Карамкен » 25 150 Au-Cu LS
14 Джульетта* » 19 420 Au-Cu, Ag-Sn LS
15 Дукат » 1,0 550 Ag-Au-Sn LS
16 Кубака* » 20 40 Fe, Au-Cu? LS
17 Биркачан* » 15 45 Au-Cu LS
18 Клен* Россия (Чукотка) 15 26 Au-Cu LS
19 Весеннее* Там же 3,6 18 Au-Cu LS
20 Купол* » 33 372 Au-Cu, Au-Sf LS
21 Валунистое* » 25 150 Au-Cu, Au-Sf LS
22 Крипл-Крик США 23 15 Au-Cu-Te LS
23 Раунд Маунтин* Там же 0,9 1,5 Au-Cu-Te LS
24 Ком шток » 14,6 150 Au-Cu-Te LS
25 Теллурид-Сильвертон » 10 10 Au-Cu-Te LS
26 Голдфилд » 10,5 10 Au-Cu-Te HS
27 Пачука Мексика 1,4 500 Ag-Au-Sn LS
28 Эль-Оро Там же 17 500 Ag-Au-Sn LS
29 Гуанахуато » И 450 Ag-Au-Sn LS
30 Параль » 14,5 700 Ag-Au-Sn LS
31 Закатекас » 7,0 500 Ag-Au-Sn LS
32 Пуэбло-Вьехо* Доминиканская Республика 3,5 5 Au-Cu HS
33 Кори-Колло* Боливия 2,3 15 Au-Cu LS
34 Янакоча* Перу 1,4 3 Au-Cu HS
35 Эль-Индио* Чили 6,6 50 Au-Cu HS
Примечание. Звездочкой отмечены месторождения, открытые и разведанные за последние
25 лет. LS - адуляр-серицит-кварцевый (low sulfidation), HS - алунит-кварцевый (high sulfidation).
В настоящее время добыча золота и серебра осуществляется на 11 золото-серебряных месторож-
дениях Дальневосточного региона: Кубака, Многовершинное, Дукат, Джульетта, Покровское, Белогор-
46
ское, Хаканджа, Нявленга, Лунное, Двойное, Агатовское, Сопка Рудная, Валунистое; полностью или
частично отработаны Балейское, Карамкенское, Промежуточное; в стадии разведки и подготовки к
эксплуатации находятся Биркачан, Купол (Западная Чукотка), Прасоловское, Южно-Кунаширское, Ок-
тябрьское, Арыкваам (Чукотка), Купол (Курилы), Арылах, Тидид, Клен, Весеннее (Западная Чукотка),
Эвенская группа, Ольча. Кроме того, на Северо-Востоке выявлено несколько десятков перспективных
руцопроявлений.
Однако территория Охотско-Чукотского и Восточно-Сихотэ-Алинского вулканогенных поясов (сум-
марной протяженностью более 3500 км) на рудное золото и серебро по-прежнему геологически слабо
изучена. Большинство проявлений и геохимических аномалий не заверены на глубину, в их пределах
не проведены качественные геофизические и геохимические работы на рудные тела, не выходящие на
поверхность. В вулканогенных поясах Востока России крупных близповерхностных золото-серебря-
ных объектов мирового класса (>300 т) до сих пор не выявлено.
Золото-серебряные месторождения, по сравнению с ранее описанными месторождениями золо-
того профиля, характеризуются достаточно сложным минеральным составом, обычно с преобладани-
ем в рудах минералов кремнезема - кварца, аметиста, халцедона, кристобалита, иногда опала. Для его
агрегатов типичны присущие близповерхностным условиям кристаллизации текстурные разновиднос-
ти - ритмично-полосчатые, пластинчатые, фестончатые, крустификационные, брекчиево-друзовые,
гребенчатые, колломорфные. Кроме кварца, в жильных телах присутствует адуляр и кальцит (от 1 до
30%). В подчиненных количествах развиты серицит, хлорит, гидрослюды, иногда барит, эпидот, флюо-
рит и другие жильные минералы. Рудные минералы по объему резко уступают кварцу и образуют обо-
собленные полосчатые и другие выделения, подчиненные его текстурным разновидностям. Содержа-
ние рудных минералов обычно не превышает 2-3%, реже составляет 5-7%, в рудных столбах иногда
повышается до 10-15%. В комплекс рудных минералов входят золото, серебро, электрум, кюстелит,
селениды и теллуриды серебра и золота, сульфиды серебра, сульфосоли серебра и других металлов,
сульфиды меди, свинца, цинка, железа, сурьмы, самородный мышьяк, самородные свинец, теллур и
ряд других минералов. Известные золото-серебряные месторождения обладают запасами руд от 0,1 до
100 млнт при средних содержаниях золота 1,5-70 г/т [Сох, Singer, 1986]. Средние содержания серебра
обычно на порядок, иногда на два больше, чем золота.
За рубежом доминируют представления, согласно которым класс эпитермальных месторождений
рассматривается как составная часть генетической модели медно-порфировой рудообразующей систе-
мы [Hedenquist, Lowenstem, 1994; Sillitoe, 1993]. В эпитермальных золото-серебряных месторождени-
ях этой модели различаются два типа - низкосульфидный и высокосульфидный (табл. 11). М. М. Кон-
стантиновым с соавторами [2000] золото-серебряные месторождения разделены на субвулканический,
вулкано-плутонический, кислотно-сольфотарный и регенерационный типы. Тем не менее эти модели
не охватывают всего разнообразия золото-серебряных месторождений и не учитывают возможности
формирования последних в олово-серебряных, колчеданно-полиметаллических, золото-сульфидных и
других рудообразующих системах (Сидоров, Волков, 2004).
Очевидная пространственно-временная связь золото-серебряных месторождений с тихоокеанским
вулканизмом породила иллюзию глубинных (подкоровых, нижнекоровых) источников рудного веще-
ства в адуляр-халцедон-кварцевых жилах, определенная степень конвергентное™ которых полностью
связана с близповерхностными физико-химическими условиями отложения минеральных агрегатов.
Наши исследования показали, что эти месторождения не менее широко были распространены в более
древние эпохи начиная с докембрия [Сидоров, Волков, 2002]. Разумеется, сохранность приповерхнос-
тных образований была обратно пропорциональна их возрасту. И, что особенно важно, была установ-
лена тесная парагенетическая связь золото-серебряных месторождений с различными рудноформаци-
онными рядами - с железисто-кварцитовыми, уран-многометалльными, медно-молибден-порфировы-
ми, золото-сульфидными, колчеданными, олово-серебряными, а также с золоторудными образования-
ми базит-ультрабазитовых комплексов (см. табл. 11). Источники рудного вещества столь разнородных
рядов со всей очевидностью не могут быть родственными. Температуры образования эпитермальных
жил на основе изучения газово-жидких включений в кварце варьируют в широких пределах (от 50 до
420°С) при межстадийных инверсиях, достигающих 100-150°С; давление в гидротермальных систе-
мах изменялось соответственно от 5 до 250 кбар [Гончаров, Сидоров, 1979]. Анализ данных о стадий-
47
ной (нормальной регрессивной) и прогрессивной реювенации [Гончаров, Сидоров, 2000] и характере
соответствующих им завершенных и незавершенных рудноформационных рядов позволил объяснить
специализацию жильных месторождений в терригенных, терригенно-карбонатных и вулканогенных
толщах. При регрессивной реювенации с дискретным понижением температур и давлений минерало-
образования от ранних этапов и стадий к поздним в близповерхностных условиях развиваются золо-
тая, золото-серебряная, сурьмяная и ртутная минерализации; при прогрессивной (также дискретной,
но в целом с повышением этих же физических параметров) — олово-серебряная (в том числе олово-
порфировая), золото-серебряная, серебро-полиметаллическая и золото-редкометалльная.
Таблица 11
Золото-серебряные месторождения различных рудноформационных рядов
Рудноформационный ряд (рудный комплекс) Минеральный тип золото-серебряных руд Связь с минерализацией базовых месторождений Типы террейнов Примеры
Медно-никелевый и хромитовый (базит-ультраба- зитовый) (Au-Cu- Te) Золото-серебро- теллуридный Эпигенетическая Океанической коры, островодужные Агинское (Кам- чатка), Зод (Ар- мения), Калгурли (Австралия)
Медно-порфиро- Электрум-халько- Парагенетическая Островодужные, кон- Песчанка (Чукотка),
вый (Au-Cu) пир ит-пир ито- вый, сфалерит- галенитовый с поздними мине- ральными ассоциа- циями тинентальных риф- тов, пассивных кон- тинентальных окраин Бингем (США)
Олово-серебро- Электрум-аргенти- Парагенетическая Турбидитных бассей- Дукат (Севере-
порфировый товый, сфалерит- допорфировая и нов пассивных конти- Восток России),
(Ag-Sn) галенитовый с поздними мине- ральными ассоциа- циями нентальных окраин, (перивулканические зоны) Потоси(Боливия)
Золото-сульфид- ный вкрапленных руд (Au-Sf) Электрум-арсено- пир ит-пиритовый, сульфоантимони- товый Парагенетическая с поздними мине- ральными ассоциа- циями То же Майский рудный район (Чукотка)
Колчеданный поли- металлический (Pb-Zn-Cu) Электрум-халько- пирит-сфалерит- галенитовый То же Островодужные Провинции «зеле- ных туфов» (Япо- ния)
Железистых квар- цитов (Fe) Электрум-пирито- вый Эпигенетическая Кратонные Кубака (Смолен- ский террейн)
Пятиэлементный (U-Sf) Электрум (кюсте- лит)-уранинит- сульфидный, зо- лото-сульфидный То же Кратонные, рифтоген- ные Рудные горы (Ев- ропа), Олимпик- Дам (Австралия)
Примечание. «Рудноформационный ряд» в нашем понимании более строгое понятие, нежели «рудный
комплекс».
В геологической литературе давно укоренилось мнение, основанное на огромном количестве эм-
пирических фактов, что вулканогенные (или эпитермальные) месторождения не переходят с глубиной
в мезотермальные или плутоногенные. Терригенные толщи основания вулканоструктур принято счи-
тать неблагоприятной средой для локализации золото-серебряного оруденения. В модели порфировой
рудообразующей системы, включающей и эпитермальное золото-серебряное оруденение [Sillitoe, 1993],
в терригенно-карбонатном основании вулканоструктур предполагается развитие полиметаллического,
медно-порфирового, обогащенного золотом и серебром, а также вкрапленного золото-сульфидного
(Au+As+Sb+Hg) типов оруденения.
(
жена
дороЕ
входя
риват
рализ
этих
поля
прим
болы
Тихо
ры СЕ
в стр
НИИ 3
носи
ВОСТ(
150 т
ЗОЛО'
ные •
трец
во-п<
наум
стоц
изоп
щих
метр
метр
6ЫЛ1
стру
дам!
сов.
ступ
МИН1
Дал1
биН1
согл
ной
мож
Чуи
вер!
рах
расе
тал!
та) I
нос
алы
ро-1
48
Однако в Майском рудном узле (Центральная Чукотка) золото-серебряная минерализация обнару-
жена в терригенных флишевых толщах фундамента ОЧВП [Сидоров, 1966; Волков, 1995; Волков, Си-
доров, 2001]. По нашим представлениям, залежи тонковкрапленных золото-сульфидных руд не только
входят в один рудноформационный ряд с золото-серебряными месторождениями, но и могут рассмат-
риваться в качестве корневых образований по отношению к рудным полям с золото-серебряной мине-
рализацией. Это же подтверждают результаты исследований А. И. Калинина и др. [2002]. По мнению
этих авторов, оруденение типа Карлин можно ожидать в карбонатных толщах в основании рудного
поля Ольчанского золото-серебряного месторождения (Омолонский террейн). Интересен еще один
пример. Тонковкрапленные золото-сульфидные руды, развитые в терригенном основании, составляют
большую часть запасов одного из крупнейших золото-серебряных (эпитермальных) месторождений
Тихоокеанского пояса - Поргера(>550т) в Папуа-Новая Гвинея [Richards, 1990]. Приведенные приме-
ры свидетельствуют о многоярусном характере размещения золотого и золото-серебряного оруденения
в структурах вулканогенных поясов и их основания.
Заслуживает внимания еще один объект, подтверждающий представления о ярусном распределе-
нии золото-серебряного оруденения, - месторождение Хисикари в Японии [Izava et aL, 1990]. Оно от-
носится к близповерхностному (эпитермальному) золото-серебряному типу и расположено в северо-
восточной части о. Кюсю (Япония). В жильной зоне Хонко насчитано 98 т золота, а в зоне Ямада (около
150 т) со средними содержаниями соответственно 70 и 25 г/т. Годовая продукция рудника достигает Ют
золота и 7 т серебра. В геологическом строении месторождения принимают участие меловые осадоч-
ные толщи комплекса Симанто и вулканические породы четвертичного возраста. Положение скрытых
трещинных структур было установлено по результатам геохимических поисковых работ методом газо-
во-почвенной съемки на ртуть, углекислоту и радон.
Рудные тела представлены кварц-адуляровыми жилами. Главные рудные минералы — электрум,
науманнит-агвиларит и пираргирит. Абсолютный возраст оруденения, установленный по адуляру - плей-
стоценовый (0,84-1,01 млн лет). Изучение флюидных включений показало, что отложение золота про-
изошло при 210°С в терригенных породах основания и при температуре около 200°С - в перекрываю-
щих вулканитах. Глубинная структура рудного поля расшифрована по результатам детальной грави-
метрической съемки. Приподнятые блоки терригенного основания выражены положительными грави-
метрическими аномалиями. Измененные околорудные породы невскрытого терригенного основания
были приближенно идентифицированы по данным электроразведки методом «сопротивления».
Невероятно богатое золотое оруденение жильной площади Хонко сфокусировано вблизи зоны
структурного несогласия между терригенным основанием и перекрывающими вулканическими поро-
дами. Возникновение таких высоких содержаний золота можно объяснить комбинацией двух процес-
сов. Вначале высокотемпературные флюиды, поднимаясь по ослабленным тектоническим зонам, по-
ступали в зону вскипания, где происходили мгновенное достижение произведения растворимости ряда
минералов и их кристаллизация совместно с самородным золотом и минералами золота и серебра.
Дальнейшее наращивание рудной массы, по-видимому, было связано с последующим смешением глу-
бинных гидротерм с нагретыми до состояния пара подземными водами вблизи зоны структурного не-
согласия, что приводило к быстрому изменению кислотно-щелочной и окислительно-восстановитель-
ной обстановки в системе и осаждению новых ритмов минеральных компонентов.
С учетом изложенного второй ярус близповерхностного оруденения в терригенном основании
можно предполагать в пределах ряда известных рудных полей окраинно-континентальных Охотско-
Чукотского (Сопка Рудная, Ольча, Ирбычан, Печальное, Тохто) и Восточно-Сихотэ-Алинского (Много-
вершинное, Белая Гора и др.) вулканогенных поясов, а также в островодужных вулканических структу-
рах Камчатки и островов Курильской гряды. В качестве первоочередных объектов для поисков могут
рассматриваться рудные поля, расположенные во внешней и внутренней зонах окраинно-континен-
тальных поясов, а также в раме тектонических окон (в поднятых блоках терригенных пород фундамен-
та) в пределах вулкано-купольных структур.
Таким образом, проблема изучения и оценки рудных месторождений золота и серебра близповерх-
ностного типа в вулканогенных поясах Востока России по-прежнему остается одной из наиболее акту-
альных задач для решения вопроса о расширении минерально-сырьевой базы добычи золота. На Севе-
ро-Востоке России, учитывая слабую изученность вулканогенных поясов и зон, весьма реальны перс-
49
пективы открытия не только мелких и средних бонанцевых месторождений жильного типа, но и круп-
ных прожилково-штокверковых жильно-метасоматических золото-серебряных месторождений. Близ-
поверхностные месторождения штокверкового типа вызывают особый интерес в связи с их крупнообъ-
емностью, пригодностью для отработки карьерами и возможностью применения метода кучного вы-
щелачивания для извлечения полезных компонентов. Этот тип оруденения заслуживает постановки
специальных поисковых и научно-исследовательских работ.
Медно-порфировые месторождения. Перспективы крупных золотосодержащих медно-порфи-
ровых месторождений Чукотки совершенно не изучены, хотя в Баимском рудном районе Олойского
металлогенического пояса давно найдено медно-порфировое золотосодержащее месторождение Пес-
чанка, сопоставимое по ряду параметров с таким рудным гигантом, как Бингем (США, штат Юта), и
другими аналогичными месторождениями Тихоокеанского рудного пояса (табл. 12). Месторождение
Таблица 12
Примеры золотосодержащих медно-порфировых месторождений
Тихоокеанского кольца
Месторождение Местонахожде- ние (страна) Запасы Au, т Среднее содержание Возраст, млн лет
Au, г/т Си, %
Песчанка Россия 800-850 0,42 0,7 130
Г расберг Индонезия 1599 1,42 1,3 3
Вингхем США 933 0,31 0,7 38
Пангуна Папуа-Новая Г винея 766 0,55 0,46 3,4
Баджо де Алюм- берта Аргентина 516 0,64 0,53 8
Лепанто-Фар Филиппины 441 1,24 0,73 1,5
Бату Хиджаи Индонезия 366 0,4 0,53 3,7
Ок Теди Папуа-Новая Гвинея 287 0,61 0,67 1,2
Примечание. Использованы данные из работы [Kerrich et al., 2000].
расположено в Баимской
зоне разломов северо-за-
падного и субмеридио-
нального простирания,
определящих структурную
композицию Чукотского
сектора ОЧВП. В этом руд-
ном узле наряду с медно-
порфировыми известны
близповерхностные золо-
то-серебряные и полиме-
таллические месторожде-
ния. Оруденение связано с
синаккреционными по-
зднеюрскими и постак-
креционными меловыми
многофазными интрузи-
вами монцонитового, диоритового и гранодиоритового состава, а также с дайками трахиандезитов и
диорит-порфиритов. Собственно медно-порфировое месторождение приурочено к дайкоподобному телу
гранодиорит-порфиров, содержащих ксенолиты монцодиоритов, и представляет собой кварц-сульфид-
ный штокверк в интрузивном теле гранодиорит-порфиров и частично во вмещающих кварцевых сиени-
тах и кварцевых монцонитах. Протяженность штокверка 4 км, максимальная ширина 1,5 км. Он про-
слежен на глубину 700 м. Вертикальный размах оруденения с учетом эродированной части месторож-
дения достигал 2 км. По оценке В. И. Шпикермана [1998], месторождение содержит более 10 млн т
меди. При установленном содержании золота в рудах в количестве 0,42 г/т его ресурсы можно оценить
в 800-850 т. В Баимской рудной зоне в связи с Верхне-Баимским субвулканическим массивом диори-
тов-трахиандезитов размещается золото-серебросодержащее медно-молибден-порфировое месторож-
дение Находка с оруденением штокверкого типа. В других рудных районах Олойского пояса также
выявлено несколько штокверков с молибденит-халькопирит-кварцевой минерализацией (Дальнее, Ржа-
вый и др.).
В пределах Чукотского отрезка ОЧВП и в Олойском вулканогенном поясе по аналогии с другими
регионами Тихоокеанского кольца можно ожидать открытия новых медно-порфировых золото- и се-
ребросодержащих месторождений, которые по своим параметрам могут быть сопоставимы с объекта-
ми мирового класса.
Таким образом, на территории Чукотки далеко не исчерпан потенциал открытия новых крупных
месторождений на площади рассмотренных выше металлогенических поясов. К весьма перспектив-
ным промышленным типам месторождений несомненно следует отнести золото-сульфидные (вкрап-
ленные) в терригенных толщах черносланцевого типа, золото-серебряные и золотосодержащие медно-
порфировые и медно-молибден-порфировые в Охотско-Чукотском и Олойском вулканогенных поясах,
золото-кварцевые в терригенных толщах, золото-редкометалльные в интрузивах. Особого внимания
заслуживают большеобъемные штокверковые объекты. Большими перспективами обладают доаккре-
ционные металлогенические пояса и зоны Смоленского террейна.
50
4.3. Крупнообъемные месторождения золота и серебра
Сравнительно недавно эта проблема была рассмотрена в работе В. И. Гончарова с соавторами [2002].
Понятие «крупнообъемное месторождение» до настоящего времени используется обычно в примене-
нии к осадочным, метаморфогенным и плутоногенным рудным объектам железа, меди, молибдена,
урана. В последние годы к этой группе стали относить и полигенные золоторудные месторождения в
черносланцевых толщах [Goncharov et aL, 2002]. Роль этих месторождений, крупных по запасам (от
100 до 1000 т и более), но относительно бедных по содержаниям (1,5-5 г/т, редко выше), в золотодобы-
че постепенно возрастает. Наиболее известными крупнообъемными месторождениями в России явля-
ются Сухой Лог (Восточная Сибирь), Олимпиада, Советское (Енисейский Кряж), Наталкинское (Верхне-
Колымский регион), Нежданинское (Якутия), Майское (Чукотка). Эти месторождения тем более инте-
ресны, что руды многих из них содержат платиноиды (платину и палладий) часто в промышленных
концентрациях.
Заслуживает внимания вопрос о пересмотре взглядов на «крупность» месторождений и вулкано-
генного класса, прежде всего золото-серебряных и существенно серебряных [Гончаров и др., 2002].
Традиционно принято считать их месторождениями преимущественно жильного и прожилково-жильно-
го брекчиевого типов с крайне неравномерным распределением полезных компонентов (средние содер-
жания золота 1-100 г/т и выше, серебра 10-1000 г/т и выше), иногда с исключительно высокими «бонан-
цевыми» концентрациями золота (1 кг/т) и серебра (10 кг/т), но с малыми и средними запасами руд.
Проведенный анализ первичного минералого-геохимического материала по ряду известных мес-
торождений вулканогенных поясов показал, что золото и серебро, образуя значительные концентрации
в жилах, распространены и в околорудных метасоматитах с прожилково-вкрапленным и вкрапленным
оруденением [Гончаров, Сидоров, 1979]. Мощность сопутствующих жильным телам зон минерализа-
ции обычно во много раз больше мощности богатых жильных тел. Содержания металлов в них, конеч-
но, невысоки (золота 0,5-5,0 г/т, серебра 10-90 г/т), но запасы, если учитывать массу минерализован-
ных метасоматитов, много больше, чем в жилах (золота до 250-500 т).
Выявленные ряды рудных формаций с крупнообъемными месторождениями - золотого, золото-
серебряного и золото-серебросодержащего порфирового минералого-геохимических типов характери-
зуют, как уже было показано, различные металлогенические эпохи, геодинамические обстановки фор-
мирования и региональные структуры локализации. Месторождения отличаются многоэтапной исто-
рией развития. Границами этапов являются периоды тектоно-магматической активизации площадей
рудообразования.
Удивительна и труднообъяснима судьба крупнообъемных вулканогенных месторождений в Рос-
сии. В большинстве случаев такие месторождения оцениваются и отрабатываются (особенно в России)
как зоны сближенных кварцево-жильных тел, жильно-прожилковые зоны или отдельные тела с повы-
шенными или высокими («бонанцевыми») содержаниями золота и серебра. Более того, широко рас-
пространены представления, что этому классу месторождений вообще свойственны высокие содержа-
ния благородных металлов. Сопутствующая прожилково-вкрапленная минерализация во вмещающих
породах, характеризующаяся более низкими концентрациями золота и серебра, как правило, не менее,
чем на порядок, априори считается (при принятом способе подсчета запасов) не имеющей промышлен-
ного значения, потому должным образом не оценивается, не опоисковывается, не разведуется и не
отрабатывается [Гончаров и др., 2002]. Игнорируются и жильные руды с содержанием золота, как пра-
вило, менее 4-5 г/т, не отвечающие кондициям, принятым для объектов жильного типа.
Околорудные метасоматиты с вкрапленной рудной минерализацией обычно вызывали интерес
лишь как зонально построенная, индикаторная среда, вмещающая рудные тела, но не как вероятная
часть рудных тел, которая может обеспечить существенное увеличение запасов руд месторождения,
хотя и с более низким средним содержанием металлов, чем в рудах жильных тел.
На подобных месторождениях золотоизвлекательные фабрики в России традиционно проектиру-
ются и строятся с заведомо пониженной производительностью по руде (до 100 тыс. т/год). Понятно,
что освоение большеобъемных месторождений с относительно бедными рудами с использованием та-
ких перерабатывающих мощностей не может быть рентабельным.
51
Назовем характерные примеры подобных месторождений в России. Месторождение Многовер-
шинное в Нижнем Приамурье: отрабатываются руды с содержанием не менее 5 г/т, среднее - более
10 г/т; Кубакинское в Магаданской области: извлекаются руды с содержанием золота не менее 12-30 г/т;
Прасоловское Северо-Курильской островной Дуги (о. Кунашир): подсчитывались и разведывались за-
пасы в крупной жильно-прожилковой зоне (протяженностью более 5 км) только на тех участках, где
содержания золота не менее 10-30 г/т. Аналогичен опыт зарубежной золотодобычи. Месторождение
Крипл-Крик (США): добывались, как правило, богатые руды со средним содержанием не ниже 12-35 г/т;
месторождение Голдфилд (США): содержания золота в рудах были «чрезвычайно богатыми» - до
2000 г/т; Эль-Оро (Мексика) - от 7-10 до 40 г/т и выше; Хишикари (Япония) - около 70 г/т.
При этом важно то, что почти на всех этих богатых месторождениях наряду с жильными телами,
являвшимися объектом золотодобычи, развиты прожилково-вкрапленные руды, содержащие большое
количество золота, но со значительно более низкими содержаниями и в связи с этим обычно не отраба-
тывающиеся. Это уже упоминавшиеся и многие другие месторождения рассматриваемого типа.
Выделяются два типа руд, резко отличающиеся по содержанию золота, - жильные и жильно-про-
жилковые, разрабатывавшиеся ранее и ныне, и вкрапленные и прожилково-вкрапленные - обычно не
разрабатывавшиеся и лишь в отдельных частных случаях осваиваемые в последнее время. Особо пока-
зательно рудное поле Пачука-Реаль-дель-Монте и Гуанахуато в Мексике, Пуэбло-Вьехо в Доминикан-
ской Республике, рудное поле Сильвертон Теллурид, Крипл-Крик, Комшток и Голдфилд в США. На
этих месторождениях содержания золота в 10-100 раз и более ниже во вкрапленных и прожилково-
вкрапленных рудах по сравнению с жильными, но тем не менее рентабельны при подземной организа-
ции работ и применении соответствующей технологии извлечения золота. Так, например, на место-
рождении Гуанохуато содержание золота в жилах 300-450 г/т, а в сопутствующих штокверках 2,5-3,5 г/т;
на Балейском месторождении в жилах и во вмещающих метасоматитах соответственно до 10-100 г/т и
1,5-5,0 г/т.
Близповерхностные крупнообъемные месторождения золота и серебра присутствуют в вулкано-
генных поясах различного типа и возраста, локализованы в разнообразных вулкано-тектонических струк-
турах оседания и поднятия, включающих кальдероподобные просадки и интрузивно-эффузивные коль-
цевые комплексы. Генезис оруденения также различен. Выделяются несколько основных генетических
типов месторождений:
1) вулканогенно-осадочные с вкрапленными рудами (Хемло, Херон-Бей, Пуэбло-Вьехо, Учино-
таи и др.);
2) вулканогенные гидротермальные с кварцево-жильными, прожилково-жильными и вкраплен-
ными рудами (Кубака, Балейское, Крипл-Крик, Комшток и многие другие);
3) вулканогенно-плутоногенные гидротермальные с интенсивно брекчированными кварцево-жиль-
ными, прожилково-жильными и вкрапленными рудами (Дукат, Хаканджинское, Многовершинное, Бам-
ское, Прасоловское и др.).
Основные факторы, способствующие образованию крупнообъемных месторождений вулканоген-
ных провинций:
повышенная мощность (от 0,5 до 3-5 км) вулканогенно-осадочных толщ, слагающих рудолокали-
зующие вулканические и вулкано-плутонические структуры; наличие в их составе и в основании угле-
родсодержащих осадочных, туфогенных и вулканогенных основного состава пород с повышенными
исходными («кларковыми») содержаниями золота (4-8 мг/т и более );
мощное проявление различных фаций метасоматитов калиевого ряда, являющихся благоприят-
ной средой для осаждения, перераспределения и концентрирования благородных металлов;
многоэтапность рудообразования с проявлениями актов неоднократной регенерации (реювена-
ции) и температурных инверсий, способствующих концентрированию золота, серебра и сопутству-
ющих элементов;
наличие хорошо выраженных деформаций, в том числе глубинных разрывов и линейных зон дроб-
ления, рассекающих локальные вулкано-плутонические структуры;
активное развитие геохимических барьеров на вертикальном интервале смешения эндогенных и
метеорных вод (800-300 м от палеоповерхности), обеспечивающих основное рудоотложение в откры-
тых полостях и сопутствующих зонах дробления.
52
Близкие по составу и обстановкам формирования к золото-серебряным золото-серебросодержа-
щие порфировые месторождения медного и полиметаллического типов характеризуют, как уже ранее
отмечалось, доаккреционные металлогенические эпохи - среднедевонскую-раннекаменноугольную и
среднекаменноугольную-среднеюрскую (Охотский и Омолонский массивы, Приколымское поднятие).
На аккреционном этапе развития региона (среднеюрская-раннемеловая металлогеническая эпо-
ха) формирование месторождений золото-серебросодержащих порфировых рядов также имело место.
В палеогеодинамическом отношении они были связаны с субдукционными процессами становления
островных и вулканических дуг, сопровождали контрастный эффузивный и интрузивный магматизм, а
свойственное им рудообразование носило преимущественно гидротермально-метасоматический харак-
тер. Особого внимания в связи с этим заслуживает золото-серебросодержащий медно-(молибден)-пор-
фировый ряд рудных формаций во внутренней зоне ОЧВП.
На постаккреционном этапе, отвечающем раннемеловой-раннепалеогеновой металлогенической
эпохе, золото-серебросодержащий порфировый ряд рудных формаций имел отчетливо олово-серебря-
ный профиль. В числе примесных элементов содержания золота на порядок и более уступают серебру
в таких молодых рудных формациях, как серебро-полиметаллическая, серебро-ртутная и олово-сереб-
ряная.
Как видно из приведенных данных, крупнообъемные месторождения золотого, золото-серебряно-
го и золото-серебросодержащего порфирового минералого-геохимических типов имеют длительную
историю развития, охватывающую несколько металлогенических эпох; характеризуются этапностью
формирования, обусловленной процессами тектоно-магматической активизации структур локализации,
жильно-прожилково-вкрапленным и метасоматическим типом оруденения и полиметалльным характе-
ром руд.
Накопленный к настоящему времени отечественный и зарубежный опыт и неоднократно произво-
дившиеся технико-экономические расчеты (в том числе авторами) показывают, что вкрапленные и про-
жилково-вкрапленные руды близповерхностных месторождений могут при значительных запасах
успешно отрабатываться даже при низких содержаниях (1,5-2,5 г/т), т. е. оцениваться как крупнообъем-
ные. Именно за этим типом руд (а не за богатым жильным) видится большое будущее. Основной благо-
приятный фактор - крупные или очень крупные запасы золота в таких рудах, а также самородная фор-
ма его выделений, позволяющая использовать наиболее дешевые экологически безопасные и эффек-
тивные методы извлечения (кучного выщелачивания, биогеохимические и др.). Яркий пример - место-
рождение Раунд Маунтин, расположенное в третичных вулканитах юга-запада США: при среднем со-
держании 1,2 г/т оно давно весьма успешно отрабатывается открытым способом с извлечением золота
кучным выщелачиванием. Годовая производительность рудника около 12 млн т руды, суммарные запа-
сы золота более 500 т.
Не менее показательный пример - Балейско-Тасеевское рудное поле в Забайкалье (Читинская
область). Оно уже более 50 лет выборочно отрабатывается как богатое кварцево-жильное. Однако ра-
боты последних лет показали, что благодаря большим запасам и простой технологии извлечения золо-
та значительно более успешно оно может осваиваться как крупный штокверк со средним содержанием
около 2,5 г/т.
Уже упоминавшееся месторождение Прасоловское на о. Кунашир Северо-Курильской гряды, на
котором в итоге прежних разведочных работ было подсчитано всего несколько сотен килограммов
золота по кварцевым жилам, есть все основания относить к весьма крупному линейно ориентирован-
ному штокверку протяженностью более 5 км и мощностью от нескольких десятков до сотен метров со
средними содержаниями золота 2,5-5,0 г/т-вполне достаточными для его успешной отработки откры-
тым способом. Ресурсы месторождения Прасоловское при таком подходе оказываются весьма значи-
тельными.
Из вышесказанного напрашивается один очевидный вывод: многие близповерхностные золото-
серебряные месторождения, в том числе ранее известные и отработанные как жильные, могут и должны
переоцениваться как крупнообъемные вкрапленные и (или) прожилково-вкрапленные (штокверковые).
В России такого подхода заслуживают в первую очередь месторождения Охотско-Чукотского,
Восточно-Забайкальского, Умлекано-Огоджинского, Сихотэ-Алинского и Северо-Курильского вулка-
53
нических поясов - Балейское, Покровское, Многовершинное, Прасоловское, Хаканджинское, Белая
Гора, Биркачан, Эвенская группа, на территории Чукотки - Весеннее, Тэлэвеемское, Провальные Озе-
ра, Купол, Валунистый, Пепенвеем, Эргувеем.
4.4. Эффективность освоения месторождений
Руды большинства месторождений золота Чукотки являются комплексными; кроме золота и се-
ребра в них часто присутствуют в промышленно значимых количествах элементы платиновой группы
(ЭПГ), висмут, сурьма, ртуть, мышьяк, олово, бериллий, вольфрам, полиметаллы, индий, германий,
сера. Однако при расчете экономической ценности месторождения большая часть из перечисленных
химических элементов обычно не учитывается.
При изучении близповерхностных золото-серебряных месторождений ОЧВП и Олойского пояса
практически не обращалось внимание на полиметаллический состав оруденения ряда месторождений.
Обычно оценивались только два элемента - золото и серебро, причем преимущество отдавалось руд-
ным телам жильного типа. Метасоматиты с содержанием золота менее 5 г/т золота и 50 г/т серебра при
подсчете запасов во внимание обычно не принимались. Полиметаллические жильные тела с невысоки-
ми содержаниями благородных металлов (золота < 1 г/т и серебра < 300 г/т), широко развитые в руд-
ных полях ряда месторождений (Весеннее, Пепенвеем, Валунистое), не разведывались. Вместе с тем
показателен пример японского месторождения Тайохо, эксплуатируемого более 100 лет, где из подоб-
ных жил, кроме золота и серебра, добываются полиметаллы и сера, а основную ценность в рудах пред-
ставляет индий со средним содержанием 150 г/т.
В золото-редкометалльных месторождениях промышленно значимыми могут быть вольфрам, вис-
мут, олово; в золото-сульфидных месторождениях вкрапленных руд - сурьма, сера, ЭПГ, ртуть, воль-
фрам. Для полихронных золоторудных месторождений промышленно важными, помимо золота, явля-
ются серебро (Майское, Туманное), платиноиды (Песчанка, Находка, Майское), редкие элементы (Май-
ское, Совиное, Эльвенейское, Туманное, Каральвеем). На месторождениях перивулканической зоны с
син- и постаккреционной минерализацией роль серебра в рудном концентрате существенно возрастает
(Палянгай), повышая экономическую значимость месторождений. Экономическая значимость многих
месторождений определяется не только объемами руд и запасами основного металла, но и наличием
высоких концентраций сопутствующих компонентов, а также возможностью существенного прироста
запасов сырья по мере разведки рядом расположенных однотипных по составу рудных объектов.
Месторождения-спутники во многих рудных узлах син- и постаккреционных металлогенических
зон заслуживают особенно внимательного отношения в связи с их высокими перспективами на основ-
ной и попутные компоненты и возможностью менее затратного освоения, поскольку они располагают-
ся на площадях с уже созданной инфраструктурой (обогатительные фабрики, дороги, поселки). К со-
жалению, многие из подобных второстепенных месторождений, находясь на территории уже извест-
ных горнопромышленных районов, являются недоразведанными: золото-серебряное Весеннее и мед-
но-молибденовое Находка на площади Баимского рудного узла с ведущим медно-порфировым место-
рождением Песчанка; золото-серебряные, крупные олово-серебряные и золото-сульфидные с вкрап-
ленными рудами объекты обрамления Кукенейского гранитоидного массива вблизи Майского золото-
рудного месторождения; золото-сурьмяные проявления в районе Каральвеемского месторождения.
Эффективность освоения основных месторождений и месторождений-спутников в горнорудных
районах и узлах Чукотки будет зависеть от объемов капиталовложений, энерговооруженности, техни-
ческого оснащения и профессионализма горно-геологических кадров и соответствующей правовой за-
конодательной базы. Прогнозные ресурсы полезных ископаемых в каждом металлогеническом поясе
достаточны для достижения экономического успеха. Имеющиеся экспертные оценки объективны и
вполне пригодны для долгосрочного планирования, поскольку основаны на огромном фактическом
материале.
54
Глава 5
ЗОЛОТО-КВАРЦЕВАЯ ФОРМАЦИЯ
Месторождения и рудопроявления золото-кварцевой формации широко распространены в черно-
сланцевых толщах Северо-Востока России (см. рис. 22). Несмотря на многолетние поиски, крупные
месторождения в Чукотской складчатой системе были открыты только в последнее время. Также срав-
нительно недавно были изучены стратиформные месторождения золото-кварцевой формации в Южно-
Верхоянском, Верхне-Индигирском, Куларском, Берелехском районах Верхояно-Колымской складча-
той системы. Большинство исследователей считают, что золото-кварцевое оруденение связано с оро-
генным гранитоидным магматизмом и имеет позднеюрский-раннемеловой возраст.
5.1. Месторождение Совиное
Золоторудное месторождение Совиное по условиям размещения, геологическому строению, осо-
бенностям локализации оруденения, морфологии рудных тел, характеру минеральных ассоциаций, их
взаимоотношениям и условиям образования можно уверенно отнести к серии метаморфогенно-магма-
тогенных гидротермальных.
Месторождение Совиное (см. рис. 22) расположено на южном фланге Рывеемского рудного поля
(площадь около 150 км2). В рудном поле выходят терригенно-карбонатные отложения раннекаменно-
угольного возраста. По литологии и фаунистическим находкам выделяются три толщи: С/, СД С]3.
Нижняя толща (С]1) изучена фрагментарно на юго-восточном фланге рудного поля. В ее составе
присутствуют разнозернистые полимиктовые песчаники, линзы гравелитов, известковистые песчани-
ки и алевролиты, не охарактеризованные фаунистически. На подстилающих породах эта толща залега-
ет со стратиграфическим перерывом и угловым несогласием. Толща отличается повышенной известко-
вистостью, которую обусловливают прослои и линзы известковистых песчаников, карбонатные конк-
реции с вкрапленностью пирита, тонкопрожилковая карбонатизация. Ее мощность оценивается в 600 м.
Средняя флишевая песчано-сланцевая толща (С]2) слагает месторождение Совиное и плотик Ры-
веемских россыпей и является основной рудовмещающей. Ее контакт с подстилающими породами не
изучен. Разрез толщи представлен ритмичным переслаиванием песчаников, алевролитов и глинистых
сланцев. Мощность ритмов колеблется от 0,4 до 6,0 м. По литологическому составу в толще выделяют
две пачки: песчаниковую и алевролитовую, общей мощностью 800 м. Внутреннее строение толщи
осложнено многочисленными складками и тектоническими нарушениями, зонами кливажа, расслан-
цевания, дробления, трещиноватости.
Верхняя толща (С]3) выходит на северном фланге рудного поля. На подстилающих отложениях
средней толщи залегает согласно. Она представлена среднезернистыми известковистыми полимикто-
выми песчаниками, линзами гравелитов и прослоями известковистых алевролитов и сланцев. Мощно-
сти отдельных пластов песчаников с тонкими прослоями алевролитов и сланцев достигают 60 м. Верх-
няя часть толщи в пределах рудного поля размыта и имеет сокращенную мощность 220 м.
Рывеемское рудное поле находится в узле пересечения Приморских (северо-западных) и Рывеем-
ских (северо-восточных) региональных зон разломов. Более молодые тектонические нарушения суб-
широтного и меридионального простирания являются оперяющими к северо-западным и северо-вос-
точным разломам и контролируют размещение золото-кварцевого оруденения. Главными рудоконтро-
лирующими являются субмеридиональные разрывные нарушения. Протяженность их первые кило-
метры. Они представляют собой отдельные разломы мощностью в первые метры и зоны многочислен-
ных сближенных трещин с крутыми углами падения. Очень часто они приурочены к замкам складок.
Многочисленные золото-кварцевые рудопроявления Рывеемского рудного поля недостаточно изу-
чены. Известные в настояшее время коренные проявления приурочены к зонам трещиноватости, со-
провождающимся разнонаправленной складчатостью в плотике россыпей. Наиболее перспективная из
них субмеридиональная рудоносная зона, на южном фланге которой выявлено месторождение Сови-
ное, а на северном - рудопроявление Рывеемское. Следует отметить, что золото-кварцевое оруденение
непрерывно прослеживается на протяжении 5 км зоны между этими объектами.
55
Складчатая структура Рывеемского рудного поля представлена сложной моноклиналью, имеющей
в плане форму треугольника. Моноклиналь характеризуется отложениями рудовмещающей средней
толщи нижнего карбона, полого падающей на запад, юго-запад и перекрытой сверху, на западе, отложе-
ниями песчанистой верхней толщи. Подстилается горизонтами известковистых песчаников нижней
толщи. Сложную форму в плане моноклиналь имеет из-за пологих элементов (10-30°) залегания по-
род. Внутреннее строение моноклинали осложнено складчатостью более высоких порядков. Наиболее
крупные складки установлены на месторождении Совиное и в районе рудопроявления Прибрежное.
Это асимметричные антиклинальные складки с размахом крыльев 0,4-2,0 км и протяженностью 3-6 км.
Простирание первой - меридиональное, а второй - северо-западное. Углы падения крыльев от 20° до
субвертикальных. Общее погружение структур северо-северо-западное. Складки осложнены разнона-
правленной изоклинальной складчатостью и соскладчатыми тектоническими нарушениями высоких по-
рядков. Песчано-сланцевая рудовмещающая толща, зажатая между горизонтами песчаников, может быть
крупной шарьяжной зоной, контролирующей золото-кварцевое оруденение рудного поля. Образование
этой структуры связано с проявлением первого этапа складчатости - пологих деформаций (табл. 13).
Характеристика структур палеозойского тектонического геоэтапа
Таблица 13
Структур»ые ___________________________Тектонофации мезозоны (по А. Е. Паталахе)
элементы низшие средние высшие
1 2 3 4
Тип складок, В основном пологие складки, Правоасимметричные линей-
их параметры по форме приближающиеся к брахиформным. Размах крыльев от десятков до пер- вых сотен метров. Протя- женность - сотни метров ные складки с размахом крыльев в первые десятки метров. Протяженность от 0,7 до 1,5 км
40°
40-70°
Углы наклона
слоистости на
крыльях
складок
Острый угол
между плос-
костями слои-
стости и кли-
важа
30°
20-35°
Узкие пережатые линейные
складки, слабоасимметричные
с субвертикальными или сла-
бо наклоненными на запад
осевыми плоскостями. Размах
крыльев от единиц до первых
десятков метров
65-80°
10-25°
«Вязкие» раз- Проявлены неотчетливо. Встре- Проявлены отчетливо. Ос- Проявлены отчетливо. Развиты
ломы чаются редко (1 на 100 м и более) ложняют ядра и восточные крылья асимметричных ли- нейных складок (3-5 на 100 м) часто (1 на 5-10 м). Контро- лируют линейные зоны по- вышенного рассланцевания, смятия и разлинзования
Верхняя толща Веерообразный кливаж, схо- Средняя, слабая рефракция Очень слабая рефракция кли-
существенно дящийся по падению вверх в кливажа. Проявлен отчет- важа. Проявлен отчетливо.
песчаниковая ядрах синклиналей. Сильная рефракция кливажа. В мощ- ных монотонных пластах песчаников проявлен неот- четливо. Размер микролито- нов 10-20 см ливо. Размер микролитонов 5-7 см Отклонение кливажа в разные стороны от осевых плоскостей складок не более 5°. Размер микролитонов 3-1 см
Нижняя терри-
генно-флишо-
идная
Веерообразный кливаж, ино-
гда в сланцах наблюдаются
обратные взаимоотношения.
Сильная рефракция кливажа.
Размер микролитонов в пес-
чаниках 7-10 см, в сланцах -
Кливаж веерообразный. Ре-
фракция кливажа средняя.
Размер микролитонов в пес-
чаниках 3-5 см, в сланцах -
1-2 см
Слабая рефракция кливажа -
отклонение от осевых плоско-
стей пережатых складок 5-10°
Размер микролитонов в песча-
никах 1 см, в сланцах - 0,5 см
3 см
56
Окончание табл. 13
Муплион-
структуры и
разлинзование
структур, разлинзования и бу-
динажа
Муллион-структуры проявле- Отчетливое проявление муллион-
ны слабо, будинаж и разлин-
зование пород отмечаются
только в пределах отдель-
ных швов
Текстуры и
структуры по-
род
Сохраняются первично слоистые текстуры, как правило, в
пелитовых и алевролитовых разностях. Реликтовые струк-
туры: бластопелитовые, бластоалевролитовые, бластопсам-
митовые со значительным развитием переходных разно-
стей. Вторичные текстуры, проявленные равнозначно:
сланцеватые, плойчатые. Вторичные структуры: лепидобла-
стовые, реже грано- и порфиробластовые
Степень мета-
морфизма
В гравелитах и песчаниках интенсивная бластическая пере-
кристаллизация цемента в кварц-серицитовую массу. Сла-
бая степень катаклаза и перекристаллизации вкрапленни-
ков. Алевролитовые и пелитовые разности метаморфизуют-
ся до филлитовидных сланцев кварц-серицитового состава.
Отмечаются редкие порфиробласты кварца и анкерита и пе-
реориентировка по кливажу диагенетичного пирита
Текстуры в основном линзо-
видно-полосчатые, сланцева-
тые, плойчатые. Реликтовые
текстуры почти не видны.
Структуры лепидограно-
бластовые, гранолепидобла-
стовые, порфиробластовые
Катаклазу и перекристаллиза-
ции подвержены все зерна в
песчанике. Алевролиты мета-
морфизованы до филлитовид-
ных серицитовых сланцев. Пе-
литовые разности — до угли-
сто-серицитовых филлитов(до
7% УВ). Часто отмечаются
порфиробласты мелкозерни-
стых агрегатов кварца и анке-
рита линзовидно-полосчатой
формы. Иногда в центре отме-
чаются метакристаллы пирита
кубической сингонии
Крупные по запасам золотые россыпи, приуроченные к рыхлым отложениям мощностью до 60 м,
перекрывающим коренные проявления рудного поля. По количеству запасов Рывеемская группа рос-
сыпных месторождений относится к уникальным объектам. По генетическим признакам россыпи клас-
сифицируются как прибрежно-морские, по возрасту вмещающих пород - миоцен-раннеплейстоцено-
вые. Промышленно золотоносными являются элювий коренного ложа, надплотиковые горизонты при-
брежно-морских и аллювиальных отложений. Общий контур россыпной золотоносности совпадает с
контуром средней рудовмещающей толщи. В плотике россыпей выявлены многочисленные коры вы-
ветривания изометричной и линейной формы, размеры в сотни метров и мощность до 10 м. Часто они
приурочены к разломам или к узлам их пересечений. Образования коры выветривания представлены
пестроцветными глинами, суглинками с дресвой, щебнем и крупными обломками коренных пород. В
обломках часты кварц и песчаники. Верхняя часть коренных пород до глубин 60-80 м также затронута
процессами выветривания. Породы в этом интервале отличаются интенсивной трещиноватостью и
широким развитием окисленных сульфидов. В настоящее время основные россыпи Рывеемской груп-
пы почти полностью отработаны. По результатам отработки содержания золота в отдельных шахтах
колеблются от первых граммов до 61 г/м3. Анализ распределения золота в россыпях показывает, что
площади с максимальной продуктивностью (более 10 г/м3) приурочены к зонам линейной трещинова-
тости, сопровождающимся коренным оруденением. Эта прямая связь россыпей с коренными источни-
ками характерна для всей площади рудного поля.
Геологическое строение месторождения
По ряду особенностей месторождение Совиное обращает на себя внимание как уникальный объект
эталонного значения. Оно резко выделяется среди известных золото-кварцевых месторождений Севе-
ро-Востока России значительным размахом оруденения по простиранию и на глубину и соответству-
ющими запасами золота не только в рудах, но и в обрамляющих его россыпях. Протяженность рудной
57
зоны в меридиональном направлении составляет 2400 м, а ширина 300-500 м (рис. 25). Площадь мес-
торождения 2 км2. Важной особенностью месторождения является отсутствие даек. В пределах место-
рождения установлены выходы нижней и средней толщи нижнего карбона.
Рис. 25. Геологическая карта месторождения
Совиное: 1 - известковистые песчаники; 2 - сланцы; 3 -
зона динамометаморфизма; 4 - разрывные нарушения; 5 -
оси складок, направление их склонения и положение зам-
ков; 6 - штокверковое оруденение; 7 - направление паде-
ния плоскости сместителя; 8 - литологическая граница
Нижняя - песчаниковая толща (С,1) обна-
жается на восточном фланге месторождения, на
площади 0,7 км2. Средняя - песчано-сланцевая
флишоидная толща (С,2) занимает остальную
территорию месторождения. Для нее характер-
ны структуры мутьевых потоков, градационная
слоистость, косая слоистость, конседиментаци-
онные брекчии. В строении флишевых ритмов
участвуют песчаники (50%), алевролиты (30%),
глинистые сланцы (20%), в основании ритмов
часто наблюдаются гравелиты. Содержание пи-
рита в породах колеблется от 1 до 5 %. Мощ-
ность ритмов изменяется от 0,4 до 6,0 м. Ритм
обычно начинается (снизу вверх) с крупнообло-
мочного материала (гравелит), постепенно пе-
реходящего в более тонкозернистые разности
(песчаники), а заканчивается алевролитом не-
большой (2-30 см) мощности. Для пород ниж-
ней «алевролитовой» пачки средней толщи ниж-
него карбона, вмещающей рудные тела место-
рождения, характерно повышенное содержание
углистого вещества (УВ), которое присутствует
в рассеянном виде, образует гнезда, линзы, про-
жилки. Результаты химического анализа различ-
ных типов пород показывают, что содержания
УВ в рудовмещающей пачке достигают десятых
долей процента (в среднем 0,2%), при этом максимальные концентрации (7%) свойственны филлито-
вым сланцам [Гончаров, Волков, 2000]. В результате метаморфогенно-гидротермального процесса ру-
довмещающие породы подверглись пятнисто-прожилковому окварцеванию, карбонатизации, сульфи-
дизации и аргиллитизации.
Завершают разрез осадочных пород месторождения нерасчлененные среднечетвертичные и со-
временные отложения, которые с размывом залегают на нижнекаменноугольных породах. Они пред-
ставлены илами, песками, супесями с гравийным и галечным материалом, содержат фауну морских
моллюсков, фораминифер, морских диатомовых водорослей, а также остатки наземной флоры средне-
четвертичного облика. Абсолютный возраст этих отложений, определенный термолюминесцентным
методом, составляет, по данным Шмидтовской ГРЭ, от 240 000 ± 26 600 до 370 000 ± 43 000 лет. Мощ-
ность этих отложений не превышает 1—2 м. Среднечетвертичные образования перекрываются комп-
лексом современных осадков, слагающих поймы современных водотоков, осыпные, делювиальные и
солифлюкционные образования склонов, коллювиальные шлейфы и конусы выноса временных водо-
токов. Пойменные отложения представлены аллювиальными галечниками, песками, их мощность обыч-
но не превышает 2-3 м. Коллювиальные и солифлюкционные образования сплошным чехлом покры-
вают склоны, представлены преимущественно глинистым материалом с незначительным количеством
щебня, дресвы, песка. Мощность этих отложений в пределах месторождения не превышает 3—4 м. В
современных осадках в приплотиковой части месторождения выявлена площадная россыпь золота элю-
виально-делювиального типа, запасы в которой составляют 300 кг.
Месторождение Совиное локализовано, как уже отмечалось, в антиклинальной складке, асиммет-
ричной формы (см. рис. 25; 26). В северной и центральной части антиклиналь имеет пологое западное
и крутое восточное падения крыльев. На северном фланге замковая часть складки опрокинута на вос-
ток (см. рис. 26). К югу антиклиналь приобретает симметричный облик - пологие углы падения ее
58
западного крыла изменяются на относительно крутые - 40-55°. Складчатая структура месторождения
полого погружается на север под углами 10-20° на северном фланге и довольно резко ныряет в юго-
западном направлении под углом до 30° - на южном. Вслед за складчатостью погружаются и рудные
тела месторождения. Крылья главной антиклинали месторождения осложнены субмеридиональной
складчатостью более высоких порядков с размахом крыльев от десятков до первых сотен метров.
Р и с . 26. Схематический геологический разрез вкрест простирания рудных тел место-
рождения Совиное: 1 - известковистые песчаники; 2 - сланцы; 3 - рудовмещающая зона динамо-
метаморфизма; 4 — литологическая граница; 5 - сбросо-сдвиги; 6 - надвиги; 7 — сбросы; 8 — седло-
видные рудные тела; 9 - предполагаемый штокверк; 10 — скважины; 11 - квершлаг
На восточном фланге месторождения распространены широкие симметричные складки северо-
восточного простирания с углами падения крыльев 10-20°. Видимые мощности пластов алевролитов и
песчаников здесь из-за пологих углов составляют 50—40 м. Западный фланг месторождения характери-
зуется спокойной тектонической обстановкой. Породы песчаниковой пачки рудовмещающей средней
толщи залегают здесь моноклинально. Для северного фланга месторождения характерны асимметрич-
ные складки второго и третьего порядков с размахом крыльев до первых сотен метров. С запада они
ограничиваются тектоническим контактом песчаниковых и сланцевых горизонтов. Сопровождаются
мелкими складками волочения, согласными зонами смятия, субсогласными кварц-карбонатными жи-
лами и прожилками с сульфидной, в основном пиритовой вкрапленностью. Пологая складчатость се-
верного фланга распространена вплоть до профиля +54, где обрывается по субширотному разлому. К
югу морфология вторичных складчатых структур месторождения изменяется. Появляются изоклиналь-
ные и узкие линейные складки. Кроме того, этот фланг месторождения отличается заметной концент-
рацией оруденения. Здесь кварцевые жилы собираются в мощные пакеты, а прожилково-вкрапленные
руды образуют отдельные рудные тела (рис. 27). Складчатость четвертого порядка особенно широко
распространена в субмеридиональной, центральной части месторождения, в так называемой шарьяж-
ной зоне. Мелкие складки имеют размеры от первых сантиметров до десятков сантиметров. Формы их
самые разнообразные: изоклинальные, волочения, симметричные.
59
Рис. 27. Геологический
разрез по профилю 90 (южный
фланг месторождения Сови-
ное): 1 - известковистые песча-
ники; 2 - сланцы; 3 - литологи-
ческая граница; 4 - седловид-
ные рудные тела; 5 - скважины;
6 — интервалы опробования и
содержания золота; 7 - сульфид-
но-вкрапленная минерализация;
р.т. - здесь и далее «рудное тело»
Важной особенностью складчатой структуры месторождения является изменение мощностей от-
дельных пластов на крыльях и в замковой части. В западном крыле складки нормальные мощности
алевролитов составляют от 0,4 до 3-6 м, а в замковой части возрастают до 20-40 м. Эта диспропорция
объясняется тектоническими процессами сжатия при образовании главной антиклинали.
Складчатая структура месторождения формируется в этап пологих региональных деформаций
(см. табл. 13). К этому же этапу относятся шовная зона кливажа, развитая вдоль оси антиклинали,
мелкие «вязкие» разрывы - зоны сгущения кливажа, изоклинальные складки высоких порядков и мно-
гочисленные зоны послойных подвижек. Максимальное проявление динамометаморфизма (IV-VI тек-
тонофации по Е. И. Паталахе [1985]) отмечается в пределах песчаниковой пачки нижнего карбона, по-
роды которой интенсивно рассланцованы и метаморфизованы.
К наиболее крупным соскладчатым разрывам первого этапа деформаций относится Центральный
разлом, имеющий меридиональное простирание (см. рис. 26) и разделяющий в месторождении породы
верхней песчаниковой пачки рудовмещающей толщи от глинистых отложений нижней. На западном
фланге месторождения он разграничивает моноклинальную часть разреза от нижележащей - складча-
той. Центральный меридиональный разлом представляет собой зону дробления песчаников и алевро-
литов, сопровождающуюся тонким кварц-карбонатным прожилкованием.
Разрывная тектоника второго этапа хрупких деформаций характеризуется развитием меридио-
нальных зон дробления, смятия с углами падения сместителей 50-80°. Протяженность их достигает 800 м.
В этот этап возникают и поперечные разломы субширотного и реже - северо-западного направлений.
Наибольшее влияние на строение месторождения оказывают субширотные разломы, выявленные меж-
ду профилями +110...+120, и разлом Раздельный, расположенный в 1,2 км южнее. По ним происходят
сбросовые подвижки с вертикальной амплитудой в несколько сотен метров. Субширотные разломы пред-
ставляют собой системы сближенных трещин небольшой (до 1 м) мощности, выполненные милонитами,
сопровождаются кварц-карбонатными прожилками той же ориентировки и субвертикального падения.
Морфология рудных тел
Промышленные рудные тела месторождения Совиное сконцентрированы в западном крыле и в
замке главной антиклинали. Выделяются рудные тела двух типов: жильные и прожилково-вкраплен-
60
ные. В восточном крыле, осложненном субгоризонтальными разрывами, установлено недостаточно
изученное в настоящее время штокверковое оруденение (см. рис. 26,27). Основные рудные тела место-
рождения залегают согласно со складчатыми структурами. Они локализуются в замках опрокинутых
складок, осложняющих западное крыло антиклинали, в породах алевролитовой пачки (мощностью
300 м) средней флишевой рудовмещающей толщи. Основную промышленную ценность в настоящее
время имеют «слепые», не выходящие на поверхность эшелонированные седловидные рудные тела.
Метаморфогенные кварцевые жилы седловидного типа, выполняющие полости отслоения и отрыва,
имеют резко асимметричный облик (см. рис. 26). Протяженность их западных крыльев от первых де-
сятков до первых сотен метров, в то время как восточные, часто опрокинутые, выклиниваются через
20-30 м. Мощность кварцевых жил изменяется от десятков сантиметров на крыльях до 10 м и более в
замках. Аналогичная морфология характерна и для субпластовых тел с прожилково-вкрапленными
рудами. Рудные тела располагаются по падению вдоль осевой плоскости главной антиклинали в не-
сколько эшелонов, расстояния между которыми по вертикали от 20 до 80 м (см. рис. 26). К северу от
центрального профиля +56 известные рудные тела обособлены и разрознены по вертикали, а к югу от
него собраны в один пакет из 5-6 жил общей мощностью 30-50 м (см. рис. 27).
Прожилково-вкрапленное оруденение представляет собой сочетание секущих и согласных со сло-
истостью прожилков, приуроченных к определенным пластам трещиноватых, раскливажированных
песчаников и алевролитов (рис. 28). Нередко интенсивность прожилкования и уровень содержания
золота обусловлены близостью литоло-
гических контактов. Специально прове-
денные исследования показали, что в се-
кущих напластование прожилках содер-
жание золота в 7,7 раза выше, чем в со-
гласных. Мощность кварцевых прожил-
ков изменяется от долей миллиметра до
первых десятков сантиметров. Часто в
них отмечаются гнезда и стяжения кар-
бонатов. Сульфидная минерализация
представлена пиритом, арсенопиритом,
редко пирротином, сфалеритом, галени-
55 65 70 75 115 120 м
Содержание Au, г/т
0,6 0,8 2,8 3,0 0,9 1,4 1,2 6,2 1,4 0,5 0,6 1,4 0,5 1,1 2,0 2,5 3,5 2,5 2,2 1,5 1,4 1,0
Р и с. 28. Зарисовка фрагмента штокверка месторождения
Совиное (стенка квершлага 36, В): 1 - песчаники; 2 - кварцевые
прожилки
том, которые выполняют тонкие прожилки, а также импрегнируют вмещающие породы. Золото в виде
гнездовых выделений размером до нескольких миллиметров локализовано, как уже отмечалось, пре-
имущественно в секущих кварцевых прожилках. Метаморфогенный пирит образует широкий ореол
вдоль осевой плоскости антиклинали. Линейные зоны распространения вкрапленного арсенопирита
фиксируют рудные тела месторождения.
В пределах месторождения Совиное к настоящему времени выделено 10 промышленных рудных
тел: 5 - жильного и 5 - прожилково-вкрапленного типов. Описание рудных тел месторождения приве-
дено с учетом последних данных. Рассмотрим типичные рудные тела месторождения.
Рудное тело № 6 представлено самым мощным и наиболее протяженным кварцево-жильным об-
разованием месторождения (рис. 29). На поверхность не выходит. Расположено на глубине от +60 до
-90 м. Центральная часть рудного тела вскрыта в квершлаге 36 (В), штреке 6 (Ю), рассечками и восста-
ющим 1, фланги изучались скважинами. Протяженность рудного тела по простиранию более 800 м,
ширина по падению изменяется от 80 до 200 м. Отличается от других жил исключительно высокой
изменчивостью мощности - от десятков сантиметров до 19,7 м. Падение западное под углом 30°. Вос-
точный фланг рудного тела имеет седловидную форму. Установлено смещение замковой части рудного
тела по меридиональному разлому на 10 м. Кварц жилы молочно-белого цвета, крупнозернистый с
редкой вкрапленностью пирита, галенита, интенсивно трещиноватый. Оруденение приурочено к цент-
ральной части кварцевой жилы. Здесь, в призамковой области локальной складки, мощность кварце-
вой жилы достигает максимума. Концентрация золота повышается до 3-4 г/т на полную мощность
жилы. Наиболее высокие содержания приурочены к эндоконтактам жилы (15—20 г/т) и призальбандо-
вым трещиноватым породам (10-15 г/т).
61
Рис. 29. Морфология р. т. № 6, масштаб 1:2000 (документация подзем-
ных горных выработок)
Рудное тело № 9 - наиболее значительное кварцевое образование месторождения. Вмещающая
структура является своеобразной соскладчатой зоной пластических деформаций, в которой был сфор-
мирован мощный (до 40 м) пакет из кварцевых жил. Количество обособленных жил с юга на север
постепенно сокращается от 5-6 до одной, что приводит к неоднозначной увязке конкретных жиль-
ных тел на данной стадии геологического изучения (по полученной сети геологоразведочных выра-
боток). Исключением можно считать р. т. № 9, которое контролируется верхней границей пакета
жил. Прослеженная длина составляет более 1,2 км при размахе в ширину 150-250 м. Рудное тело
плавно погружается в северном направлении под углами 5-25°, согласно со складчатой структурой
месторождения. Выходов на поверхность не имеет. Глубины залегания рудного тела изменяются с
юга на север от +80 до -180 м. Мощность варьируется от 0,5 до 11,9 м. В плане по простиранию
рудное тело плавно ундулирует. Морфология рудного тела достаточно проста. Это кварцевая жила с
протяженным западным флангом и седловидной, наиболее мощной восточной частью, обрывающей-
ся в зоне осевой плоскости антиклинали. Поверхность жилы осложнена мелкой, асимметричной склад-
чатостью с амплитудами в первые метры. Максимальное содержание золота установлено в цент-
ральной части рудного тела, которая узкой лентой (шириной 60-80 м) протягивается в субмеридио-
нальном направлении (рис. 30). Повышенные концентрации золота приурочены к северо-восточным
разворотам общего контура оруденения.
Рудное тело № 9а расположено на несколько метров ниже р. т. № 9 и является составной частью
пакета кварцевых жил. Представлено прожилково-вкрапленным оруденением в породах межжильного
пространства пакета. Геологические границы р. т. № 9а по данным скважин колонкового бурения не
62
установлены и определяются по опробованию. Руды представ-
лены разноориентированными прожилками кварца и карбона-
та, сопровождающимися вкрапленностью пирита и арсенопи-
рита. Рудное тело прослежено в субмеридиональном направле-
нии на 800 м. Глубина его залегания изменяется с юга на север
от+40 до-140 м. Падение западное под углами 17-35°, при об-
щем погружении на север. Промышленное оруденение в виде
ленты приурочено к центральной части рудовмещающей склад-
ки, имеет ширину от 70 до 150 м. В подземных выработках руд-
ное тело вскрыто квершлагом 74 (В). Рудное тело приурочено к
висячему контакту метаморфогенной кварцевой жилы мощно-
стью 5,9 м. Оруденение накладывается на трещиноватые мел-
козернистые песчаники с редкими прослоями милонитизиро-
ванных алевролитов, в которых развиты многочисленные, глав-
ным образом секущие кварцевые прожилки мощностью от до-
лей миллиметра до 6 см. Сульфидная минерализация представ-
лена обильной вкрапленностью пирита и в меньшей степени
арсенопирита. Мощность рудного тела в квершлаге составляет
3 м, содержание золота 19,1 г/т.
Рудное тело № 11 - наименее изученное из всех рудных
тел месторождения. Выявлено на самых глубоких горизонтах
месторождения (от -90 до -160 м). Представляет собой седло-
видную кварцевую жилу с удлиненным западным крылом. Про-
тяженность его по простиранию более 600 м, размах по шири-
не 40-80 м, мощность изменяется от 1,4 до 4,1 м, углы падения
западного крыла 25-50°, восточное же имеет крутое падение на
восток, содержание золота 6,8-113,4 г/т. Практически вся вскры-
тая часть жилы является промышленной. Неординарность р. т.
№ 11 подчеркивается также слабой тектонической и гидротер-
мальной проработкой вмещающих пород. Исключением явля-
ются интенсивно притертые контакты самой жилы. По данным
Чаунской ГРЭ, р. т. № 11 представляет собой верхний горизонт
очередного пакета кварцевых жил, подобно р. т. № 9. В настоя-
щее время скважинами вскрывается верхушка замка этого па-
кета. Жильная масса представлена почти полностью средне-,
крупнозернистым кварцем белого цвета с редкими включения-
ми обломков вмещающих алевролитов по зальбандам жилы. От-
мечаются также гнезда карбонатов и хлоритизация по плоско-
стям трещин. Сульфиды состоят из мелкозернистого пирита и
редких кристаллов арсенопирита, чаще всего локализованных
вдоль внутреннего контакта жилы.
Р и с . 30. Проекция р. т. № 9 на
горизонтальную плоскость (по мате-
риалам Чаунской ГРЭ). Показаны
продуктивность (мощность, м • г/т)
рудного тела и содержание золота в
скважинах и подземных горных вы-
работках (г/т)
Все рудоносные образования подчинены общим для месторождения закономерностям локализа-
ции оруденения. Пространственно приурочены к ядерной части главной антиклинальной структуры,
имеют субпластовый характер, располагаются по вертикали эшелонированно; вмещающие породы в
той или иной мере дислоцированы, сопровождаются кварцевыми, кварц-карбонатными, сульфидными
прожилками, в основном кососекущими к напластованию, отличаются от безрудных интервалов обиль-
ной вкрапленностью пирита и особенно арсенопирита, который во вмещающих породах распростра-
нен спорадически.
Следует также заметить, что золоторудные месторождения с близким к Совиному типом оруде-
нения - Бендиго, Балларат (Восточная Австралия) - отличаются огромным вертикальным разма-
хом кварцево-жильного оруденения (более 2 км). В связи с этим на рассматриваемом месторождении
63
можно прогнозировать развитие многоэтажного золото-кварцевого оруденения на значительную
глубину.
Вещественный состав руд. Минералогия месторождения типична для малосульфидной золото-
кварцевой формации. Среди жильных минералов преобладает кварц, занимая не менее 80-85% объема
жильной массы. Другие жильные минералы - полевой шпат, карбонат, серицит, углистое вещество-
имеют явно подчиненное значение. В рудах отмечается высокое содержание мышьяка (до 1%) и угле-
рода органического происхождения (в среднем 0,14%). В число главных рудных минералов по распро-
страненности входят пирит и арсенопирит, второстепенных - галенит, халькопирит, бурнонит, марка-
зит, сфалерит. К группе редких отнесены пирротин и акантит (табл. 14). Золото также является редким
Таблица 14
Минералогия и распространенность минералов на месторождении Совиное
Этап Группа минералов Главные Второстепенные Редкие
Метамор- фогенный Жильные Рудные Кварц-1 Пирит-1 УВ, мусковит, каль- цит-1 Арсенопирит-1 Турмалин, циркон, ру- тил, ильме- нит, графит
Магмато- генный гидротер- мальный Жильные Кварц-2 Кварц-3, -4, каль- цит-2, -3, УВ, ан- керит-1, -2 Полевой шпат, серицит
Рудные Пирит-2, арсе- нопирит-2 Пирит-3, халько- пирит, галенит, сфалерит, тетра- эдрит, бурнонит, изоклейкит, Bi- менегинит, мар- казит Пирротин, акантит (?), золото-1, -2
Г иперген- ный Рудные Гидроокислы железа Г ематит
минералом, но определя-
ющим промышленную цен-
ность месторождения. До-
минирует интерстициаль-
ное золото размером более
1 мм (78%). Вмещающие
породы месторождения, как
уже отмечалось, содержат
вкрапленность и овоидные
стяжения метаморфогенно-
го (возможно, гидротер-
мально-осадочного) пири-
та. Метакристаллы и срас-
тания зерен этого пирита
часто находятся в кварц-
карбонатной «рубашке»,
что характерно для сульфи-
дов вмещающих пород зеле-
носланцевой фации мета-
морфизма. Содержание зо-
лота в пирите, по данным
Чаунской ГРЭ (1990 г.), до-
стигает 50 г/т.
Рудные минералы в основном представлены простыми сульфидами. Второстепенное значение
имеют сульфосоли меди, железа и свинца. Золото чаще всего встречается в ассоциации с галенитом,
халькопиритом и сульфосолями. В рудных телах месторождения Совиное обнаружены сурьмяно-вис-
мутовые сульфосоли в ассоциации с золотом, типичные для месторождений золото-редкометалльной
формации.
Текстура руд в значительной мере определяется широким проявлением следов катаклаза, раздав-
ливания, распрессования минеральных агрегатов. Характерно полосчатое строение как рудных тел,
так и вмещающих пород. Причем полосчатость хорошо просматривается на различных уровнях орга-
низации вещества: от грубой полосчатости минеральных комлексов в целом до микрополосчагости
отдельных минералов.
Результаты структурно-геологического и минералого-геохимического изучения золоторудного
месторождения Совиное позволяют в истории его формирования выделить два этапа: метаморфоген-
ного площадного изменения вмещающих пород (окварцевания, углеродистого обогащения, сульфиди-
зации), сопровождающегося также метаморфогенным рассеянно-вкрапленным, прожилковым и жиль-
ным кварцевым, сульфидным и углеродистым минералообразованием, и постмагматического гидро-
термального с жильным и прожилково-штокверковым минерало- и рудообразованием, завершающим
развитие рудоносной структуры.
Каждый из этих этапов характеризуется своими специфическими минеральными ассоциациями,
которые, свидетельствуя о полигенном характере месторождения, позволяют вместе с тем с достаточ-
ной надежностью судить об эволюции состава минералообразующих сред и особенностях изменения
термодинамической обстановки на метаморфогенном и магматогенном гидротермальном этапах ста-
новления структуры (табл. 15).
64
Минеральные ассоциации и последовательность их на месторождении Совиное Таблица 15 образования Метаморфогенная кварц- пиритовая ассоциация распре- делена в рудном поле повсеме-
Этап Минеральная ассоциация Состав ассоциаций Характер проявлений стно. Она образует рассеянную минерализацию прожилково-
Метамор- фогенны й Кварц-пири- товая Карбонатная Кварц-1, УВ, мусковит, пирит-1, арсенопирит-1, турмалин, циркон Кальцит-1 Прожилково- вкрапленный, жильный Прожилковый, гнездовой вкрапленного типа в терриген- ных породах и встречается в виде жил, а также линзовидных обособлений на участках ин- тенсивных пликативных дисло- каций вмещающих пород. Пре- обладающими минералами яв- ляются кварц-1, углистое веще- ство и пирит-1 (рис. 31). Обра- зование сульфидной вкраплен- ности в терригенных вмеща- ющих породах явно предше- ствует отложению сульфидов в прожилках. В прожилках чаще локализован кварц-1, реже - сульфиды железа и кальцит. Вкрапленники в измененных породах (окварцованных, кар- бонатизированных, обогащен-
Магмато- генный гидротер- мальный Кварц-пирит- арсенопи- ритовая Кварц-гале- нит-сфале- рит-сульфо- сольная Кварц-карбо- нат-марка- зитовая Кварц-2, анкерит-1, полевой шпат, УВ, пирит-2, арсе- нопирит-2, пирротин, ру- тил, ильменит Кварц-3, кальцит-2, серицит, пирит-3, галенит, халько- пирит, сфалерит, тетраэд- рит, бурнонит, акантит (?), изоклейкит. Bi-менегинит, золото-1 Кварц-4, анкерит-2, каль- цит-3, марказит, золото-2 Жильный, лин- зовидный, жильно-про- жилковый Жильный, штокверко- вый Жильный, про- жилковый
Примечание Состав ассоциаций для жильных и рудных минералов приведен в порядке уменьшения содержаний минералов.
них органическим веществом) обычно представлены пиритом-1, реже арсенопиритом-1. На отдельных
участках во вмещающих породах кварц-1 совместно с кальцитом-1 встречается в виде гнезд. Углероди-
стые минералы рассеяны в массе пород, образуют различные по размерам (до 10-15 см) зонки обогаще-
ния, встречаются в виде гнездовых изометрич-
ных и линзовидных выделений (см. рис. 31).
Ассоциация в целом является принципи-
ально золотоносной. Значительные содержа-
ния металла установлены в основном в пири-
те из песчаников и глинистых сланцев. Не имея
практического значения, эти данные тем не ме-
нее могут быть привлечены для суждения о ге-
незисе месторождения (табл. 16).
Оценивая золотоносность минерального
комплекса метаморфогенного этапа развития
рудоносных структур, отметим, что метамор-
фогениые пирит-1 и арсенопирит-1 имеют в
целом низкие средние концентрации золота,
чем аналогичные минералы позднего магма-
тогенного этапа. Обращают на себя внимание
также более высокие в ряде случаев содержа-
ния серебра в пирите-2 (табл. 17).
Р и с . 31. Углистое вещество (я) и уникаль-
ные минералы (б) висмута в рудах месторож-
дения Совиное: « - идиоморфное выделение зо-
лота в обломке кварцевого зерна, окаймленного уг-
листым веществом. Цемент зерен кварца- поздний
кальцит. Аншлиф, увел. 400, без анализатора; б-
срастание изоклейкита и Bi-менегинита (1) и га-
ленит (2). Галенит протравлен парами НС1. Анш-
лиф, увел. 600
65
Таблица 16
Содержания Au и Ag в метаморфогенном пирите-1
из пород месторождения Совиное
Горная порода Au Ag Кол-во анализов
Песчаники 0,06-9,33 2,40-8,50 4
Глинистые сланцы 5,12 5,25 1
У глисто-глинистые 0,93-3,60 2,04-18,60 3
сланцы
Алевролиты 0,10 2,30 1
По-видимому, к самостоятельной карбонат-
ной минеральной ассоциации метаморфогенного
этапа минералообразования можно отнести отло-
жения кальцита-1. Этот карбонат отчетливо нало-
жен не только на кварц, но и на все ранние суль-
фиды (пирит-1 и арсенопирит-1). Хорошо видны
следы замещения кварца и сульфидов кальцитом,
что, по-видимому, связано с изменением кислотно-
щелочной обстановки.
Минеральные ассоциации, отне-
Таблица 17
Содержание Au и Ag в пирите и арсенопирите
в зависимости от глубины проб
Горная порода Место отбора проб Г дубина от- бора проб, м Минерал Au Ag
Песчаник скв. 151 153 Пирит-1 9,33 7,50
Глинистый 154,4 Пирит-1 5,12 5,25
сланец
Углисто-гли- 302,5 Пирит-1 0,93 18,60
нистый ела-
нец
Кварц скв. 152 55 Арсенопирит-2 7,80 5,25
ЖИЛЬНЫЙ
То же 55 Пирит-3 2,92 41,50
Песчаник 199 Арсено пирит-1 1,00 2,50
То же 199 Пирит-1 6,00 8,50
Кварц скв. 153 41 Пирит-3 27,00 12,80
ЖИЛЬНЫЙ
Углисто-гли- 42 Пирит-1 1,20 2,04
нистый ела-
нец
сенные к собственно рудному этапу,
магматогенному гидротермальному, за-
вершающему фазу тектоно-магматичес-
кой активизации структур рудного узла,
представлены ранней слабозолотонос-
ной кварц-пирит-арсенопиритовой,
продуктивной кварц-галенит-сфалерит-
сульфосольной и поздней кварц-карбо-
нат-марказитовой с кальцитом и пере-
отложенным золотом.
Кварц-пирит-арсенопиритовая ас-
социация магматогенного рудного эта-
па отличается некоторым своеобразным
положением в общей схеме минерало-
образования, что хорошо видно по ос-
новному жильному минералу - кварцу.
Кварц этой ассоциации несет в себе
черты, свойственные и раннему мета-
морфогенному, и более позднему маг-
матогенно-гидротермальному этапам
минералообразования. По-видимому, это следствие одновременно протекавших процессов перекрис-
таллизации раннего и отложения нового кварца. При этом, как свидетельствует ряд минералого-геохи-
мических признаков (текстуры жил, структуры минералов, состав элемеитов-примесей, характер вклю-
чений минералообразующих сред), условия метаморфогенного кварцеобразования и отложения ранне-
го кварца магматогенно-гидротермального этапа были близки. Поэтому в жильных телах месторожде-
ния нет резкой внешне четко выраженной границы между продуктами метаморфогенного и начала
магматогенного этапов минералообразования. Они проявляются лишь по данным минералого-геохи-
мического и термобарогеохимического изучения минеральных фаз, характеризующих разные этапы
развития месторождения.
Главными рудными минералами жил и прожилков этой стадии минералообразования являются
пирит-2 и арсенопирит-2. Рудоносные гидротермалиты во многом схожи с метаморфогенными про-
жилками, характерными для дислоцированных терригенных толщ площади месторождения и его окре-
стностей. Во вмещающих породах отмечаются обильная тонкая вкрапленность пирита, его более круп-
ные (до 2-3 см в поперечнике) агрегативные гидротермально-метасоматические обособления, а также
мелкие выделения шестоватого и игольчатого арсенопирита-2. Встречаются участки, где зерна сульфи-
дов являются общими и для вмещающей породы, и для кварц-сульфидного прожилка, размещенного в
ней. Многочисленные мономинеральные срастания кристаллов пирита наблюдаются как в призаль-
бандовых участках, так и в центральных частях прожилков. В тонких прожилках (до 1 см) срастания
кристаллов пирита образуют блоковые сегрегации, нередко занимающие значительные их участки.
Кварц-галенит-сфалерит-сульфосольная с золотом ассоциация на месторождении по масштабам
развития не выразительна, хотя и является основной продуктивной. Па долю всего комплекса минера-
лов этой ассоциации приходится не более 5% от общего объема рудных тел, из них лишь около полови-
ны остается на долю рудных минералов.
66
Практически повсеместно эта ассоциация встречается в тех же рудных телах (жилах, зонах брек-
чирования), что и более ранняя кварц-пирит-арсенопиритовая. Она выполняет межзерновые простран-
ства, проявляется в трещинах катаклаза в кварце и сульфидах, иногда образует самостоятельные про-
жилки-просечки и мелкие линзо- и гнездообразные скопления в ранней кварцевой или кварц-карбонат-
ной матрице.
Многочисленные кварцевые прожилки, содержащие рудную минерализацию, были изучены по
поверхностным и подземным горным выработкам, а также по керну скважин на территории рудного
поля. В отличие от более или менее мощных жильных образований (от 10—15 см до 0,5 м) преимуще-
ственно кварцевого состава тонкие прожилки (от 1-3 мм до 3-5 см) представлены в основном (до 50-
70% от их объема) карбонатами.
Локализация самородного золота-1 в прожилках изучена на многочисленных распиловках. Само-
родное золото в прожилках встречено в тесных срастаниях с пиритом-3, а также в свободном виде в
кварце и кальците. Самородное золото в ассоциации с пиритом-3 и свободное золото-1 обнаруживают
приуроченность к участкам проявления карбонатов, коррелирующих жильный кварц.
Пирит-3, образующий многочисленные срастания субидиоморфных кристаллов, свободное и свя-
занное с ним золото-1, а также галенит в срастаниях с золотом-1 часто встречаются в ассоциации с
карбонатами, корродирующими кварц. Выделяются довольно крупные (до 100 мкм) золотины, приуро-
ченные к краевым частям срастаний кристаллов пирита-3 и их полым межзерновым участкам, и, кроме
того, более мелкие (до 15-20 мкм) включения золота-1, развитые внутри кристаллов.
Самородное золото-1 в обычном для месторождения парагенезисе с галенитом и пиритом сфор-
мировано позднее сегрегаций пирита-3 и представлено различными по размеру, нередко клиновидны-
ми зернами, замещающими карбонаты вдоль границ с пиритом-3. Встречаются мелкие неправильные
зерна и кристаллы внутри частично выщелоченного пирита-3. Мелкое золото в сульфидах и более круп-
ные периферийные по отношению к сульфиду обособления металла связаны между собой тонкими
проводниками, характеризуя, по-видимому, одну и ту же генерацию. Этот факт, а также асимметричное
расположение золота тонких классов внутри кристаллов пирита свидетельствуют, что золото не синге-
нетично пириту и является более поздним.
В совместных срастаниях с галенитом самородное золото-1 часто встречается в виде субидиоморф-
ных кристаллов, нередко оконтуренных поверхностями выщелоченных карбонатов и гранями более
раннего пирита-3. Наряду с пиритом, галенитом в парагенезисе с самородным золотом довольно часто
отмечается сфалерит.
В тонких рудоносных прожилках коррозионные границы кварц - карбонат в большинстве случаев
ограничивают распространение самородного золота-1 за пределы карбонатов. Вдоль этих границ не-
редко развиты псевдографические агрегаты кварц-пирит-золотого состава, в плоскости шлифа нередко
выражающиеся как овальные включения в кварцевой матрице.
Все изложенное позволяет наметить следующий порядок кристаллизации главных минералов жил
и прожилков, сформированных в основную продуктивную стадию минералообразования: кварц-3 -»
пирит-3 -» галенит + (сфалерит, халькопирит, сульфосоли) + самородное золото -» карбонаты.
Помимо описанных минералов в рудах месторождения выявлены в качестве экзотической мине-
ральной ассоциации специфические сурьмяно-висмутовые образования: изоклейкит и Bi-менегинит
(см. рис. 31), отмечена избирательная приуроченность минералов висмута к выделениям галенита. Для
большинства известных месторождений с изоклейкитом и Bi-менегинитом характерны преимуществен-
но высокотемпературная обстановка рудоотложения и широкое развитие висмуто-теллуридных и вис-
муто-сульфосольных парагенезисов. В особенности это относится к золоторудным объектам (Дарасун,
Средний Голгонтай в Забайкалье, Березитовое в Приамурье). Аналогичные золоторудные проявления
на Северо-Востоке России относятся к золото-редкометалльной формации, тесно связанной с гранито-
идным магматизм [Скорняков, 1949; Осипов, Сидоров, 1973; Сидоров, Волков 2000; и др.]. Минерало-
гические особенности изученного месторождения характерны, таким образом, для типоморфных объек-
тов как малосульфидной золото-кварцевой, так и золото-редкометалльной рудных формаций.
Кварц-карбонат-марказитовая с кальцитом-3 и золотом ассоциация завершает процесс гидротер-
мального минералообразования на месторождении. Составляя по минеральной массе сравнительно
небольшую долю от общего объема жильного выполнения, продукты этой ассоциации тем не менее
67
развиты повсеместно, заполняя межзерновые пространства, трещины катаклаза, иногда образуя само-
стоятельные прожилки. С кварц-карбонат-марказитовой ассоциацией пространственно связано пере-
отложенное золото-2, образующее мелкие пленочные, комковидные выделения пористого, губчатого
облика. Выделения марказита в ассоциации часто проявляются по периферии зерен более раннего пи-
рита в виде шестовато-гребенчатых образований и в плоскости шлифа создают иллюзию развития ми-
неральных форм с петельчатой структурой. Марказит нередко образует также самостоятельные линзо-
видные и прожилковые выделения в ассоциации с анкеритом-2.
Поздний кальцит-3 встречается в виде агрегатов достаточно крупных зерен (до 3—5 мм) в пустотах
рудных тел. В нем иногда отмечаются газово-жидкие включения неправильной формы с плохо разли-
чимыми соотношениями фаз.
Таким образом, установлена следующая последовательность образования минеральных ассоциа-
ций. В начале магматогенного рудного процесса формировалась кварц-пирит-арсенопиритовая мине-
ральная ассоциация, затем кварц-галенит-сфалерит-сульфосольная с золотом, и завершила рудоотло-
жение кварц-карбонат-марказитовая ассоциация с кальцитом и переотложенным золотом. Золотонос-
ная минерализация накладывается на ранние кварцевые жилы метаморфогенного генезиса и локализу-
ется в их тектонически проработанных зальбандах.
Геохимические особенности месторождения
Для месторождения Совиное характерен бедный спектр аномалиеобразующих элементов. Оруде-
нение фиксируется сильными аномалиями Au, Ag, As, W, Pb и слабыми Sn, Mo, Ba, Cu, Zn, Мп. Замет-
ной вертикальной и латеральной зональности в распространении элементов индикаторов не выявляет-
ся. Золоторудные тела характеризуются диференцированными аномалиями Au и As и менее контраст-
ными Ag и W, что является типоморфным для метаморфогенных золото-кварцевых месторождений
[Буряк, 1982]. Максимальные содержания элементов халькофильной группы (Pb, As, Си, Ag, Zn) наблю-
даются в северном и центральном участках месторождения, вольфрама - на южном фланге, олова - на
северном. Фланги месторождения характеризуются заметным снижением содержания всех элементов.
Анализ пирита и арсенопирита из вмещающих пород и жильных тел на золото и серебро свиде-
тельствует об их постоянной и иногда достаточно высокой обогащенности главными полезными ком-
понентами - золотом и серебром. Между тем каких-либо ярких геохимических закономерностей в осо-
бенностях концентрирования золота и серебра в сульфидах в зависимости от состава вмещающих по-
род, глубины отбора проб, типа минерала-концентратора, места отбора проб на площади месторожде-
ния пока не проявляется. Обращает на себя внимание лишь более высокое содержание золота и сереб-
ра в пирите-1 из песчаников и пирите-3 из кварцевых жил и, кроме того, серебра в пирите-1 из углисто-
глинистых сланцев. В последнем случае заметна тенденция к повышению содержаний серебра с глу-
биной.
Условия рудообразования
Метаморфогенное минералообразование на площади месторождения происходило при темпера-
туре 340-280°С. Основное рудоотложение постмагматического этапа протекало в нормальном регрес-
сивном режиме с понижением температур минералообразования от ранних ассоциаций к поздним.
Максимальные температуры до 420°С характерны для периода формирования ранней магматогенной
гидротермальной кварц-арсенопиритовой ассоциации, что свидетельствует о явлениях реювенации
минерализации, вызванных тектоно-магматической активизацией района. Продуктивное минералооб-
разование осуществлялось в температурном интервале 320-220°С. Давление в системе на гидротер-
мальном этапе в ранние его фазы достигало 35 МПа. Ко времени золотоотложения оно снижалось до
12-8 МПа [Гончаров, Волков, 2000]. Развитие висмутсодержащих сульфосолей, характер изменения
пробности золота, термобарогеохимические условия минералообразования являются дополнительным
свидетельством магматогенной природы основных минеральных ассоциаций месторождения Совиное.
Рассчитан приблизительный вертикальный температурный градиент для рудных тел месторождения,
достигающий 16° на 100 м глубины.
68
40-
Pe-
)ro
ТИ-
ли-
30-
тах
ли-
(иа-
1не-
гло-
юс-
изу-
уде-
мет-
1яет-
>аст-
гний
элю-
-на
нов.
)иде-
ком-
осо-
х по-
>жде-
ереб-
исто-
: глу-
шера-
ггрес-
дним.
енной
нации
1Л00б-
ротер-
ось до
:нения
иьным
виное.
дения,
Анализ газового состава гидротермальных растворов по включениям в минералах свидетельству-
ет о его значительном разнообразии. Среди газов выявлены химически активные окислители - СО2 и
S02 и восстановители - HS, Н2 NH3, СО; химически малоактивные -N2, СН4, С2Н2 а также Н2О. Во всех
пробах в смеси газов преобладают СН4 + СО2 и Н2О. Во включениях метаморфогенного кварца более
существенна роль СО2; для гидротермального кварца более выразительна роль СН4. Присутствие в
растворах метана определяет верхнюю из установленных различными способами границу давлений в
системе, достигающую 35 МПа.
5.2. Месторождение Дор
Общая структурная позиция месторождения Дор определяется его размещением в экзоконтакте
Эмнункэнигтунской интрузии (см. рис. 10). Золотое оруденение на месторождении контролируется
породами нижнекаменноугольной известковисто-сульфидной терригенно-флишоидной формации (С(),
расчлененной на две ритмопачки: существенно песчаниковую и песчано-сланцевую. Отложения песча-
но-сланцевой пачки обладают наибольшей продуктивностью. Это подчеркивается контуром повышен-
ных содержаний золота, имеющим здесь изометричную форму и в целом совпадающим с залеганием
пород песчано-сланцевой пачки. В других породах ореол золота распадается на ряд отдельных анома-
лий и быстро выклинивается.
Анализ размещения рудных тел с промышленными содержаниями в изученной толще показал,
что большинство из них приурочено к участкам осложнения зон разломов взбросо-надвигового харак-
тера северо-западных и северо-восточных ориентировок более поздних этапов деформаций. За преде-
лами этих участков продуктивность падает до уровня непромышленных содержаний. Взаимоотноше-
ния рудных тел со складчато-разрывными структурами разнообразны. Выделяются конформные струк-
турам первого этапа деформаций тела послойные, на границе раздела между песчаниками и сланцем,
или согласные с зонами рассланцевания, смятия, будинажа и секущие, локализованные в зонах дробле-
ния и прожилкования северо-восточного и северо-западного разломов (см. рис. 11).
В рудных телах золото распределено крайне неравномерно. Совместно с ним встречаются пирит,
арсенопирит, галенит, гидроокислы железа (> 5%). Золото здесь имеет устойчивую корреляцию с мышь-
яком и серебром.
Помимо кварцево-жильных образований, промышленные концентрации золота обнаружены в ме-
тасоматически измененных породах. Это в основном локально проявленные зоны карбонатизации, се-
рицитизации, хлоритизации с повышенными содержаниями пирита (> 5%). Они тяготеют к структу-
рам первого этапа и, по геохимическим данным, несут черты золото-сульфидного вкрапленного оруде-
нения. Следовательно, золотое оруденение может быть отнесено к жильно-прожилковой золото-квар-
цевой формации метаморфогенно-гидротермального генезиса. Дискуссионным остается вопрос о воз-
расте оруденения. Взаимоотношений рудных тел с интрузивными образованиями и дайками в преде-
лах месторождений не отмечается. Площадной геохимической съемкой масштаба 1 : 50 000 установле-
но, что гранитоидные массивы Велиткенайский и Эмункайский стерильны в отношении золота (в их
пределах не выявлено значимых аномалий), что может свидетельствовать в пользу доинтрузивного
возраста золото-кварцевого оруденения.
5.3. Месторождение Каральвеем
Месторождение Каральвеем расположено в Анюйской складчатой зоне Чукотского металлогени-
ческого пояса в Каральвеемском рудном узле (рис. 32). Для рудного узла характерно большое количе-
ство россыпей золота, сопряженных с рудными месторождениями золото-кварцевой формации. Пози-
ция Каральвеемского рудного поля в рудном узле определяется приуроченностью к крупному одно-
именному разлому, амплитуда взбросовых перемещений по которому составляла до 1200 м [Много-
факторные..., 1992].
Рудное поле размерами 15x3 км2 вытянуто в северо-западном направлении вдоль складчатых
структур. Сложено триасовыми песчано-сланцевыми отложениями, вмещающими субпластовые тела
габброидов (см. рис. 32). Рудное поле представляет собой антиклинальную складку с крутым падением
69
на юго-запад. В нем широко развиты продольные по отношению к складчатости разрывы северо-запад-
ной ориентировки и поперечные разрывы северо-восточного и субширотного направления. Наиболее
крупным из северо-западных разрывных нарушений является Каральвеемский разлом, ограничивающий
рудное поле с северо-востока.
Рис. 32. Схематическая гео-
логическая карта Каральвеемско-
го месторождения (по Н. М. Дави-
денко [1975]): 1 - дайки среднего со-
става, мел; 2 - сланцы с пластами пес-
чаников, карнийский ярус; 3 — габбро-
диабазы, нижний триас; 4 - песчано-
тинистая толща, средний триас; 5 -
кварцевые жилы; 6 - развалы кварца;
7 - разрывные нарушения; 8 - элемен-
ты залегания рудных тел и горных по-
род; 9 - точки отбора штуфных проб;
10 - устья штолен; 11 - буровые сква-
жины; 12 - разведочные канавы
Оруденение пространственно тяготеет к висячим контактам отдельных тел габброидов, образуя
вытянутые вдоль них по падению жильные зоны лестничной структуры (рис. 33). В рудном поле выде-
ляются четыре крупные жильные зоны. Наиболее значимая в промышленном отношении жильная зона
Основная имеет протяженность 6 км при ширине 200-400 м. В ней выделены участки Безымянный и
Промоина, составляющие Каральвеемское месторождение. В северо-западной части рудного поля рас-
положено рудопроявление Встречный.
Рис. 33. Схематический геологи-
ческий разрез золото-кварцевого место-
рождения Каральвеемское (по Н. М. Да-
виденко [1975], дополненный): 1 - из-
мененные габбро-диабазы; 2 — габбро-
диабазы; 3 - нижнетриасовые песчано-
сланцевые толщи; 4 - разломы; 5 - золо-
то-кварцевые жилы; 6- граница изменен-
ных пород
70
участкам сочленения апофиз с основной жилой.
Рис. 34. Самородное золото месторождения Ка-
ральвеем (фото с Интернет-сайта Чукотского КПР)
Рудные тела представлены малосульфидными золото-кварцевыми жилами выполнения плитооб-
разной формы субмеридионального, северо-западного, субширотного и северо-восточного простира-
ния. Размеры отдельных жил составляют 100-400 м по простиранию и столько же по падению, мощно-
стью 0,4-1,6 м. Установленный вертикальный размах оруденения более 500 м. На участке Промоина
преобладают жилы северо-западного и северо-восточного простирания с падением соответственно на
северо-восток и северо-запад под углами 50-70°. На участке Безымянный преобладает общее субмери-
диональное простирание жил с пологим падением на восток (25-35°).
Околожильные изменения в основных породах представлены лиственитизацией; развитием маг-
незиально-железистых карбонатов, серицита, сульфидов на расстоянии до первых метров от жил. В
осадочных породах на расстоянии до первых десятков сантиметров от жил проявлены хлоритизация,
серицитизация и карбонатизация с частичным окварцеванием.
Золото в рудных телах присутствует в основном в виде крупной свободной вкрапленности разме-
ром 0,06-1,5 мм (более 90%). Пробность золота 870-900%о, основная примесь - серебро (9-10%). В
руде в небольшом количестве (до 1 %) присутствуют сульфиды (арсенопирит, пирит, галенит, сфале-
рит). Отмечен также шеелит (0,05%). Среднее содержание золота в рудных телах 29,5 г/т. Рудные тела
более чем на 90% сложены кварцем. Минеральный состав рудных тел характеризуется постоянством,
минералогической зональности не наблюдается, однако на нижних горизонтах количество сульфидов
увеличивается.
Текстура руд в основном массивная. Встречаются также гребенчатые, друзовидные, прожилковые
и брекчиевые текстуры. Распределение оруденения неравномерное. Рудные столбы длиной 30-50 м по
простиранию и 100-120 м по падению локализуются на участках повышенной трещиноватости диаба-
зов, экранированных пластичными вмещающими осадочными породами. Среднее содержание золота
в рудных столбах 100-120 г/т. На верхних горизонтах месторождения часто встречались гнездообраз-
ные скопления самородного золота (рис. 34). В наиболее крупном гнезде был найден штуф, в котором
находилось более 30 кг самородного золота. Рудные гнезда тяготеют к разрывным нарушениям и к
К «чуждым» минералам для руд Ка-
ральвеемского месторождения относится ак-
вамарин [Ольшевский, 1973], встреченный на
нескольких горизонтах месторождения и об-
разующий в рудах редкие полосовидные скоп-
ления в ассоциации с мусковитом, прослежен-
ные в жилах на десятки метров. Часто аква-
марин встречается в срастаниях с более по-
здними минералами продуктивной стадии -
золотом и сульфидами. Кроме того, повышен-
ное количество бериллия обнаружено в око-
лорудных диабазах, среднее содержание по
100 пробам составляет 0,0003%, что превы-
шает его кларк в основных породах в 7,5 раза.
Весьма вероятно, что аквамарин в золото-квар-
цевых жилах месторождения мог образоваться в результате ремобилизации - частично за счет выщела-
чивания бериллия из вмещающих пород гидротермальными флюидами, частично за счет привноса из
расположенного на глубине магматического очага.
Руды Каральвеемского месторождения относятся к образованиям средних глубин. Температуры
формирования продуктивной сульфидно-золото-кварцевой ассоциации составляли 280-150°С. Процесс
формирования золотоносных тел охватывал значительный промежуток времени. Абсолютный возраст
продуктивной стадии золотого оруденения, по данным К-Аг метода по мусковиту, составляет 104-123 млн
лет, что совпадает с ранними фазами позднемезозойской гидротермальной деятельности (см. табл. 4).
О связи золотоносных гидротерм с невскрытыми позднемезозойскими гранитоидами, помимо совпа-
дения абсолютных датировок, свидетельствует также пространственная приуроченность к гранитои-
дам золоторудных жил на месторождении Озерное. Оруденение не связано генетически с габбро-диа-
71
базами, поскольку их абсолютный возраст 231 млн лет (см. табл. 4). Габбро-диабазы, по-видимому,
благоприятны по физико-химическим свойствам для формирования жильного золото-кварцевого ору-
денения.
Предложена следующая генетическая модель формирования месторождения. В результате крис-
таллизационной дифференциации от глубокозалегающего мелового гранитоидного очага отделились
рудоносные флюиды, которые затем двигались по зонам повышенной проницаемости вверх в область
пониженных давлений. Рудоотложение носило полистадийный характер и происходило в температур-
ном интервале 350-100°С в условиях резкого спада давлений от 1,2-0,9 до 0,2-0,3 МПа [Давиденко,
1975]. В настоящее время месторождение отрабатывается. Ежегодно добывается 500-600 кг золота.
5.4. Месторождение Ленотапское (Свободное)
Месторождение расположено в бас. рр. Ленотап - Нельпынейвеем в 5 км к северо-западу от
пос. Иультин одноименного района Чукотского автономного округа (см. рис. 22). Общая площадь око-
ло 10 км2. Район характеризуется низкогорным рельефом с абсолютными отметками вершин 593,2 и
633,9 м. Относительные превышения достигают 200-350 м. Склоны долин средней крутизны (15-20°),
участками пологие.
Инфраструктура вокруг месторождения достаточно благоприятная. Иультин, бывший базовый
поселок одноименного рудника и нескольких старательских артелей, связан шоссейной дорогой с мор-
ским портом Эгвекинот, расстояние до которого 180 км. Расстояние до пос. Мыс Шмидта по зимнику
составляет 130 км. Олово-вольфрамовое месторождение Иультин разрабатывалось в 1959-1994 гг. В
настоящее время рудник закрыт, так как разведанные в рудном узле средние по запасам месторождения
Светлое и Тэнкергинское не рентабельны для освоения. Однако в небольших объемах продолжается
старательская добыча россыпного золота.
Ранее проведенные работы. В бас. р. Ленотап к настоящему времени практически отработаны
небольшие россыпи золота (около 3 т). В процессе поисковых работ на рудном поле пройдены много-
численные канавы и редкие колонковые скважины. В результате удалось выявить и проследить не-
сколько крупных рудных зон и оценить общую продуктивность рудного поля. Прогнозные ресурсы
месторождения оцениваются в 70 т золота при 3,254 млн т руды. При написании раздела использованы
материалы отчета В. П. Пересадова [1993 г.].
Положение в региональных структурах. Рудное поле расположено в восточной части Ленотап-
ской золотоносной зоны (рис. 35). Субмеридиональными разломами площадь рудного поля разделена
на четыре блока (с востока на запад): Сизый, Свободный, Седло, Рудек. Общая ориентировка рудного
поля подчиняется южному сектору крупной кольцевой структуры, дешифрируемой на космических
снимках в низовьях руч. Скрытый (рис. 36). Вмещающие породы месторождения представлены песча-
никами, алевролитами и глинистыми сланцами амгуэмской свиты ранне-среднетриасового возраста,
метаморфизованные в условиях зеленосланцевой фации. Породы свиты, известковистые псаммитовые
разности, являются благоприятными для локализации жильно-прожилковых рудных тел. Более тонко-
зернистые разности чаще вмещают сульфидно-кварцевые метасоматиты. Рыхлые четвертичные отло-
жения выполняют днища долин водотоков. В этих отложениях располагаются погребенные россыпи
золота в нижнем течении р. Ленотап и в долинах руч. Скрытый, Рудек, Черный.
Интрузивные образования на рудном поле представлены раннемеловыми дайками диорит-порфи-
ритов, кварцевых диорит-порфиритов и лампрофиров мощностью от долей метра до 30 м, образующи-
ми дайковые пояса субширотного простирания. Ограниченно развиты дайки гранодиорит-порфиров,
гранит-порфиров ранне-позднемелового возраста.
Рудовмещающими структурами являются крутопадающие, северо-западного субмеридионально-
го (320-350°), субширотного (275-300°) до северо-восточного (10-32°) простирания дугообразные зоны
повышенной трещиноватости, мелкие зоны дробления в контактах даек. Изредка встречаются полого-
залегающие зоны трещиноватости, смятия и отслоения в замках мелких складок. По данным В. П. Пере-
садова [1993 г.], золотое оруденение рудного поля относится к малосульфидному золото-арсенопири-
товому и золото-шеелитовому типам золото-кварцевой формации. На участке Свободный разведана
склоновая россыпь золота с запасами 22 кг при среднем содержании 0,26 г/м3.
72
Р и с . 35. Схематическая геологическая карта Иультинского рудного района (по А. В. Зиль-
берминцу [1966], дополненная): 1 - рыхлые четвертичные отложения; 2 — нижний (и средний ?)
триас: верхняя свита — амгуэмская, преимущественно песчаники; 3 — нижний триас (и верхняя
пермь?): нижняя свита - иультинская, преимущественно сланцы; 4 - палеозойская (?) толща мета-
морфизованных сланцев, кварцитов, мраморизованных известняков. Верхнемеловой интрузив-
ный комплекс: 5 - порфировидные биотитовые граниты; 6 — порфировидные роговообманковые
граниты; 7 — равномернозернистые биотитовые граниты; 8 - биотитовые гранит-порфиры. Нижне-
меловой интрузивный комплекс: 9 - биотитовые гранодиориты; 10 — биотитовые диориты и
кварцевые диориты. Нижнетриасовый интрузивный комплекс: 11 - амфиболиты и габбро-ди-
абазы; 12 - зоны контактового метаморфизма; 13 - тектонические нарушения; 14 - элементы
залегания горных пород
Р и с. 36. Позиция Ленотапского рудного поля
в Иультинской кольцевой структуре (по Н. Т. Коч-
невой [2003], дополненная): 1 — граница Централь-
но-Чукотского сводового поднятия; 2 — главные зоны
сквозных разломов; 3 — аномальная кольцевая структу-
ра; 4 - разломы ортогонального направления; 5 - раз-
ломы диагонального направления; 6 — рудные место-
рождения
Геологическое строение и вещественный
состав месторождения. Рудоконтролирующей
структурой месторождения Ленотапское (Свобод-
ное) является серия дуговых разрывных наруше-
ний, зон трещиноватости, рассланцевания, со-
ставляющих южный сектор кольцевой морфост-
руктуры (см. рис. 36). Оруденение локализуется
в узлах пересечения дуговых нарушений с ши-
ротным дайковым поясом диорит-порфиритов и
лампрофиров раннемелового возраста. Прости-
73
рание золоторудных тел меняется соответственно с востока на запад от восток-северо-восточного че-
рез субширотное до северо-западного субмеридионального. Общая протяженность рудоконтролирую-
щей структуры с признаками золотого оруденения составляет 7 км при ширине до 1-3 км и вертикаль-
ном размахе не менее 300 м. Промышленную ценность представляют золоторудные тела, образован-
ные сближенными малосульфидными маломощными кварцевыми жилами и прожилками вместе с вме-
щающими их гидротермально измененными осадочными породами, выделяемые по результатам опро-
бования. Они имеют сложное строение и крутое падение (65-85°). Золотое оруденение крайне нерав-
номерное (от 0,5 до 600 г/т), характеризуется наличием рудных столбов со средним содержанием от 30
до 50 г/т на фоне рядовых концентраций от 2-5 до 10-15 г/т. Протяженность по простиранию колеблется
от 30-50 до 200 м при ожидаемой средней 100 м. Мощность рудных тел варьирует от 0,4 до 3,6 м,
составляя в среднем 1 м (табл. 18). Наиболее мощные богатые рудные тела локализуются в песчанико-
вых горизонтах и почти полностью экранируются алевросланцевыми горизонтами (участок Свобод-
ный). Наиболее благоприятной для локализации золотого оруденения является нижняя пачка амгуэм-
ской свиты. Уровень эрозионного среза месторождения в целом оценивается как верхнерудный. Верти-
кальный размах оруденения по рельефу составляет 150-200 м, а с учетом данных бурения на участке
Седло - не менее 300 м. Ожидаемая глубина залегания корневых частей рудной зоны ограничивается
контактом криптоинтрузива гранитоидов и оценивается в 700 м по гравиметрическим данным.
Золото в кварцевых жилах на верхних горизонтах мелкое (80% фракция 0,07 мм), пробность 823 и
686%о. Часто наблюдается в сростках с сульфидами. Последние представлены мелкой вкрапленностью
арсенопирита, пирита, сфалерита, галенита, блеклыми рудами, составляющими 1-2%. Постоянно при-
сутствует шеелит. Вниз по падению рудовмещающих структур намечается возрастание интенсивности
золотого оруденения, увеличиваются размеры выделений золота. В качестве попутного компонента
присутствует серебро (5-10 до 648 г/т).
Поисковые работы проведены на трех участках: Рудек, Седло и Свободный. Рудные тела и геохи-
мические аномалии вскрыты канавами и скважинами колонкового бурения по редкой сети. Параметры
рудных тел, выявленных на участках Рудек и Свободный, приведены в табл. 18. Морфологические
особенности рудных кварцево-жильных зон участков Рудек и Свободный показаны на рис. 37-39.
Таблица 18
Характеристика рудных тел Ленотапского месторождения
(по В. П. Пересадову |1993 г.|)
№ р.т. Морфологический тип Канава Средняя мощность, м Протяжен- ность, м Содержание золота, г/т
1 Участок Рудек Кварцевая жила 5 0,4 100 41,0
2 То же 10 0,65 100 25,8
3 Зоны прожилков 8 0,7 100 5,6
4 Кварцевая жила 6 0,4 100 24,5
5 То же 6 0,3 50 13,0
8 То же, с видимым золотом 4 1,5 200 —
9 Зоны прожилков 4 1,0 200 89,6
I Участок Свободный Зоны прожилков 1,0 100 20
2 То же 1,0 140 20
3 Кварц-сульфидный мстасоматит, 1 1,0 140 —
4 геохимическая аномалия 5-8 г/т То же, 1-2 г/т 8 2,0 180 3,9
5 То же, 0,5-4 г/т 1 1,0 240 8,0
6 То же, 1-4 г/т 1 1,0 280 3,6
Примечание. Тире — пробы утеряны.
Участок Рудек. Литохимической съемкой по вторичным ореолам масштаба 1:10 000 на участке
Рудек обнаружены контрастные аномалии золота северо-западного простирания интенсивностью 0,1—
74
0,5 г/т с экстремумами до 1-10 г/т. В пределах указанных аномалий поисковыми маршрутами выявле-
ны и частично вскрыты канавами более 80 золотоносных жильно-прожилковых зон. Тонкопрожилко-
выезоны золото-шеелит-сульфидной стадии (14 зон, 8 вскрыты канавами) развиты в основном в север-
ной и центральной частях участка Рудек. На флангах эти зоны перекрыты мощным чехлом рыхлых
четвертичных отложений. Они фиксируются по гипергенным ореолам рассеяния золота до 0,5 г/т.
На участке Свободный в ядре мегаскладки обнажается существенно песчаниковая пачка амгу-
эмской свиты, сложенная сериями пластов и линз песчаников мощностью 30-50 м. В подчиненном
количестве присутствуют слои существенно алевролитового состава мощностью от 10 до 30 м. Крылья
сложены существенно сланцево-алевролитовой флишоидной второй пачкой амгуэмской свиты. Интру-
зивные образовании представлены широтными поясами раннемеловых даек диорит-порфиритов, лам-
профиров, реже кварцевых диорит-порфиритов мощностью от 1 до 20 м. Разрывные нарушения обра-
зуют систему соскладчатых трещин, зон дробления, рассланцевания северо-западного простирания,
диагональных зон дробления запад-северо-западного простирания и поперечные субширотные пост-
складчатые. Две последние системы вмеща-
ют дайки и золоторудные тела (рис. 37). Зо-
лоторудные тела на участке аналогичны по
составу таковым на участке Рудек, но содер-
жания золота значительно выше. Парамет-
ры рудных тел приведены в табл. 18. Геохи-
мические аномалии золота от 0,1 до 1-3 г/т
с экстремумами до 10 г/т на этом участке
являются наиболее продуктивными. Они об-
разуют два аномальных поля. Первое рас-
положено на вершине водораздела в ядре
антиклинальной складки. Второе находит-
ся на западном склоне и отражает вторую
антиклинальную складку. Вертикальный
размах оруденения по рельефу составляет
200 м. По результатам факторного анализа
Р и с. 37. Морфология рудной зоны участка Свободный
Ленотапского месторождения (по В. П. Пересадову, 1993 г.,
с дополнениями): 1 — терригенные породы; 2 - дайки кварц-
диорит-порфиритов; 3 — зона смятия и дробления; 4 — золото-
носные кварцевые прожилки; 5 - буровые скважины
геохимического поля на участке вскрывается в основном ядерная зона концентрирования золотосо-
держащих классов с богатыми золото-мышьяковыми рудами. Уровень эрозионного среза оценивает-
ся как верхнерудный.
Наиболее продуктивные рудные тела располагаются в ядре мегаскладки среди существенно пес-
чаниковых горизонтов нижней пачки амгуэмской свиты. Малосульфидные кварцевые жилы и зоны
кварцевого прожилкования являются основными рудными телами месторождения. Они выполняют
сколовые нарушения и мелкие зоны дробления в контактах даек среднего состава (см. рис. 37; 38).
Мощность жил 0,2-1,3 м (в среднем 0,4-0,6 м), длина 60-150 м (в среднем 100 м). Содержание золо-
та от долей г/т до 600 г/т на 1 м, длина от 50 до 350 м (в среднем 100 м). Тонкопрожилковые зоны
сульфидно-кварцевых метасоматитов имеют мощность от 0,4 до 21 м, длину 150-300 м, крутое паде-
ние (65-85°).
Рис. 38. Морфоло-
гия кварцевой жилы, р.т.
№ 1, фрагмент траншеи,
участок Рудек месторож-
дения Ленотапское (по
В. П. Пересадову, 1993 г.,
дополненный): 1 - терри-
генные породы; 2 - дайки
кварц-диорит-порфиритов;
3 - зона смятия и дробле-
ния; 4 - золотоносные квар-
цевые жилы
75
Мощность прожилков от первых сантиметров до 0,1-0,15 м, количество 1-15 шт. м. Околожиль-
ные изменения выражены в окварцевании, сульфидизации и аргиллизации вмещающих пород. Содер-
жание золота 0,5-2,3 г/т, триоксида вольфрама 0,01-0,5%. При наложении более поздних минеральных
ассоциаций содержание золота повышается до 5,5-25 г/т. В кварце первого и второго типов рудных тел
наблюдается тонкая и эмульсионная вкрапленность сульфидов и золота. Сульфиды представлены пре-
имущественно арсенопиритом и пиритом. В подчиненном количестве присутствуют сфалерит, гале-
нит, халькопирит, пирротин. Изредка отмечаются блеклые руды. Содержание сульфидов не превышает
2-5%, золота от первых до сотен г/т, серебра - от долей до сотен г/т. Концентрация золота резко возра-
стает на участках колломорфных, полосчатых и брекчиевых текстур. Золото представлено тремя гене-
рациями. Первая образует комковатые выделения в арсенопирите, галените или кристаллы октаэдри-
ческого габитуса размером 0,2-0,3 мм. Вторая представлена ярко-желтыми комковатыми пластинчаты-
ми проволочковидными выделениями на контактах зерен сульфидов, в кварце, арсенопирите, галени-
те, пирите. Размер 0,01-0,3 мм, редко - 2 мм. Пробность 823-835%о. Золото третьей генерации присут-
ствует в рудах с повышенным содержанием полиметаллов. Преобладает (80%) фракция -0,071 мм,
пробность 686%о. Развитие золотой минерализации установлено до глубины 330 м по рельефу и сква-
жинам. Предполагаемый вертикальный размах оруденения 400-500 м. При этом намечается возраста-
ние размеров выделений золота и его содержания по падению рудных зон.
Технологические свойства руд изучены в ИРГИредмете (г. Иркутск). Технологическая проба мас-
сой 100 кг отобрана по р. т. № 22 на южном фланге участка Свободный. Содержание золота составило
4,4, серебра -102 г/т, мышьяка 1,25% на мощность 1,69 м. В результате технологических исследований
установлено: преобладает (30%) золото размером 0,071 мм, 10% составляет класс (0,1 - +0,071 мм,
10%- класс +0,1 мм). Рекомендуемая схема извлечения: гравитационное обогащение с последующей
флотацией хвостов гравитационного обогащения. При переработке руды можно получить гравитаци-
онный концентрат с содержанием золота 269, серебра 325 г/т, мышьяка 31 %; при извлечении соответ-
ственно 45,3 и 25,4%, флотоконцентрат с содержанием золота 70 и 2300 г/т серебра при выходе 2,5% и
извлечении соответственно 43,2 и 56,5%. Таким образом, извлечение золота и серебра составляет соот-
ветственно 88,5 и 81,9%.
В результате работ сделана предварительная прогнозная оценка рудного поля, которая проведена
исключительно на жильно-прожилковый тип руд. Месторождение и рудное поле явно недоизучены.
Возможность развития штокверкового оруденения и минерализованных зон дробления с золотоносной
сульфидно-вкрапленной минерализацией в рудном поле не оценивалась. На участках Рудек и Свобод-
ный выделено большое количество жильно-прожилковых зон (рис. 39).
Рис. 39. Морфология кварцевых жил,
схематический геологический разрез, учас-
ток Рудек месторождения Ленотапское (по
В. П. Пересадову, 1993 г., дополненный): 1 -
терригенные породы; 2 - дайки кварц-диорит-
порфиритов; 3 — зона смятия и дробления; 4 -
золотоносные кварцевые прожилки; 5 - буро-
вые скважины
Руды отличаются от типичных золото-кварцевых высоким содержанием серебра, часто более 100 г/т,
и вольфрама до 0,5%. Проведенные исследования технологии обогащения руд показывают возможность
использования метода кучного выщелачивания. Распространение оруденения на глубину достоверно не
изучено. В рудном поле возможно открытие достаточно крупного комплексного месторождения.
5.5. Месторождение Нутэкин
Нутэкинское рудное поле находится в Анадырском районе Чукотского автономного округа Рос-
сии (см. рис. 22). Площадь месторождения 2 км2. В 160 км к северо-востоку от рудного поля располо-
76
жен г. Анадырь. В 140 км к юго-востоку находится пос. Беринговский - административный центр од-
ноименного района. Площадь месторождения представляет собой низкогорье с абсолютными отметка-
ми 800-1000 м. Относительное превышение вершин над долинами 500-800 м. Водоразделы узкие с
острыми скальными гребнями и останцами. В основной части хребта широко развиты кары с отвесны-
ми осыпными склонами. Скальная расчлененность рельефа обусловливает очень плохую проходимость.
Долины водотоков имеют V-образный профиль с шириной днища в верховьях до 150-200 м, завален-
ного крупноглыбовым материалом.
Нутэкинским отрядом Восточно-Чукотской ГРЭ в 1980-1981 гг. были проведены детальные поис-
ки в верховьях рр. Нутэкин - Нытымокин, в результате которых обнаружен целый ряд рудопроявлений
золота и получены новые данные по стратиграфии и магматизму района. После этих работ, впервые в
данном регионе, минерализованные дайки габбро-диабазов позднемелового возраста стали рассматри-
ваться как золоторудные тела.
В пределах рудного поля пройдено около 2000 м
канав. Прогнозная оценка рудного поля достаточно
высокая и превышает 60 т (В. П. Шабалин, 1988 г.).
Положение в региональных структурах. По
существующим схемам тектонического районирова-
ния территория расположена в северо-восточной час-
ти Корякской складчатой системы и приурочена к Кэн-
кэрэнскому поднятию, являющемуся составной час-
тью Тамватнейского антиклинория. Сложно постро-
енная складчато-покровная структура поднятия
образована комплексом мезо-кайнозойских отложе-
ний (от триаса до палеогена включительно) терриген-
ного и в меньшей степени вулканогенного состава. С
юга Кэнкэрэнское поднятие ограничено глубинным
разломом субширотного простирания. Погружение
сводовой части поднятия происходит относительно
плавно в субширотном и северном направлениях, а в
южном имеет ступенчатый характер. Стратифициро-
ванные образования мезо-кайнозойского возраста об-
лекают сводовую часть Кэнкэрэнского поднятия в
виде моноклиналей, осложненных линейными склад-
ками с падением осевых поверхностей к северо-вос-
току, северу и юго-западу. С разрывными нарушения-
ми связано образование важнейших элементов геоло-
гического строения района - дайковых поясов, жил и
надвигов.
Стратифицированные образования от средней
юры до валанжина включительно в рассматриваемом
районе смяты в крутые изоклинальные складки вто-
рого и третьего порядка с преобладающим простира-
нием осей 270-300°. Размах крыльев складок и амп-
литуда достигают 300-500 м при углах падения кры-
льев от 60 до 85°.
Стратиграфический разрез вмещающих пород
района и рудного поля показан на рис. 40.
Геологическое строение месторождения. На
площади месторождения в эрозионном окне среди
вулканогенно-осадочных образований средней юры
вскрываются терригенные породы триасового возра-
ста, смятые в антиклинальную складку второго по-
рядка.
(индекс Колонка Мощи., M Характеристика породы
си --- — - 400 Краснореченская свита, верх- няя пачка: алевролиты, пес- чаники, конгломераты
к: 750 Гинтеровская свита: песча- ники, алевролиты, конгло- мераты
J 750- 800 Нутэкинская свита: але- вролиты, редкие прослои песчаников
// Z/ f, ZX ft п 500 Кэнкэрэнская свита: песча- ники, алевролиты, аргил- литы
f/ и // -.--t—Bl—|- 350 Песчаники, известковые ар- гиллиты, алевролиты
к, ь ilii-fc I’iPffil: hii i-i 500 Алевролиты, аргиллиты, лин- зы известковистых песча- ников и алевролитов
£ —5 > ?!'! ! I ! J-!i i > )? . i ' ! 111 :1 ! 1 i i i ; r i. । i - i । * । i i 800 Песчаники, алевролиты, про- слои туфопесчаников и туфо- алевролитов, известковис- тых алевролитов
(ьУг ) n _ji A J ° j J • < *A.‘ 1 1 о Pz-p?* 750- 800 Лавы базальтов, андезитов, дацитов, туфы различного состава, туфопесчаники, из- вестники
н ~ *7i ",~i H~'~ t1 250 Известковистые алевролиты, известняки, песчаники
Р и с. 40. Стратиграфическая колонка рай-
она месторождения Нутэкин (по В. П. Шабали-
ну, 1988 г.)
77
Складка прослеживается по простиранию в субширотном направлении на 2 км с амплитудой не
менее 350 м и размахом крыльев до 0,5 км. Погружение шарнира складки западное под углом 30-35°,
углы поднятия крыльев складки 75—85°, а в ядре антиклинали породы «стоят на голове». С востока и
запада складка ограничена дизъюнктивными нарушениями.
Таким образом, в пределах месторождения вулканогенно-осадочная толща средней юры перекры-
вает образования нутэкинской свиты позднетриасового возраста. Дайки габбро-диабазов позднемелово-
го возраста прорывают все эти отложения и образуют пояс северо-западного простирания (рис. 41).
Падение даек крутое - 60-90° к юго-
западу. Рудные тела, приуроченные к этим
дайкам, были вскрыты отдельными канава-
ми и представляют собой систему жил и
зоны дробления лестничного типа (рис. 42).
Жилы и зоны дробления располагаются
вкрест простирания даек, рассекая их на
всю мощность. Реже рудные тела приуро-
чены к лежачим контактам даек. Рудонос-
ных даек на месторождении известно более
20. Их средняя протяженность 400-1500 м,
мощность 10 м. Минерализованные дайки
сосредоточены в основном на трех участ-
ках. На участке Сквозной выявлено и учас-
тками прослежено вкрест простирания че-
рез 40 м пять минерализованных даек сум-
марной протяженностью более 1000 м при
средней мощности 11,5 м (см. рис. 42).
Мощность кварцевых жил в дайках досги-
Р и с. 41. Схематическая геологическая карта Нутэкин- - „
ского рудного поля (по В. П. Шабалину [1988 г.|, дополнен- гает м ПРИ максимальнои протяженнос-
ная): 1 -терригенные отложения верхнего триаса; 2 - вулканоген- ти до 13 м. У читывая, что мощность отдель-
но-осадочные породы средней юры; 3 — даики габбро-диабазов; ных участков даек 34 м, можно ожидать
4 - разломы прослеженные (а) и предполагаемые (б); 5 - геологи- ...
ческие границы; 6 - проявления золото-кварцевого оруденения выявления более протяженных жил. Фор-
ма жил линзовидная. Форма зон дробления
более сложная как в плане, так и в разрезе и
обусловлена первичной трещиноватостью.
В них отмечаются блоки даек, насыщенные
пологозалегающими жилами. Распределе-
ние золота в дайках крайне неравномерное
с максимальной концентрацией в жильных
телах, обычно не выходящих за контуры
даек. Содержание металла колеблется от 0,5
до 800 г/т, количество сульфидов в рудных
телах не превышает 10%, в среднем состав-
ляет 2-3%.
Р и с. 42. Схематическая геологическая
карта участка Сквозной месторождения Ну-
тэкин (по В. П. Шабалину, 1988 г., дополнен-
ная): 1 - верхний триас: алевролиты, известко-
вистые песчаники, известняки; 2 — позднемело-
вые дайки габбро-диабазов; 3 - зоны дробления;
4 - зоны площадной сульфидизации; 5 — квар-
цевые жилы (я), с видимым золотом (б); 6 — кана-
ва; 7 - интервал опробования (м) в числителе, в
знаменателе — среднее содержание золота, г/т
78
Минеральный состав рудных тел достаточно прост. Жильные минералы представлены кварцем,
карбонатом, хлоритом, мусковитом, рутилом, каолинитом. Рудные минералы - арсенопирит, пирит,
золото, шеелит, антимонит, марказит, киноварь. Наиболее распространенные минералы - арсенопирит
и пирит, редко встречаются антимонит и киноварь. Содержание золота в монофракциях пирита и арсе-
нопирита невысоко и составляет 3-10 г/т. Пробность золота изменяется от 826 до 915%о. Размер золо-
тин от 0,1 до 5-6 мм.
После поисковых работ ряд вопросов
остался нерешенным. Распространение
оруденения на глубину не выяснено. По со-
временному эрозионному срезу поверхно-
сти даек можно судить о вертикальном раз-
махе оруденения на 35-40 м. Из анализа
средних содержаний по отдельным выра-
боткам наблюдается закономерное возрас-
тание содержаний с глубиной эрозионного
среза. Вероятно, эта закономерность сохра-
нится и на более глубоких горизонтах. Учи-
тывая размах оруденения для месторожде-
ний золото-кварцевой формации умеренно
сульфидного типа в аналогичных геологи-
ческих условиях до 3500 м и более и имею-
щиеся данные по району в 350 м, можно
говорить об эродированности рудных тел
участка Сквозной лишь в незначительной
степени. Из известных 20 минерализован-
ных даек только половина вскрыта горны-
ми выработками (двумя-тремя пересечени-
ями через 40-80 и 120 м). Следует отметить,
что горные выработки на абсолютных от-
метках более 500 м, как правило, дают от-
рицательные результаты. А это еще раз под-
тверждает выводы о незначительном эро-
зионном срезе рудных тел в районе и зако-
номерно высоких содержаниях золота на
самых низких уровнях современного эро-
зионного среза (рис. 43). Месторождение
может представлять промышленную цен-
ность, если все разрозненные кварцевые
жилы и зоны дробления после проведения
детальных работ и крупнообъемного опро-
бования будет возможно объединить в рам-
ках рудных тел, достаточно крупных для от-
крытой добычи. Судя по минеральному со-
ставу, руды месторождения относятся к лег-
кообогатимому типу. Из таких руд золото
возможно извлекать исключительно грави-
тационным методом.
Рис. 43. Распространение золото-кварцевого оруде-
нения на месторождении Нутэкин (по В. П. Шабалину,
1988 г.). Тире - рудные тела не выявлены
79
Глава 6
ЗОЛОТО-СУЛЬФИДНАЯ ФОРМАЦИЯ (ВКРАПЛЕННЫХ РУД)
Золото-сульфидное вкрапленное оруденение зон ТМА Чукотской складчатой системы приуроче-
но к интрузивно-купольным структурам, обнаруживает геолого-структурные и тесные минералого-гео-
химические связи с золото-серебряным, золото-кварцевым, золото-сурьмяным и золото-редкометалль-
ным жильным оруденением [Волков, Сидоров, 2001]. Месторождение было открыто в пределах Верхне-
Кукенейского рудопроявления, охарактеризованного А. А. Сидоровым как эпитермальное золото-
серебряное [1966].
6.1. Месторождение Майское
Главным рудолокализующим фактором для Майского месторождения выступает его приурочен-
ность к купольно-блоковой структуре сателлитной по отношению к Кукенейской ИКС (см. рис. 14).
Рудное поле площадью 10 км2 имеет изометричную форму (рис. 44) и приурочено к сложному горсто-
образному выступу, расположенному в узле пересечений северо-западных, северо-восточных, субши-
ротных и субмеридиональных разломов (рис. 45). Вмещающие породы представлены песчано-алевро-
сланцевыми отложениями кевеемской свиты среднего триаса. В алевросланцевых разностях свиты от-
мечены многочисленные пиритовые конкреции. Мощность свиты в центральной части месторождения
не менее 500-600 м.
Рис. 44. Геологическая карта месторождения Майское (по Ю. И. Новожилову и материалам Май-
ской ГРЭ, дополненная). Условные обозначения см. на рис. 45
N
И
Л
F
с
с
L
/
с
I
I
г
1
I
80
Рис. 45. Геологический разрез месторождения Майское (по материалам Майской ГРЭ, допол-
ненный): 1 - алевролиты, кевеемская свита среднего триаса; 2 - песчаники среднего триаса; 3 - переслаива-
ющиеся песчаники и алевролиты триаса; 4 -- гранодиориты и гранит-порфиры; 5 - аплиты; 6 - лампрофиры;
7 - риолит-порфиры; 8 - эксплозивные брекчии; 9 - разломы: установленные (а) и предполагаемые (б); 10 -
рудные тела; 11 — контур серицитовых метасоматитов; 12 — зоны трещиноватости; 13 - зоны дробления,
рассланпевания и смятия; 14 - геологические границы
Вследствие многоэтапных дислокационных перемещений, нередко со значительными амплитуда-
ми, происходивших в связи с тектонической перестройкой мезозоид при формировании сателлитной
интрузивно-купольной структуры в Кукенейской зоне ТМА, ранние складчатые структуры сохрани-
лись лишь в реликтовом виде (рис. 46) на флангах Майского месторождения. Блоковые дислокации в
районе месторождения проявлены на площади около 25 км2. Эта зона тектонического влияния (релак-
сации) соответствует куполовидному поднятию,
сателлитному по отношению к Кукенейскому
центральному куполу [Волков, 1995].
К важным геолого-структурным и минера-
лого-геохимическим особенностям месторож-
дения, помимо его блокового строения, относят-
ся: наличие значительного количества даек пе-
строго состава и тел эксплозивных брекчий, чет-
ких тектонических границ рудных тел и их мно-
гочисленных пологих апофиз, развитие редко-
металльной минерализации, серебро-полиме-
таллического, кварц-антимонитового и само-
родного мышьякового жильного оруденения.
Зоны дробления и рассланцевания, вмещающие
Рис. 46. Синклинальная складка с разломом в
шарнире (правый борт долины руч. Зюм) на западном
фланге Майского рудного поля (фрагмент аэрофото-
снимка)
золото-сульфидные вкрапленные руды месторождения, отчетливо пересекают мощные дайки субвул-
канических риолит-порфиров, что, безусловно, указывает на гидротермальное постмагматическое про-
исхождение сульфидно-вкрапленного оруденения.
Структурно-литологические особенности. Рудное поле отчетливо разделяется субмеридиональ-
ными и субширотными разломами на три рудоносных тектонических блока: Западный, Центральный и
Восточный (см. рис. 44, 45), которые различаются по литологии, структуре и метаморфизму вмеща-
ющих пород, а также по особенностям проявления магматизма и оруденения. Петрохимическая харак-
теристика вмещающих пород месторождения представлена в табл. 19.
81
Таблица 19
Петрохимические характеристики вмещающих терригенных пород
месторождения Майское (по данным Майской ГРЭ)
Петрохимические компоненты, % Типы пород, возраст (кол-во проб)
алевролиты Т2](10) алевролиты Т3А(4) алевролиты Т3 п (3) песчаник Т2’ (2) песчаник Т3/Ц4)
SiO2 55,38 52,82 63,08 65,36 75,05
TiO2 1,04 0,99 0,78 0,92 0,63
А12О3 19,3 21,77 16,49 13,38 10,26
Fe2O3 1,30 0,72 1,91 0,44 0,55
FeO 6,01 5,95 5,29 6,20 5,14
MnO 0,05 0,03 0,13 0,08 0,10
MgO 2,21 2,25 2,25 2,04 1,72
CaO 0,38 0,41 0,51 0,50 1,09
Na2O 0,64 0,48 1,78 0,44 0,75
K2O 3,18 3,40 1,85 1,55 1,01
P2O5 0,17 0,17 0,18 0,16 0,14
-H2O 0,24 0,28 0,29 0,17 0,15
+H2O 4,01 4,50 4,06 3,39 2,42
co2 5,16 4,97 0,72 5,48 2,60
c '—opr 0,88 0,72 0,49 0,29 0,13
s - иооц 0,27 0,16 0,21 0,16 0,25
Примечание. Анализы выполнены в ЦЛ СВПГО (г. Магадан), отбирались безрудные
неизмененные породы из обнажений, скважин и горных выработок.
Западный блок, заключенный между Озерным и Западным разломами, характеризуется относи-
тельно слабой насыщенностью магматическими породами (около 10%). Количество даек возрастает на
его северном фланге. Меридиональными границами Центрального блока являются разломы Западный
и Лампрофировый на востоке. Центральный блок отличается очень высокой насыщенностью магмати-
ческими телами, которые составляют около 25% его объема. Восточный блок по количеству даек за-
метно уступает Центральному и, по-видимому, Западному. Центральный блок представляется наибо-
лее поднятым, а Западный — наиболее опущенным. Вмещающие толщи смяты в приразломные мериди-
ональные складки. В срединной, наиболее поднятой части горстообразного выступа залегает фаунис-
тически не охарактеризованная флишоидная толща (кевеемская свита). В нижней части ее разреза рас-
пространены переслаивающиеся мелкозернистые песчаники и алевролиты с редкими прослоями гли-
нистых сланцев. Количество песчаников здесь достигает 30-35%. Верхняя часть толщи сложена пре-
имущественно алевролитами, мелкозернистые песчаники занимают подчиненное положение; мощность
отдельных слоев варьирует от 0,2 до 10 м. В прослоях алевроглинистых сланцев распространены пири-
товые конкреции. На востоке эти отложения перекрыты толщами грубозернистых пород, переслаива-
ющихся со средне- и мелкозернистыми, иногда известковистыми песчаниками, а также с алевролитами
(см. рис. 45). В верхних частях разреза появляются слои кварцитовидных грубозернистых песчаников
и линзовидные прослои гравелитов мощностью до 5 м. Суммарная мощность толщи не менее 250-300 м.
Западный блок сложен мелкозернистыми песчаниками и алевролитами с пиритовыми конкрециями.
Количество прослоев песчаников здесь заметно уменьшается с глубиной. На западной, восточной и
юго-восточной периферии рудного поля распространены толщи темно-серых и черных алевролитов с
редкими прослоями песчаников, гравелитов, мелкогалечных конгломератов и небольших линз темно-
серых известняков.
Таким образом, Западный и Центральный блоки сложены пачками преимущественно пластичных
тонкозернистых пород с маломощными прослоями песчаников. Восточный блок представлен порода-
ми повышенной хрупкости, что обусловлено как более высокой песчанистостью, так и проявлениями
метаморфизма. Основные рудные тела сосредоточены среди пластичных слоистых пачек в Централь-
ном и Западном блоках.
Вмещающие толщи интенсивно дислоцированы. Широко развиты как пластические, так и хруп-
кие деформации. Наибольшей интенсивности они достигают в Центральном блоке, где алевропелито-
вые толщи с прослоями мелкозернистых песчаников смяты в складки меридионального направления.
82
Размах складок измеряется от нескольких до первых десятков метров; преобладающая их форма изо-
клинальная, нередко асимметричная. Характерно запрокидывание складок на запад с падением осевых
плоскостей под углами 50-80°. Отдельные складки обычно ограничиваются непротяженными ветвя-
щимися субмеридиональными разрывами, которые в совокупности создают сеть линзовидно-ячеисто-
го рисунка. В Западном и Восточном блоках отмечен разворот осей складок к северо-востоку, что, по-
видимому, определяется влиянием региональных разломов такого же простирания.
Важнейшим структурным элементом месторождения являются минерализованные зоны дробле-
ния и рассланцевания меридионального простирания с крутыми падениями на восток. Мощность зон
достигает десятков метров. Границы зон и их размеры определяются условно. Внешние части зон ха-
'Н0СИ-
аетна
адный
гмати-
1ек за-
заибо-
зриди-
аунис-
за рас-
1И гли-
ia пре-
цность
। пири-
лаива-
штами
аников
-300 м.
циями.
чной и
ТИТОВ с
темно-
гичных
юрода-
зниями
гтраль-
и хруп-
телито-
вления.
рактеризуются развитием трещин рассредоточенного кливажа, пересекающих и смещающих тонкие
прослои песчаников. Ближе к осевой части трещины грубого кливажа сближаются, появляются более
тонкие кливажные поверхности. Здесь же отмечаются признаки течения первичных осадков с проявле-
нием будинажа. Причем деформации подвергаются не только жесткие слои песчаников, но и линзы и
прожилки раннего метаморфогенного кварца. Пластические деформации сопровождаются повышени-
ем трещиноватости, иногда крупноглыбовым брекчированием. В осевой части зон складки имеют мень-
шие размеры, чем за их пределами. По всей вероятности, зоны и мелкие складки образовались одно-
временно. В осевых (внутренних) частях зон интенсивность пластических и хрупких деформаций бо-
лее высока. Отмечаются элементы хрупкого и хрупко-пластичного разлинзования жестких слоев пес-
чаников, а также развальцевание и гофрирование пластичных пород, развитие тончайших тесно сбли-
женных трещин кливажа. При этом нередко наблюдаются проявления кливажа различных направле-
ний, свидетельствующих, наряду с другими фактами, о неоднократной смене плана деформаций в про-
цессе формирования минерализованных зон динамометаморфизма.
Важным элементом структуры являются выдержанные разрывные нарушения, которые приуроче-
ны к центральным частям зоны. Эти нарушения сопровождаются милонитами, рассланцеванием и брек-
чированием пород. К приразломным зонам пластического течения пород приурочены наиболее круп-
ные дайки и рудные тела. Дайки развиты также в отдельных интервалах северо-восточных и северо-
западных разломов. Широтные разломы на месторождении выражены зонами субпараллельной тре-
щиноватости. Некоторые трещины представляют собой сколы с глинкой трения, смещающие с неболь-
шой амплитудой (сантиметры, редко первые метры) рудные тела; падение трещин южное под углами
40-65°. Однако эта пострудная трещиноватость является отражением наиболее поздних подвижек по
широтным разломам. На раннее заложение последних указывают изменение морфологии, расщеп-
-300
-100
300
200
100
о
-100
3------►!!
Абс. отметка, м
ление и выклинивание рудных тел, а за пределами месторождения эти разломы нередко контроли-
руют размещение вулканитов и поясов даек андезибазальтов.
Магматические породы - дайки ранне-позднемелового комплекса занимают
25% общего объема пород месторождения Майское (рис. 47). Их выходы образуют
меридиональный пояс шириной около 3 км и протяженностью более 4 км. В поясе
дайки сгруппированы в меридиональные свиты сближенных тел, с которыми простран-
ственно связаны рудоносные зоны.
Выделяются две группы разновозрастных даек. К первой, плутоногенной, по-ви-
димому, парагенетичной с Кукенейским интрузивом, относятся гранит-гранодиорит-
порфиры, аплиты и лампрофиры, ко второй - более поздние субвулканические рио-
лит-порфиры.
Гранит-гранодиорит-порфиры слагают крупные силлообразные прерывистые тела
северо-восточного простирания, не свойственные другим магматическим образовани-
ям месторождения. Мощность тел варьирует от 1-3 до 50-60 м; падение даек юго-
восточное под углами 50-70°. Аплиты слагают крупное, мощностью до 100 м, тело
линзовидной формы в зоне западного тектонического контакта горстообразного высту-
па, где оно прослежено в субмеридиональном направ-
лении и круто падает на восток. Маломощные дайки
аплитов отмечены и вдоль разломов северо-западного
простирания.
Рис. 47. Распределение суммар-
ных мощностей даек месторождения
Майское в вертикальной проекции
по Ю. И. Новожилову
83
Лампрофиры не образуют крупных тел и обычно прослеживаются в виде непротяженных даек
мощностью 1-3 м, преимущественно субмеридионального простирания и крутого (50-80°) восточного
падения. Они представляют собой меланократовые порфирового сложения породы с большим количе-
ством вкрапленников биотита, реже плагиоклаза (андезин А 43 ) и кварца. Основная масса сложена
кварц-палевошпатовым агрегатом, содержащим темноцветный разложенный минерал. Следует отме-
тить, что лампрофиры подвергаются особенно интенсивным изменениям, так как локализуются в зо-
нах разломов. Обычный тип изменений - лиственитизация с полным преобразованием первичного со-
става пород. Кроме того, для них характерна аргиллизация, которая постоянно проявляется и в других
дайках месторождения. Минеральный состав позволяет определить лампрофиры как керсантиты. Со-
став их приведен в табл. 3. Ю. И. Новожиловым (1983 г.) установлено, что лампрофиры пересекают
тела гранодиорит-порфиров, содержат обломки аплитов (скв. 79) и вместе с тем постоянно пересека-
ются субвулканическими дайками риолит-порфиров.
Таким образом, лампрофиры завершают формирование магматических пород ранней, плутоно-
генной группы. Наиболее ранние жильные гранодиорит-порфиры можно отнести к асхистовой серии,
а дополняющие друг друга аплиты и лампрофиры - к диасхиотовой серии жильных интрузивных по-
род. Петрохимическая близость асхистовых гранодиорит-порфиров с гранитоидами Кукенейского ин-
трузива, а также данные о повышенных содержаниях в них олова свидетельствуют об их генетическом
родстве (см. табл. 3, рис. 15).
Субвулканические дайки риолит-порфиров составляют основную массу магматических пород
месторождения, а в их пространственном размещении отмечаются существенные различия по сравне-
нию с дайками плутоногенного типа. Протяженность отдельных интрузивных тел достигает 1,5-2 км,
мощности варьируют от долей до 60 м, господствующее простирание субмеридиональное (см. рис. 44),
падение преимущественно восточное под углами 50-70°. Риолит-порфиры группируются в свиты сбли-
женных тел, образующих закономерный ряд правосторонних кулис S-образной формы с осью северо-
западного простирания, направленной вдоль разломов контролирующих останцы покровов кислых
вулканитов кытапкайской свиты. Близость химических составов даек и реликтов покровов вулканичес-
ких пород и их геологическое положение позволяет предположить субвулканическую природу риолит-
порфиров Майского месторождения и их комагматичность кислым вулканитам ОЧВП (см. рис. 15).
Эти дайки распространены на всей площади рудного поля, но наибольшей насыщенностью ими отли-
чается Центральный блок. С поздними дайками ассоциируют инъекционные (эксплозивные) брекчии.
Свиты даек образуют закономерный ряд правосторонних кулис с осью северо-западного направления.
Макроскопически риолит-порфировые дайки представлены лейкократовыми породами с ясно
проявленной порфировой структурой. Первичное строение и состав этих даек в значительной мере
завуалированы интенсивными эпигенетическими преобразованиями. Порфировые выделения, количе-
ство которых варьирует от 20 до 50% в разных дайках, представлены кварцем, плагиоклазом и калие-
вым полевым шпатом. От периферии к центру магматических тел количество вкрапленников и их разме-
ры заметно возрастают. Вкрапленники кварца образуют округлые выделения размером от 0,5 до 3-5 мм,
как правило, окруженные реакционной каймой серицитового состава. Количество кварца среди пор-
фировых выделений обычно составляет 20-25%. А порфировые выделения плагиоклаза почти нацело
изменены и замещены серицитом, хлоритом, глинистыми минералами группы каолинита — диккита. В
связи с локализацией серицита в краевых частях выделений, а хлорита - в центральных можно пола-
гать, что плагиоклаз имел зональное строение. В реликтовых участках состав плагиоклаза отвечает
альбит-олигоклазу. В общем объеме вкрапленников на долю плагиоклаза приходится 30-40%, размеры
их сильно меняются, увеличиваясь в центральных частях даек до 3-5 см. Вкрапленники ортоклаза (10-
20%) также подвержены интенсивным метасоматическим изменениям. По ним образуются карбонат и
реже серицит. Размеры их обычно составляют 0,1-0,3 см. Сильно изменены также порфировые выде-
ления темноцветных минералов, на долю которых приходится 10-25% от массы вкрапленников. Среди
них встречаются реликты зерен биотита, обычно замещенного хлоритом, карбонатом, серицитом и
рутилом. Основная масса риолит-порфировых даек слабо раскристаллизована и обладает фельзито-
видной структурой. Среди даек риолит-порфиров иногда встречаются тела, в которых почти полнос-
тью отсутствуют вкрапленники кварца, но по химическому составу они тем не менее мало отличаются
от кварц-порфировых разновидностей.
84
Как уже отмечалось, дайки риолит-порфиров приурочены к системе кулисных трещин, образо-
ванных в блоке - пластине, ограниченной северо-западными разломами. Это объясняет, например, сла-
бое развитие их в Восточном блоке месторождения, большая часть которого находится вне этой струк-
туры. Прослеживается структурная связь кулисных зон даек риолит-порфиров с блоком-останцом кис-
лых вулканитов кытапкайской свиты ранне-позднемелового возраста, расположенным в 5—7 км юго-
восточнее месторождения и контролирующимся той же системой северо-западных нарушений. В этой
же системе нарушений, в 12-15 км северо-западнее рудного поля Майское, находится дайковое поле
рудопроявления Звездное. В связи с этим представляется вполне обоснованным выдвигаемое в рабо-
тах С. А. Григорова и Г. М. Сутутина мнение о субвулканической природе кислых даек месторождения
Майское и комагматичности их кислым вулканитам кытапкайской свиты ОЧВП. Однако в отличие от
этих исследователей Ю. И. Новожилов считает возможным отнести к комагматитам вулканитов не все
дайки месторождения, а только риолит-порфиры.
Таким образом, совмещенные в пространстве и во времени две группы даек месторождения пред-
ставляют различные ветви интрузивного - плутоногенного и субвулканического магматизма. Опреде-
ления абсолютного возраста магматических пород, проведенные в лаборатории СВКНИИ (см. табл. 2)
показывают, что внедрение интрузивных пород, в том числе дайковых комплексов, произошло на рубе-
же раннего и позднего мела и связано с тектоно-магматической активизацией района, синхронной на-
чальному этапу образования ОЧВП.
Золото-сульфидное вкрапленное оруденение накладывается на все охарактеризованные типы маг-
матических пород, которые являются, таким образом, дорудными. Однако Ю. И. Новожиловым уста-
новлены и документально подтверждены пересечения наиболее ранних кварц-молибденитовых про-
жилков дайками лампрофиров и риолит-порфиров. Следовательно, можно говорить о сопряженности
лайкового магматизма и рудообразования на месторождении.
Эксплозивные брекчии. Примечательной особенностью месторождения Майское является раз-
витие в нем своеобразных тел брекчий, отличающихся по ряду признаков от типично тектонических
образований (рис. 48). Эксплозивные брекчии установлены сравнительно недавно и в месторождениях
Карлинской группы, где они названы «pre-ore collapse breccias» [Teal, Jackson, 1997].
Рис. 48. Эксплозивная брекчия, месторождение Майское (фото, полирован-
ный штуф, уменьшено в 2 раза). В обломках представлены основные породы, сла-
гающие месторождение: 1 - тонкозернистые песчаники с сингенетическим пиритом;
2 - алевролиты; 3 - пропилитизированная дайка риолитовых порфиров; 4 - метамор-
фогенный кварц. В цементе - мелкие обломки этих же пород и переотложенный пирит
85
На месторождении Майское развитие брекчий связано со спецификой формирования купольно-
блоковой структуры. Этим же можно объяснить проявление эксплозивных брекчий в золоторудных
месторождениях других формаций на прилегающих территориях, а также в ртутном Западно-Палян-
ском месторождении [Шило и др., 1978].
На месторождении Майское эксплозивные брекчии распространены преимущественно в Цент-
ральном блоке вблизи его западного, тектонического ограничения (см. рис. 44). Значительно реже они
встречаются на западном фланге месторождения. На восточном фланге к линейным зонам эксплозив-
ных брекчий приурочены рудные тела. В Центральном блоке брекчии залегают в виде зоны сближен-
ных ветвящихся тел жилообразной формы. Типичных для эпитермальных месторождений трубообраз-
ных брекчий не установлено. Общее простирание тел брекчий субмеридиональное, падение восточное
под углами 60—75°. Брекчии распространяются на глубину более 700 м от поверхности. Характерный
разрез зоны эксплозивных брекчий вскрыт квершлагом 28 на горизонте +200 м. Зона состоит из десят-
ка отдельных тел различной мощности и наклона. Мощность варьирует от 1-3 см до 6-8 м, а падение
изменяется от горизонтального до вертикального. Тела брекчий занимают как секущее, так и согласное
положение по отношению к слоистости вмещающих песчано-сланцсвых пород. Контакты с осадочны-
ми породами отчетливые, резкие.
Вместе с тем обычным является развитие брекчий по контактам даек риолит-порфиров. Их мало-
мощные, часто прерывистые тела с постепенными переходами к магматическим породам нередко со-
провождают контакты даек риолит-порфиров не только в рассматриваемой зоне, но и на других участ-
ках месторождения.
Аналогичное строение зона брекчий сохраняет и на более высоких горизонтах, где лишь несколько
уменьшается мощность отдельных тел. На глубоких горизонтах, напротив, уменьшается только коли-
чество тел, хотя на отдельных участках, например на границе Центрального и Западного блоков, они
развиты весьма широко. Главная особенность брекчий, залегающих на глубине, заключается в их по-
стоянной приуроченности к дайкам риолит-порфиров. Они залегают на контактах даек или непосред-
ственно в магматических телах, постепенно в них растворяясь.
Брекчии - это породы с отчетливым обломочным строением. Литокласты представлены всеми
типами осадочных пород, распространенных в разрезе (см. рис. 48). Основу их обычно составляют
мелкозернистые песчаники, алевролиты, реже глинистые сланцы. Постоянно соседствуют разности,
подвергшиеся различной степени рассланцевания и кливажирования. Нередко в обломках песчаников
и алевролитов встречаются вкрапленность и линзовидные выделения диагенетического пирита. Поми-
мо осадочных пород, встречаются в разных количествах обломки раннего метаморфогенного кварца, а
также обломки всех типов, распространенных на месторождении магматических пород, среди которых
большинство составляют наиболее поздние риолит-порфиры. Формы обломков остроугольные, без
следов окатанности, изометричные или удлиненные, пластинообразные. Исключение составляют об-
ломки риолит-порфиров, которые несут следы вдавливания со стороны матрицы цемента или соседних
обломков осадочных пород. Это с присутствием обломков с вогнутыми гранями и нередко со слабовы-
раженной каймой закалки указывает на деформации включений риолит-порфиров в пластичном, не
затвердевшем виде.
Цемент брекчий представлен в различной мере измельченными и плотно соприкасающимися ча-
стицами тех же пород, которые встречаются в обломках. При этом частички цемента обычно деформи-
рованы с развитием дополнительного кливажа, приспосабливающегося к конфигурации включений, а
также новообразованных чешуек серицита и хлорита. Наиболее крупные из обломков достигают раз-
меров 20-30 см, а наиболее мелкие пылевидные частички едва различимы под микроскопом. При этом
какой-либо сортировки их по величине не отмечается, за исключением того, что в маломощных телах
содержатся обычно обломки меньшего размера. Необходимо подчеркнуть еще одну существенную черту
строения брекчий - набор слагающих их пород часто не сопоставляется с составом боковых вмеща-
ющих пород. Этот факт можно рассматривать как свидетельство того, что брекчии после образования
испытывали перемещение, т. е. они по своей природе являются инъекционными. На значительные мас-
штабы перемещений указывает присутствие обломков лампрофиров, тела которых не встречаются ближе
200-300 м от места залегания брекчий.
Другая особенность рассматриваемых брекчий заключается в наличии в тонкоизмельченной мас-
се цемента магматического материала, присутствующего в переменных количествах. По составу он
86
полностью соответствует риолит-порфирам. Он образует инъекции лапчатых, амебовидных форм, ко-
торые проникают по границам и облекают остроугольные обломки осадочных пород. Таким образом
осуществляется магматическое замещение брекчий осадочных пород и переход их в нормальный об-
лик риолит-порфиров.
Эксплозивные образования без магматического материала трудно отличить от тектонических брек-
чий. Именно отсутствие магматического материала в упомянутых ранее телах брекчий, развитых на
восточном фланге месторождения, не позволяет с определенностью установить их генетическую при-
роду. Присутствие риолит-порфиров в обломках и цементирующей массе дает возможность уверенно
датировать возраст рассматриваемых эксплозивных брекчий временем внедрения наиболее поздних
субвулканических даек. Все остальные дайковые породы встречаются в них исключительно в виде
обломков. За исключением наиболее ранней кварц-молибденитовой минерализации, взаимоотноше-
ния которой с брекчиями не наблюдались, все остальные типы оруденения, включая и продуктивное
золото-сульфидное, наложены на брекчии. Следовательно, они являются дорудными образованиями.
Эксплозивные брекчии постоянно привлекают внимание геологов в связи с тем, что они нередко
сопровождают месторождения полезных ископаемых. Результаты изучения брекчий в различных ме-
таллогенических провинциях мира, взгляды на их генезис и механизм образования нашли отражение в
многочисленных публикациях. Наиболее распространена в нашей стране гипотеза П Ф. Иванкина, объяс-
няющая природу этих брекчий. По его мнению, брекчия - следствие внутрикоровых эксплозий в ре-
зультате спонтанного фазового расслоения, катастрофического расширения газов и прорывов газо-
вых струй, отделяющихся при резком падении давления из гомогенной глубинной жидкости (магмы,
флюидов). Однако для брекчий месторождения Майское каких-либо фактов, подтверждающих этот
механизм, не получено. Более вероятно, по мнению Ю. И. Новожилова, что образование брекчий проис-
ходило в результате выбросов, «отстрела» пород при резком падении давления в полостях, образую-
щихся при раскрытии трещин в условиях расширения. Подобные условия несомненно создавались на
месторождении Майское в момент, предшествующий внедрению даек риолит-порфиров. Следователь-
но, образование брекчий предшествовало поступлению магмы. Линейное расширение вмещающей среды
при формировании даек в Центральном блоке было весьма значительным - около 25%. Увеличение
блока носило в целом объемный характер, поскольку имело место одновременное выполнение дайка-
ми и брекчиями различно ориентированных трещинных полостей. Падение давления в раскрывавших-
ся полостях служило не только причиной образования брекчий, но и, по-видимому, являлось дополни-
тельным фактором, стимулирующим подъем магмы, выталкивавшей в верхние горизонты подвижную
массу брекчированных пород. Пульсирующий характер раскрытия трещин обусловливал дробление
застывших ранних порций магмы, что и определило появление обломков риолит-порфиров наряду с
присутствием магмы в цементе.
Метаморфизм и гидротермальные изменения пород. Метаморфизм и метасоматические око-
лорудные изменения на месторождении Майское изучали сотрудники СВКНИИ [Сидоров и др., 1978]
и ЦКТЭ СВТГУ [Гельман и др., 1982]. Как показали эти исследования, очень трудно определить, с
какими событиями связаны метасоматические изменения осадочных пород: с региональными контак-
товыми или же с собственно гидротермальными процессами метаморфизма (сопряженными с рудооб-
разованием). М. Л. Гельман, М. П. Крутоус и другие справедливо отмечают, что фанерозойский мета-
морфизм сочетает в себе черты регионально-контактового, дислокационного и гидротермального ме-
таморфизма. Последний по своей сущности сходен с пропилитизацией в вулканогенных толщах.
Макроскопически вмещающие породы месторождения Майское часто не обнаруживают отчетли-
вых следов изменения, сохраняя первичную темно-серую, иногда черную окраску. Однако в централь-
ных частях рудных тел породы пятнисто осветлены, иногда приобретают фельзитовидный облик. Для
участков окварцевания характерно развитие кремневого метасоматоза, который контролируется тре-
щиноватостью, слоистостью и сланцеватостью. Типичные метасоматические прожилки, гнезда соче-
таются с жилами и прожилками выполнения, а также с брекчиями. Наиболее отчетливы метасомати-
ческие изменения, связанные с развитием редкометалльных и поздних кварц-антимонитовых ассоциа-
ций. Первые сопровождаются ореолами кварц-серицитовых (иногда с карбонатами) березитоподоб-
ных метасоматитов. Вторые - ореолами гидрослюд исто-каолинитовых метасоматитов, развивающихся
главным образом по дайкам и слоям песчаников.
87
М. П. Крутоус выделила в рудном поле Майское проявление нескольких типов прогрессивного
метаморфизма - монофациальный региональный, плутонический региональный и контактовый, кото-
рые сопровождаются регрессивными изменениями. Однако на фоне этих изменений (преимуществен-
но зеленосланцевой фации) отчетливо проявлены околорудные и рудные метасоматические преобразо-
вания пород. При этом структурные, магматические и минералого-геохимические факторы дают воз-
можность предполагать связь части метасоматических изменений с вулканогенной гидротермальной
деятельностью и образованием золото-серебряного оруденения в районе.
В центральной части месторождения распространены осветленные породы кварц-серицитового
(иногда с карбонатом) состава, образовавшиеся при метасоматическом замещении осадочных толщ.
Переход к неизмененным разностям пород постепенный, макроскопически устанавливающийся на рас-
стоянии 30-50 м. Контур метасоматитов имеет форму овала, вытянутого в северо-восточном направле-
нии (рис. 49) и расширяющегося книзу (см. рис. 45). На верхних горизонтах месторождения (+200,
+100 м) овал вытянут на 1,5 км, имеет ширину 0,5 км, на нижних горизонтах размеры овала увеличива-
ются соответственно до 2 и 1,5 км. При этом северо-западная граница метасоматитов субвертикальная,
а юго-восточная склоняется на юго-восток под углами 50-60° согласно с падением крупного разлома
северо-восточного простирания, к которому приурочены дайки наиболее ранних гранодиорит-порфи-
ров. Совместное нахождение в дайках в различной степени метасоматически измененных обломков
осадочных пород указывает на додайковый возраст площадного гидротермального метаморфизма.
Р и с. 49. Совмещенный план геофизических аномалий и зон метасоматитов месторож-
дения Майское: 1 - рудные тела; 2 - эксплозивные брекчии; 3 - зоны карбонатизации; 4 - границы
зон хлоритизации; 5 — зона гидромусковитизации; 6 - аномалии калия до 4% в центре, по данным
аэрогамма-спектрометрической съемки; 7 - магнитные аномалии; 8 - пиритизация; 9 — аномалии
серебра, золота, висмута, сурьмы, олова; 10 - аргиллизиты; 11 — горизонтали
Метасоматиты развиваются главным образом в лежачем крыле разлома северо-восточного про-
стирания, который играл роль экранирующей структуры при их образовании. Положение метасомати-
тов, разломов и даек гранодиорит-порфиров отчетливо фиксируется на поверхности месторождения
радиоактивными аномалиями (рис. 50).
88
Р и с. 50. Схема радиометрических ано-
малий месторождения Майское. Радиоак-
тивность: 1 - высокая; 2 - средняя; 3 - низкая
Минералого-геохимические особен-
ности измененных пород свидетельству-
ют об их подобии метасоматитам листве-
нит-березитовой формации (Сазонов, Бо-
родаевский, 1980). Процесс изменений
сопровождался незначительным выносом
кремнекислоты, фосфора (рис. 51), а так-
же органического углерода, в результате
чего темно-серые, почти черные осадоч-
ные породы приобретают светло-серую
окраску. Привносятся окислы железа,
магния, кальция, углекислоты и сульфид-
ная сера; К2О и Na2O практически не ме-
няют первоначальных концентраций.
Рис. 51. Привнос-вынос компонентов при околорудном метасоматозе (месторождение Майское, по
данным Ю. И. Новожилова, 1985): а, б - редкометалльного этапа; в-ж - золоторудного этапа; в, г - в рудных
зонах; д-ж - в дайках
Березитовые изменения, по-видимому, накладываются на более раннее ороговикование. В релик-
товых, не затронутых интенсивной березитизацией участках сохраняются узловатые и пятнистые тек-
стуры пород, содержащие зародыши кордиерита. Термальное изменение пород месторождения тради-
ционно связывается всеми исследователями с гипотетическим невскрытым интрузивом. Закономерное
размещение редкометалльной минерализации в породах кварц-серицит-карбонатного состава свиде-
тельствует о парагенетических связях метасоматитов и редкометалльного оруденения. Серицитолиты
являлись неблагоприятной средой для отложения золоторудной минерализации. Вероятно, с этим свя-
зано положение золоторудных тел вне поля метасоматитов этого типа.
89
Метасоматоз, связанный с основным этапом формирования месторождения, отличается от рас-
смотренного выше. В целом он характеризуется слабой интенсивностью и приуроченностью к линей-
ным зонам дробления и смятия вмещающих пород, в которых сосредоточена рудная минерализация.
Среди рассланцованных и кливажированных пород отмечаются прожилковое окварцевание, серицити-
зация и каолинизация.
В специфических условиях зон смятия, в относительно инертной среде ведущая роль в метасома-
тических процессах принадлежит сорбционному замещению. Основные изменения химического со-
става пород сводятся к выносу или перераспределению калия, натрия, кальция, магния и железа. Хотя
в зонах окварцевания количество глинозема и калия уменьшается, отношение K,O/Na,O всегда отчет-
ливо возрастает (см. рис. 51). В целом характер метасоматических изменений в значительной мере
зависит от первоначального состава пород (см. рис. 51).
Метасоматические процессы в рудных зонах сопровождаются незначительным привносом крем-
некислоты, К2О, сульфидной серы, Р2О5, заметно возрастает отношение K2O/Na2O. Постоянно отмеча-
ется вынос CaO, СО2, MgO. В поведении других компонентов каких-либо тенденций не выявлено.
Однако в наиболее распространенных породах рудных зон - алевролитах и песчаниках - при метасо-
матозе отмечается вынос суммарного железа. В лампрофирах, в отличие от всех других пород, проис-
ходит интенсивный вынос К2О и Na2O, но тенденция роста их отношений сохраняется (см. рис. 51). В
околорудных местасоматитах широко распространены глинистые минералы. Они развиваются в сери-
цитизированных и хлоритизированных породах в виде тонкозернистых агрегатов, пятнистых скопле-
ний, но нередко образую! макро- и микропрожилки, в которых главную роль, судя по рентгенометри-
ческим данным, играют диккит и каолинит, отмечен также нонтронит. Количество глинистого матери-
ала иногда достигает 10% объема породы. Весьма характерным типом изменения является аргиллиза-
ция даек, установленная на вертикальном диапазоне более 800 м. Аргиллизация отчетливо связана как
с допродуктивными, так и с послепродуктивными стадиями рудообразования. Она, вероятно, может
рассматриваться на месторождении Майское как специфический структурно-морфологический дайко-
вый тип зон аргиллизации, обычных для вмещающих вулканитов золото-серебряных месторождений.
В измененных породах выделяются два вида углеродистых соединений: ранние, представленные
аморфным углеродом типа графит-антрацит, и поздние - битумоиды, типа антраксолита-керита. По-
следние два обнаружены и в кварц-карбонатных прожилках. В породах наблюдается обратная зависи-
вы:
ме.
МО
nie
nej
Таблица 20 мость содержания УВ от сте- Содержание УВ во вмещающих осадочных породах пени и характера метасома- месторождения Майское тических изменений. В сери-
Ns п/п Порода Кол-во проб Значение цитизированных осветлен- CODr ных алевролитах и песчани-
1 Черные алевролиты 29 2 Темно-серые алевролиты 7 3 Черные углисто-глинистые алевролиты 5 4 Среднезернистые песчаники 6 5 Углистые разнозернистые песчаники 1 6 Черный алевролит 1 7 Черный алевролит с растительными остатками 1 8 Алевролиты на контакте с дайкой риолит-порфиров 1 9 Мелкозернистый песчаник 1 10 Черный алевролит 1 11 То же 1 12 Алевропесчаник 1 Примечание. Анализы выполнены в Центральной лаборатории ПГО геология». 0,88 ках содержания УВ колеб- । ’ 13 лютея соответственно от 0,19 ОДЗ до 0,52 и от 0,08 до 0,16%. В 0,54 темно-серых (до черных) o’g3 алевролитах (р. т. № 1) содер- 2,04 жания УВ возрастают и со- 0,85 ставляют 0,47-1,44%, что от- 0,94 0 74 вечает содержанию УВ в 1,22 неизмененных глинистых «Севвост- сланцах за пределами рудно- го поля (табл. 20).
Морфология рудных тел. Рудные тела месторождения Майское, представляющие собою импрег-
нированные золотоносными сульфидами линейные зоны дробления и рассланцевания, имеют субме-
ридиональное простирание и отчетливо фиксируются в геохимических аномалиях золота (рис. 52, 53).
Они размещены в виде системы эшелонированных субпараллельных тел в полосе широтного направ-
ления протяженностью почти 3,5 км и ограниченной с севера и юга зонами широтных разломов (см.
рис. 44). В этой полосе установлено более 30 рудных тел, преобладающая часть (70%) которых не
90
выходит на поверхность. Контакты рудных тел обычно нечеткие вследствие развития оруденения по
мелким оперяющим трещинам и зонам кливажа во вмещающих породах. Возможность структурно-
морфологического оконтуривания рудных тел появляется при ограничении их тектоническими нару-
шениями с милонитами. Наиболее крупные рудные тела имеют протяженность до 1,5 км, длина других -
первые сотни метров.
К,О, %
Интервалы опробования
5 6 7 8 9 10 м
1^1 ГЮ Из Из
Рис. 52. Строение рудного тела в рассечке 9 штольни 1 и распределение петрогенных компо-
нентов, металлов и УВ в минерализованных породах зоны смятия (месторождение Майское): 1 -
алевролиты; 2 - метаморфогенный кварц; 3 - прожилки кварца; 4 - метасоматическое окварцевание по-
род; 5 - рассланцованные породы
91
Рис. 53. Геохимические аномалии золота месторождения Майское [Поисково-оценоч-
ные..., 1982]
Рудные тела сложены интенсивно дислоцированными (перемятыми и раздробленными) минера-
лизованными породами: алевролитами, глинистыми сланцами, мелкозернистыми песчаниками, реже
риолит-порфирами (рис. 54), содержащими до 6-8% тонкокристаллических вкрапленных сульфидов
(пирита и арсенопирита). В целом на месторождении средняя мощность рудных тел составляет 2 м,
средние содержания золота - 12 г/т, сурьмы - 0,25%, УВ - 0,5%, мышьяка - 1%, серебра - 3 г/т. От-
четливо заметно южное склонение рудных зон (см. рис. 44).
Многие рудные тела расположены вдоль даек, занимая их экзоконтактовые зоны. При этом содер-
жание золота в оруденелой дайке обычно на порядок ниже, чем в осадочных породах (рис. 55). При
пересечении даек мощность рудных тел резко сокращается, появляются сравнительно бедные прожил-
ково-вкрапленные руды с крупнокристаллическим арсенопиритом, пиритом и антимонитом.
92
нера-
реже
вдов
г 2 м,
г. От-
одер-
. При
эжил-
Р и с . 54. Строение рудных тел месторождения Майское (зарисовка стенок квер-
шлага): 1 — алевролиты; 2 - песчаники; 3 - дайка лампрофира; 4 — рудные брекчии; 5 -
разломы; 6 - рассланцсвание; 7 - прожилки метаморфогенного кварца; 8 кварц-антимони-
товая жила; 9 - кварц-сульфидный прожилок
В некоторых участках рудных тел наряду с золото-сульфидным вкрапленным оруденением рас-
пространена слабозолотоносная прожилковая и жильная сульфидно-кварцевая минерализация с круп-
но- и мелкозернистым арсенопиритом, пиритом, пирротином, халькопиритом, сфалеритом, галенитом,
сульфоантимонитами свинца, а также с шеелитом, касситеритом, станином, висмутином и самород-
ным золотом (рис. 56). Эти жилы и прожилки имеют сходные черты как с сереброносной полиметалли-
ческой минерализацией касситерит-сульфидных и золото-редкометалльных месторождений, так и с
эпитермальным золото-серебряным оруденением. Кварц с полиметаллическими сульфидами цементи-
рует обломки вкрапленных пирит-арсенопиритовых руд (см. рис. 56). На участках интенсивного разви-
тия полиметаллических сульфидов отмечены сравнительно высокие содержания серебра (до 700 г/т).
В рудных телах Восточного блока развиты кварцевые прожилки эпитермального облика с электрумом,
аргентитом, миаргиритом и фрейбергитом [Сидоров и др..1978].
В центральной части месторождения установлен ореол серицитовых метасоматитов с прожилко-
вой халькопирит-пирротиновой минерализацией. В осевой части этого ореола среди алевроглинистых
пород и даек гранит-порфиров обнаружен небольшой молибденит-кварцевый штокверк. На этом учас-
тке месторождения отмечена магнитная аномалия, природа которой, возможно, связана с невскрытым
штоком гранитоидов. Однако пробуренная в этом месте структурно-поисковая скважина (до глубины
1,5 км) предполагаемую интрузию не вскрыла.
На месторождении выделены три морфологические группы рудных тел. Первую групп) составля-
ют рудные тела, имеющие крутое падение под углами 75-85°. Они занимают секущее положение относи-
тельно контактов дайковых свит, залегая более круто. Во вторую группу объединены рудные тела со
средними углами падения 50—60°, которые идентичны элементам залегания даек риолит-порфиров и
нередко тесно связаны с ними структурно. Ю. И. Новожилов полагает, что эти рудные зоны при заложе-
нии использовали трещины дайкового каркаса, не заполненные магматическим материалом. К третьей
группе относятся рудные тела с углами падения меньше 45°, которые обычно занимают секущее поло-
жение по отношению к дайкам.
93
Рис. 55. Распределение содержания золота (о - проекция рудного тела на вертикальную плос-
кость) и основных рудных минералов (б) в р. т. № 1 месторождения Майское [Многофакторные...,
1992]: 1 - границы рудного тела; 2 - повышенная концентрация вкрапленного арсенопирита; 3 - антимонит;
4 - самородный мышьяк; 5 - самородное золото
Р и с . 56. Взаимоотношения различ-
ных минеральных комплексов в рудах
месторождения Майское (фото, штуф,
р. т. № 1, натуральная величина). Обло-
мок метасоматической руды с вкраплен-
ными золотоносными сульфидами (1) за-
мешается полиметаллической минера-
лизацией (2), которая цементируется
кварц-антимонитовым минеральным
комплексом (3)
94
В Центральном блоке находятся основные, наиболее крупные и выдержанные промышленные
рудные тела месторождения. Большинство из них выведено на дневную поверхность и заметно эроди-
ровано. В Западном блоке они не имеют выходов на дневную поверхность. В Восточном блоке на
поверхности вскрыты лишь их апикальные, верхние части.
Рудное тело № I (см. рис. 54) является наиболее крупным в пределах Центрального блока. В нем
сосредоточена треть запасов месторождения. Оно прослежено на поверхности серией канав и тран-
шей, двумя горизонтами подземных горных выработок (гор. +300, +200 м), восстающими и большим
количеством скважин, вскрывающих его на глубину около 1 км. Из него отобрана крупнообъемная
полупромышленная технологическая проба массой 1500 т. Главное рудное тело залегает в блоке оса-
дочных пород кевеемской свиты, ограниченном с востока и запада двумя наиболее крупными свитами
даек месторождения. Осадочные породы представлены пластичными разностями: алевролитами, алев-
росланцами, содержащими маломощные прослои мелкозернистых песчаников, практически не затро-
нутых термальным и гидротермальным метаморфизмом. Простирание рудного тела в целом почти со-
гласно с общим направлением слоистости и положением свиты даек. По падению оно является секу-
щим, залегая круче даек на 15-3 0°. Протяженность рудного тела около 1,5 км, простирание субмериди-
ональное, общее падение восточное под углами 75-80°. Мощность меняется от 1 до 10-12 м и в сред-
нем составляет 4,3 м. С глубиной она уменьшается. По простиранию в пределах единого тела происхо-
дит чередование участков строго меридионального направления и отклоняющихся на запад по азимуту
345-350°. Первые имеют относительно пологое падение - около 60° и меньшую мощность, их сопро-
вождает заметное снижение содержания золота. Для вторых характерны увеличение мощности, интен-
сивности оруденения и крутые углы падения (в среднем около 80°). В отдельных случаях, как, напри-
мер, между горизонтом +300 м и поверхностью, отмечено даже обратное, западное падение под углами
80-85°.
Ундулирование рудного тела в плане связано не только с первоначальной волнистостью разрывов,
но и с диагональными и субширотными тектоническими нарушениями. Влияние разломов северо-вос-
точного простирания сказывается прежде всего на увеличении мощности на горизонте +200 м. По-
видимому, аналогичные явления имеют место и в узлах сочленения с разломами северо-западного про-
стирания (р. т. № 14 и 23), но в р. т. № 1 они не проявлены.
Иное влияние на морфологию р. т. № 1 оказывают субширотные нарушения (рис. 57), представля-
ющие собою зоны трещиноватости и мелких разрывов. На сочленении с ними рудные зоны ветвятся,
расщепляясь на серию мелких тел. В них происходит изменение направления основной структуры,
появляются тонкие дополнительные ветви.
Таким образом, крупные субширотные зоны трещиноватости играют роль структурных и геохи-
мических барьеров, ограничивающих распространение рудных тел. Это видно как из особенностей
размещения оруденения на месторождении в целом (см. рис. 44), так и на примере северного фланга
р. т. № 1, вскрытого многочисленными горными выработками. В местах пересечения появляются мно-
гочисленные апофизы, сочленяющиеся с р. т. № 1 как со стороны висячего, восточного, так и лежачего,
западного, боков. Некоторые из этих апофиз известны как р. т. № 3, 4, 13 (см. рис. 45).
На северном фланге от р. т. № 1 со стороны лежачего бока отходит серия мелких субмеридиональ-
ных непротяженных, пологих жил с падением 35-40° на восток. Как правило, эти тела характеризуются
повышенной сереброносностью благодаря обильному развитию полиметаллической минерализации и
низким, обычно непромышленным содержанием золота. Мелкие зоны рассланцевания, имеющие по-
логое, иногда почти горизонтальное залегание, сопровождаемые вкрапленным сереброносным пири-
том, отмечаются и в других частях р. т. № 1. Рудоносность пологих структур, несомненно, связана с
поступлением растворов из основной, крутопадающей рудной зоны.
Южнее рассмотренного фрагмента ветвление р. т. № 1 практически прекращается и только в цен-
тральной части на верхних горизонтах (до горизонта +200 м) единая структура распадается на две
параллельные зоны. Западная, менее мощная, выделена как самостоятельное р. т. № 30. Следует отме-
тить, что в рассечках, вскрывающих р. т. № 1, часто встречаются сечения с промышленными содержа-
ниями золота, которые, возможно, представляют собой самостоятельные рудные тела.
95
р. т. № 25
Рис. 57. Морфология р. т. № 1 месторождения Майское в местах пересечения с
дайкой (а) и субширотной зоной трещиноватости (б) по документации горных вырабо-
ток: 1 - алевролиты; 2 - гранит-порфиры; 3 - рудное тело; 4 - контуры горных выработок; 5 -
разрывные нарушения и трещины
К группе крутопадающих в Центральном блоке относятся также небольшие р. т. № 23 и 5. Из
группы тел со средними углами падения (35-40°) в Центральном блоке находятся р. т. № 2, 2а, 31, 32,
33. Общим для них является в целом субсогласное положение со свитой даек риолит-порфиров и сло-
истостью осадочных толщ. Из этой группы лишь р. т. № 2 имеет выход на дневную поверхность и
прослежено двумя горизонтами горных выработок. Оно залегает в восточной части Центрального бло-
ка в различной степени гидротермально измененных породах кевеемской свиты. По простиранию р. т. № 2
прослежено более чем на 600 м, по падению — более чем на 1 км. Начиная с горизонта +200 м, со
стороны лежачего бока, оно сопровождается близко расположенной параллельной ветвью р. т. № 2а. По
падению с глубиной две ветви постепенно расходятся. Рудные тела № 31, 32, 33 расположены в восточ-
ном крыле р. т. № 1 и на отдельных участках сочленяются с ним или оперяющими его рудными зонами.
В участках сочленений установлены повышенные содержания золота, а для р. т. № 31, кроме того, и
прерывистость оруденения по простиранию.
Особое место в Центральном блоке занимает р. т. № 24, которое не выходит на дневную поверх-
ность (см. рис. 44). Оно устойчиво прослежено более чем на 1 км в меридиональном направлении
вдоль тектонического контакта Центрального и Западного блоков. Протяженность этой структуры по
падению около 1 км. В теле выделяются два фрагмента. Первый - западный, с относительно крутым
восточным падением под углом около 60°, прослежен параллельно блокоразграничивающему разлому
и контактам свиты разновозрастных даек. Второй — восточный, имеет пологое падение 40-30° и с глу-
биной еще более выполаживается.
мал
про
они
рис
бло
рот
сво
отн
нос
ВОС
ран
кун
Со
меу
(55
ВЫ(
урс
npi
блс
(сх
суС
ны
ЛИ'
ме
BK]
на-
ме
(в
КВ!
РУ
ми
ра.
из;
ре
ко
В с
пр
И I
ОС
нь
вь
Ж1
ко
(8
не
96
Рудные тела Восточного блока на поверхности и разведочном горизонте +300 м представлены
маломощными непротяженными ветвящимися зонами брекчирования и трещиноватости с прерывисто
проявленным промышленным оруденением (см. рис. 44). На нижнем разведочном горизонте +200 м
они становятся более выдержанными, а сопровождающая их милонитизация более интенсивной (см.
рис. 45). Подобные особенности, несомненно, указывают на слабую эрозию рудных тел Восточного
блока. Ветвление рудоносных структур связано с проявлением нарушений северо-восточного и субши-
ротного направлений с интенсивной межразломной трещиноватостью, с неодинаковыми физическими
свойствами (хрупкостью) и пологим залеганием пород ватапваамской свиты и с проявлением ранних
относительно жестких кварц-серицитовых метасоматитов. Кроме того, на морфологию тел и их рудо-
носность оказывают влияние крупное тело гранит-гранодиорит-порфиров, прослеживающееся в северо-
восточном направлении, и многочисленные мелкие дайки лампрофиров субмеридионального прости-
рания.
В качестве основного структурного шва здесь, по-видимому, следует рассматривать тектоничес-
кую зону р. т. № 9, которое имеет меридиональное простирание и крутое (75-80°) восточное падение.
Со стороны висячего бока р. т. № 9 ответвляется ряд субпараллельных рудных тел, отклоняющихся от
меридионального направления на 15—20° в восточных румбах, которые имеют средние углы падения
(55-65°). На северном фланге Восточного блока они дополнительно расщепляются на структуры более
высоких порядков. К основным наиболее крупным и протяженным структурам Восточного блока при-
урочены р. т. № 10 и 11. По данным Ю. И. Новожилова, эти рудные тела формировались скорее всего
при правосторонних сдвиговых перемещениях по главному структурному шву р. т. № 9. В Восточном
блоке выделяется также ряд других тел - № 8, 6 и 15.
Рудные тела Западного блока, как уже отмечалось, не имеют выходов на дневную поверхность
(см. рис. 45). Среди них выделяются согласные с контактами даек риолит-порфиров (р. т. № 35, 34) и
субсогласные со складчатой толщей (№ 40, 41, 42, 43). Рудоносные зоны отличаются преимуществен-
ным развитием пластических деформаций. В рудах практически отсутствует допродуктивная минера-
лизация. Структурные и минералогические особенности рудных тел практически не изучены. Тем не
менее следует отметить, что эта группа рудных тел также содержит треть запасов месторождения.
Минералогия рудных тел и последовательность минералообразования. В целом прожилково-
вкрапленные руды месторождения Майское представляют собой слабо серицитизированные и карбо-
натизированные песчано-алевроглинистые породы, содержащие 6-8% сульфидов, преимущественно
мелкого и тонкого (до субмикроскопического) пирита и арсенопирита при значительном преобладании
(в 2-3 раза) первого. Некоторые рудные тела содержат также кварц-сульфидно-полиметаллические и
кварц-антимонитовые жилы, прожилки и гнезда, нередко с мелкой вкрапленностью золота. Другие
рудные минералы присутствуют в незначительных количествах (сотые доли процента). Из нерудных
минералов, кроме небольшого количества кварца, отмечены карбонаты, хлорит, барит и гипс. Мине-
ральный состав руд месторождения Майское приведен в табл. 14, а химический состав руд по данным
изучения технологических проб показан в табл. 21. Кроме золота определенный промышленный инте-
рес представляют такие попутные компоненты, как сурьма, серебро и сера. Технологически вредным
компонентом является мышьяк. Главная масса золота (90%) заключена в сульфидах (преимущественно
в арсенопирите), из которых цианированием оно почти не извлекается (рис. 58, 59).
Золотое оруденение на месторождении имеет ярко выраженный метасоматический характер и
представлено вкрапленностью мельчайших (десятые-сотые-тысячные доли миллиметров) кристаллов
и сростков золотоносного арсенопирита и пирита в тем неокрашенных, нередко слабоокварцованных
осадочных породах (см. рис. 58). Встречаются также микропрожилки кварца, содержащего золотонос-
ные сульфиды. С метасоматическими рудами пространственно тесно ассоциируют кварц-антимонито-
вые жилы и прожилки, нередко занимающие в рудной залежи осевое положение (см. рис. 54). В этих
жилах отмечены редкие и небольшие гнезда мелкого золота. В р.т. № 2 и 2а золото-кварцевая прожил-
ковая минерализация наложена на ранние вкрапленные руды. Количество свободного золота высокой
(880%о) пробности, по данным технологического опробования, в р. т. № 2 и 2а достигает 80% при сохра-
нении среднего содержания, типичного для месторождения в целом.
97
Таблица 21
Минеральный состав месторождения Майское
Распростра- ненность Минералы вмещающих пород Минералы рудных тел Минералы зоны окисле- ния
рудные нерудные рудные нерудные
Главные Пирит, арсе- нопирит Кварц, серицит, гидромусковит Арсенопирит, пирит, анти- монит, сфале- рит, галенит Кварц, гидро- мусковит, дик- кит, каолинит Лимонит, ярозит, ско- родит, ва- лентинит
Распространенные Касситерит, халькопирит, гематит Г идромусковит, анкерит, хло- рит, каолинит, диккит, галлуа- зит, монтмо- риллонит, тур- малин, биотит, гидробиотит, рутил, брукит, анатаз, лейко- ксен, апатит Золото сам., электрум, мышьяк сам., мельниковит, марказит, халькопирит, станнин, кас- ситерит, мо- либденит, джемсонит, цинкенит, халькостибит, бертьерит, сульфосоли (Bi, Cu, Ag) Кальцит, доло- мит, сидерит, гипс Англезит, гематит, гипс, каоли- нит, керме- зит, ковел- лин, сенар- монтит, сер- вантит, сти- биконит, халькантит, халькозин
Редкие Пирротин, магнетит, ильменит Гранат, кордие- рит, стильпно- мелан, альбит, пренит, сфен, циркон Висмут сам., свинец сам., аргентит, ама- льгама золота, тетраэдрит, фрейбергит, борнит, миар- гирит, воль- фрамит, пирро- тин, киноварь Хлорит, турма- лин Г осларит, фиброфер- рит, церус- сит, эпсо- мит, тунг- стенит
Примечание. Использованы данные А. А. Сидорова и др. [1978 г.], Ю. И. Новожилова и А. М. Га-
врилова [1985 г.].
Рис. 58. Алевролит с вкрапленностью золотоносного
игольчатого арсенопирита и пирита (р. т. № 1, месторожде-
ние Майское, фотография А. М. Гаврилова, *50)
Рис. 59. Округлые выделения суб-
микроскопического золота на поверхнос-
ти скола игольчатого кристалла арсенопи-
рита. Зарисовка по электронной микрофо-
тографии А. М. Гаврилова. Среднее содер-
жание золота в арсенопирите 600-745 г/т
(х20 ООО). Кривые линии соответствуют
микротрещинам в кристалле
98
Наиболее ранними гидротермальными образованиями месторождения являются жилы и прожил-
ки массивного метаморфогенного кварца. Ксенолиты этого кварца часто встречаются в наиболее древ-
них на месторождении дайках гранит-гранодиорит-порфиров и в эксплозивных брекчиях.
В составе рудных тел месторождения Майское установлены следующие основные минеральные
ассоциации: метаморфогенного кварца, редкометалльные, вкрапленная пирит-арсенопиритовая. кварц-
полисульфидная и кварц-антимонитовая.
Редкометалльные ассоциации. Как уже упоминалось, на границе Центрального и Восточного
блоков месторождения выделяется участок со спорадическими высокотемпературными кварцевыми
прожилками и вкрапленностью пирротина, пирита, халькопирита, касситерита, висмутина, самород-
ного висмута, молибденита, вольфрамита, арсенопирита.
В редкометалльный этап в две стадии были образованы три минеральные ассоциации — кварц-
серицитовая, молибденит-кварцевая и вольфрамит-кварцевая (табл. 22). Минерализация приурочена к
крупной дайке гранит-порфиров и сопровождающему ее ореолу слабоороговикованных пород (сери-
цитолитов). Промышленного значения редкометалльная минерализация не имеет. Наиболее интенсив-
но развиты пирротин-халькопиритовые прожилки. Пирротин обычно замещен марказитом и пиритом.
В центральной части площади развития этих прожилков на участке их интенсивного сгущения в сери-
цитолитах и теле гранит-порфиров сформирован штокверк с бедной вкрапленностью молибденита.
Штокверк практически исчезаете глубиной, превращаясь в зону прожилкования уже на горизонте +200 м.
Кварц-молибденитовые прожилки в осадочных породах и в гранодиорит-порфирах встречены также
на глубине около 1,2 км (скв. 917). Взаимоотношения этой в целом редкометалльной минерализации с
основными рудными телами Центрального и Восточного блоков не установлены; не ясны также возра-
стные ее связи с эпитермальными жилами и прожилками, локализованными в породах Восточного
блока. Вместе с тем ареал ранних прожилков с редкометалльной минерализацией отчетливо пересе-
кается более поздними кварц-полисульфидными сереброносными жилами.
Таблица 22
Этапы и стадии минералообразования месторождения Майское
Этап Стадия Минеральная ассоциация Условия рудообразования (по В. И. Гончарову)
М етаморфогенлы й Метаморфогенного кварца Кварц-пиритовая СО = 60%, Т = 400-350°С, Р = 1,1 кбар
Редкометалльный Молибденит-кварцевая Вольфрамит-кварцевая Квари-серицитовая Молибденит-кварцевая Вольфрамит-кварцевая NaCl = 50%, N = 380- 200°С, Р = 1,4 кбар
Золоторудный Золото-сульфидная Полисульфидная Пирит-арсенопиритовая Кварц-серебро-полиме- таллическая Цинкенит-джемсонитовая NaCl = 20%, Т = 320-280сС, Р = 0,64-0,8 кбар NaCl = 20%, СО = 15%, Т = = 335-200°С, Р = 0,2 кбар NaCl = 12%, Т = 260-180°С. Р = 0,16 кбар
Сурьмяный Кварц-антимонитовая Кварц-антимонитовая NaCl = 20%. Т = 280-150°С, Р = 0,17 кбар
Самородного мышьяка
Примечание. Р - давление. Т - температура гомогенизации.
Пирит-арсенопиритовая ассоциация является основной в рудных телах месторождения. Руд-
ные минералы ассоциации представлены мышьяковистым (до 5-7% мышьяка) тонкозональным пири-
том и тонкоигольчатым арсенопиритом (рис. 60). Наиболее мышьяковистыми являются краевые части
пиритовых зерен. Рудные минералы нередко сопровождаются серицитом, железистым доломитом и
анкеритом. В песчаниках и дайках развиты более крупнокристаллические, но менее золотоносные суль-
фиды. Содержание золота в минералах ассоциации резко преобладает над серебром (Au : Ag от 4 до
43). Для вкрапленной минерализации не характерны изменения состава и структурно-морфологичес-
ких особенностей участков оруденения по простиранию и с глубиной. Вместе с тем в местах выклини-
99
вания рудных тел наблюдается резкое уменьшение содержания сульфидов и снижение концентрации в
них золота и мышьяка в пирите.
Р ис . 60. Рудные минералы месторождения Майское: а мышьяковистый пирит замещается агре-
гатами игольчатого золотоносного арсенопирита (*200); б - ассоциация золота с галенитом (*60)
Для выяснения формы нахождения золота в сульфидах [Сидоров и др., 1980 г.; Гаврилов, 1979 г.]
было проведено изучение сколов тонких кристаллов золотосодержащего арсенопирита в рентгеновских
лучах на электронном зонде «Камебакс», что позволило выявить рассеянные в минерале-хозяине куч-
ные скопления округлых включений самородного золота размером от 0,03 до 0,3 мкм (см. рис. 59).
Расчетная пробность этого золота 1000%о. Содержание золота в пирите в среднем составляет 30-40 г/т,
в арсенопирите - 593-689 г/т (табл. 23). Рудные тела, выходящие на поверхность, окислены до глубины
80-100 м. Среднее содержание золота в таких рудах 22 г/т, размеры его выделений 0,01-0,1 мм, проб-
ность 950%о.
Таблица 23
Содержание Ан и Ag в рудных минералах
месторождения Майское (по результатам абсорбционного
и нейтронно-активационного анализов)
Минерал Содержание, г/т
золота | серебра
Арсенопирит тонкоигольчатый из 181-1299(593) 1,3—45(26) вкрапленных руд (из штуфных проб) 10 6 Арсенопирит тонкоигольчатый из 302-1554(689) 5-880(78) технологических и валовых проб 8 7 Пирит из вкрапленных руд (из штуф- 5,5-110(30) 6,3-72(28) ных проб) 16 13 Пирит из вкрапленных руд (из техно- 2,3-209(43) 0,3-210(25) логических и валовых проб) 25 24 Антимонит (из штуфных проб) 0,01-9(1) 0,4-78(18) 37 31 Антимонит (из технологических проб) 3,3-15(9) 22-56(34) 6 4 Арсенопирит изометричный (мелко-, тсошч to -паст, средне- и крупнозернистый) из -1 pj-^—-1 р^—* кварц-сульфидных жил и прожилков Пирит из кварц-сульфидных жил и 0,05-40,4(3,9) 3,6-154(27) прожилков 44 43 Сфалерит из кварц-сульфидных жил 0,8-61,5 145-1032(434) 4 4 Галенит из кварц-сульфидных жил 0,4—1,3(0,8) 319-1200(759) 2 2 Сульфоантимониты свинца из кварц- 0,9—4,8(2,6) 854-2697(2080) сульфидных жил 3 3
Примечание В скобках дается среднее содержание, в знаменателе - коли-
чество анализов.
100
Сереброносная кварц-полисульфидная ассоциация с мелким золотом развита в рудных телах
практически повсеместно, но весьма слабо. Она представлена чаще всего незначительными мелкими
выделениями сфалерита, серебросодержащего тетраэдрита, халькопирита и галенита в небольших квар-
цевых прожилках и окварцованных породах. Среди редких минералов А. М. Гавриловым установлены
кубанит, самородное золото и электрум в срастаниях с тетраэдритом и халькостибитом. Пробность
золота варьирует от 789 до 920%о. В золоте присутствует примесь селена (0,01-0,19%), иногда ртути
(до 0,12%) и меди (до 0,2%).
Кроме того, сереброносные полисульфидные агрегаты встречаются в кварцевых жилах, пересе-
кающих золотоносные минерализованные зоны дробления. В местах пересечения жилы брекчирова-
ны (см. рис. 56). Здесь обломки ранних вкрапленных руд цементируются поздним кварцем с поли-
сульфидными агрегатами, трещины в которых выполняются наиболее поздними кварц-антимонито-
выми образованиями (см. рис. 56). Жилы часто приурочены к дайкам риолит-порфиров, главным
образом к их лежачим зальбандам. В составе полисульфидной минерализации кварцевых жил отме-
чены сфалерит, галенит, халькопирит, станнин, цинкенит, джемсонит, андорит, аргентит, золото. Наи-
большая примесь серебра (до 3%) характерна для сульфоантимонитов свинца — цинкенита и джемсо-
нита, которые обычно образуют своеобразную полосчатую структуру, обрастая кристаллы и зерна
галенита (рис. 61).
Р и с . 61. Морфология минералов в рудах месторождения Майское (х200): цинкенит-джемсонитовая
ассоциация (а); золото в антимоните (б)
Кварц-антимонитовая ассоциация с самородным
мышьяком и золотом развита в виде гнездовых образова-
ний в наиболее крупных рудных телах. Кристаллы анти-
монита являются слабо золотоносными и сереброносны-
ми (см. табл. 23). Встречаются три разновидности анти-
монита -- игольчатый, крупнокристаллический и чугуно-
видный массивный. В нейтральной части р. т. № I выявле-
на наиболее крупная золотоносная кварц-антимонитовая
жила, прослеженная более чем на 100 м по простиранию
и падению с мощностью в раздувах до 1,5 м. Содержание
золота и серебра в жиле, как правило, коррелирует с
их содержанием во вкрапленных пирит-арсенопи-
ритовых рудах (рис. 62). Золото имеет довольно вы-
сокую пробность (920 950/™), мелкие размеры, ком-
коватую и овальную форму выделений (см. рис. 61).
В рудах отмечены также халькостибит и ауростибит.
Рис. 62. Зависимость содержания золота и
серебра в поздних кварц-антимонитовых жилах (2)
от содержания этих металлов в зонах вкраплен-
ных руд (1) месторождения Майское (по А. А. Си-
дорову и др. [1984))
На продольной проекции р. т. № I (см. рис. 55)
отчетливо видно, что ореолы развития самородного
золота и мышьяка (в составе кварц-антимонитовой
минерализации) тяготеют к границам полей с низ-
101
ким и высоким содержаниями золотоносного игольчатого арсенопирита в тыловой и фронтальной ча-
стях рудного тела. Вероятно, это можно объяснить проявлением процессов регенерации минеральных
ассоциаций, сопровождающейся растворением золотоносного арсенопирита вкрапленных руд гидро-
термами поздних стадий с последующим переотложением золота и мышьяка.
Таким образом, весьма вероятной представляется следующая схема развития рудного процесса
(см. табл. 22): 1) формирование штокверкового пирротин-молибденит-кварцевого редкометалльного
оруденения, связанного с плутоногенной группой даек; 2) образование золото-сульфидных (золото-
пирит-арсенопиритовых) вкрапленных руд; 3) развитие сереброносной кварц-полисульфидной жиль-
ной минерализации; 4) формирование кварц-антимонитовых жил и самородно-мышьяковой минерали-
зации.
О минералогической зональности. На месторождении Майское наиболее ярко проявлена гори-
зонтальная зональность, подмеченная еще на раннем этапе его изучения [А. А. Сидоров и др., 1980 г.].
Выражается она в развитии ранней слабо золотоносной и сереброносной редкометалльной минерали-
зации в восточной части месторождения, а золоторудной прожилково-вкрапленной пирит-арсенопири-
товой -- в центральной и западной, что хорошо увязывается с блоковым строением месторождения.
Редкометалльная минерализация, приуроченная к западной краевой части восточного блока и совпада-
ющая с площадным ареалом резкого осветления и заметного ороговикования вмещающих пород, имп-
регнированных пирротином и штокверковой молибденит-кварцевой и более поздней жильно-прожил-
ковой кварц-полисульфидной минерализацией, образует своеобразный центр. К востоку и особенно к
западу от него в пластичных флишоидных углеродсодержащих толщах размещаются основные рудные
тела с тонковкрапленный золото-сульфидной и более поздней кварц-антимонитовой минерализацией.
В пределах этого центра вкрапленные сульфидные руды отсутствуют, отмечается лишь локальное раз-
витие тонкого арсенопирита в участках брекчирования кварц-сульфидных жил, в которых он образует
вкрапленность в сером тонкозернистом кварцевом цементе брекчий. Интенсивное проявление редко-
мсталльной минерализации, по мнению некоторых исследователей, связано с его положением в апикаль-
ной части выступа невскрытого гранитоидного интрузива [А. А. Сидоров и др., 1980 г.].
Золоторудная вкрапленная сульфидная пирит-арсенопиритовая минерализация не обнаруживает
существенных изменений состава по латсрали и с глубиной. При переходе от участков с промышлен-
ным содержанием золота к бедным как внутри рудных зон, так и на участках их выклинивания проис-
ходит уменьшение общего содержания сульфидов и особенно тонкоигольчатого арсенопирита, вплоть
до его исчезновения. В рудных зонах по простиранию и на глубину происходит многократное чередо-
вание таких участков, что связано со сложным строением рудовмещающих структур с неодинаковой
проницаемостью их для рудоносных растворов. Отсутствие сколько-нибудь выраженной вертикальной
зональности отложения минерального комплекса золото-сульфидной стадии (пирит-арсенопиритово-
го) подтверждается относительно равномерным распределением в плоскостях рудных тел золота и мы-
шьяка (см. рис. 55).
Золото-мышьяковое отношение, несомненно, имеет важное классификационное значение и отра-
жает по сути дела золотоносность главного концентратора золота — игольчатого арсенопирита. Некото-
рая приближенность в определении количества золота, связанного с этими минералами, обусловлена
присутствием в рудах месторождения Майское небольшой доли самородного золота, раннего незоло-
тоносного арсенопирита и самородного мышьяка. Влияние последнего удалось устранить благодаря
определениям в групповых пробах содержания мышьяка, связанного с сульфидами, а первые два ме-
шающих фактора до некоторой степени уравновешивают друг друга. Полученные расчетные данные
средней золотоносности игольчатого арсенопирита — приблизительно 690 г/т — хорошо увязываются с
непосредственными определениями его продуктивности в монофракциях (см. табл. 23).
Золото-мышьяковое отношение в рудных телах приведено в табл. 24, из которой видно, что наи-
большие значения этого параметра характерны для р. т. № 1 и 24, тяготеющих к тектоническому контакту
Центрального и Западного блоков, по обе стороны от которого они неконтрастно снижаются, уменьшаясь
в р. т. № 2 почти вдвое. Возможно, что крупные тектонические зоны служили каналами, подводившими
растворы, постепенно обеднявшиеся золотом по мере удаления от них.
102
Таблица 24
Содержание элементов-примесей в рудных телах
центрального и западного блока месторождения Майское
№ р. т. | AS06uj | п 1 AscaM00 | п 1 Sb | п 1 cODr | п | Au : As | n
1 0,86 75 0,05 75 0,54 75 0,66 66 18,8 27
2 0,85 45 0,04 45 0,13 45 0,19 27 8,6 30
3 1,03 20 0,02 19 0,17 19 0,75 19 16,4 19
24 0,49 9 0,02 7 0,05 6 0,62 6 18,4 7
31 0,64 21 0,14 21 0,16 19 0,66 12 16,9 12
33 0,68 20 0,16 20 0,14 20 0,67 8 12,8 14
40 1,55 6 0,17 6 0,14 6 0,79 1 13,9 6
Среднее 0,88 0,07 0,2 0,62 14,6
Примечание. Таблица составлена по результатам анализов групповых проб; п - количество
проб.
Проведенный с применением ЭВМ анализ данных группового опробования [Волков, 1994] позво-
лил получить новые сведения о зональности рудных тел месторождения Майское. В результате уста-
новлено, что на горизонте 600-800 м от поверхности в рудных телах месторождения Майское происхо-
дит заметное снижение содержания мышьяка (почти в 2 раза), а содержание золота остается на пре-
жнем уровне (рис. 63). В приповерхностных и средних частях рудных тел месторождения мышьяк
обычно имеет очень высокую корреляцию
с золотом. Следовательно, на глубоких го-
ризонтах в рудных телах, по-видимому,
снижается концентрация вкрапленной
сульфидной минерализации и в частности
арсенопирита, основного золотоносного
минерала, но возрастает количество в по-
следнем тонкодисперсного золота.
По данным группового опробования
выявлено также, что на флангах рудных тел
усиливаются корреляционные связи меж-
ду всеми элементами (рудообразующими
и породообразующими), а в центральных
частях рудных тел проявляются высокие
корреляционные связи только между ос-
новными рудообразующими компонента-
ми (см. рис. 63), что может быть объясне-
но направленностью рудоотложения от
центра рудовмещающей структуры к ее
флангам.
Позднерудные минеральные ассоци-
ации кварц-антимонитовой стадии минера-
лообразования в отличие от золото-суль-
фидной обнаруживают тенденцию к зако-
номерному зональному расположению в
пространстве.
Р и с. 63. Распределение золота («), мы-
шьяка (б), углерода (в) в р. т. № 1 месторож-
дения Майское (продольная проекция на
вертикальную плоскость, в координатах
ЭВМ): х- координаты по простиранию рудно-
го тела, у - координаты по падению рудного
тела, м. Поля с содержанием элементов: 1 -
высоким; 2 - средним; 3 — низким; 4 - фоно-
вым
103
Сурьма как элемент-индикатор кварц-антимонитовой ассоциации тяготеет главным образом к апи-
кальным частям рудных тел, и ее содержания быстро уменьшаются на глубину (см. рис. 55). Наиболь-
шие содержания сурьмы свойственны р. т. № 1. В остальных телах Центрального блока количества ее
практически одинаковы (см. табл. 24).
Распределение самородного мышьяка в плоскостях рудных тел характеризуется большей равно-
мерностью (см. рис. 55). Положение наибольших максимумов концентрации этого элемента в р. т. № 1
контролируется линией сопряжения его с зоной р. т. № 31 и структурно может быть связано с локали-
зацией самородного мышьяка в апикальных частях последнего. В пользу того, что этот минерал пре-
имущественно тяготеет к верхним уровням рудных тел, косвенно свидетельствует более высокое его
содержание в рудных зонах, не вскрытых эрозией (см. табл. 24). Исключением является р. т. № 24, в
котором отмечаются аномально низкие концентрации как самородного мышьяка, так и сурьмы, что,
возможно, связано с особым структурным положением этого тела, залегающего в зоне крупного мери-
дионального нарушения, разграничивающего блоки.
6.2. Месторождение Сильное
Месторождение Сильное расположено на территории Чаунского района Чукотского автономного
округа России. Рудное поле охватывает водораздел руч. Встречный, Марс, Кукевеемкай, притоков в
верховьях р. Кевеем. Месторождение связано с бывшим пос. Майский грунтовой дорогой (7 км). Рас-
стояние до ближайшего населенного пункта, пос. Комсомольский, базы старательской артели «Чукот-
ка» около 70 км. Комсомольский связан с портовым г. Певеком шоссейной дорогой (120 км). Рельеф
местности в пределах месторождения среднегорный, относительные превышения достигают 200-400 м,
абсолютные отметки 400-900 м.
Месторождение открыто А. А. Сидоровым в 1957 г. [Сидоров, 1966]. С 1980 по 1986 г. в рудном
поле проводились поисковые и поисково-оценочные работы Майской ГРЭ. С 1980 по 1983 г. структура
и минералогические особенности месторождения изучались сотрудниками ЦНИГРИ, СВКНИИ ДВО
РАН. Рудные зоны месторождения разведаны канавами через 40-80 м и подсечены единичными сква-
жинами на глубине 100-150 м. Рудное поле сопровождается небольшими промышленными россыпями
золота (100 кг) и касситерита (500 т). Выявленные запасы категории С2 и ресурсы Р] составляют около
40 т. Прогнозная оценка рудного поля в целом, учитывая выявленные запасы, превышает 60 т. Место-
рождение, по данным А. В. Волкова [1995], представляет корневую зону эпитермального оруденения.
Геологическое строение и вещественный состав. Месторождение расположено на западном
фланге Кукенейской ИКС, в 7—10 км к востоку от месторождения Майское (см. рис. 14). Рудное поле
площадью около 10 км2 вытянуто в субмеридиональном направлении, огибая с юго-запада Кукеней-
скую интрузию. Рудные тела залегают в песчано-алевролитовых флишоидных толщах среднего триа-
са, контактово метаморфизованных до пятнистых сланцев (рис. 64, 65). На южном фланге рудного
поля вмещающие породы прорваны единичными дайками лампрофиров и аплитов.
По золото-серебряному отношению в рудных зонах в рудном поле отчетливо выделяются два уча-
стка: Южный - серебряный (Au/Ag = 1:2 - 1:30) и Северный - золотой (Au/Ag = 1:1 - 2:1).
На рудном поле выявлено более 10 рудных зон, и только три из них достаточно детально изучены:
р. т. № 25 в южном блоке и два - в пределах Северного участка (табл. 25). По падению рудные зоны
подсечены скважинами на глубине 100-300 м. Рудные тела, как и на месторождении Майское, пред-
ставляют собой минерализованные зоны дробления и рассланцевания. Рудные зоны ориентированы
радиально по отношению к Кукенейской интрузии. Их простирание изменяется от субширотного (р. т.
№ 25), северо-западного (рудные зоны Северного участка), до субмеридионального. Содержание золо-
та изменяется от 4 до 20 г/т, среднее - 8 г/т, серебра до 30-40 г/т (см. табл. 25).
В лежачем боку рудных тел отмечены интенсивно пиритизированные алевролиты и песчаники. В
центральной части рудных зон распространена вкрапленность игольчатого арсенопирита (рис. 66). Здесь
же в кварцевых жилах и прожилках мощностью до 0,5 м присутствуют короткостолбчатый арсенопи-
рит, пирит, сфалерит, фрейбергит, халькопирит, галенит, миаргирит, антимонит. Средняя пробность
самородного золота в кварц-антимонитовых жилах 850%о.
104
Р и с . 64. Схематическая геологическая карта руд-
ного поля Сильное: 1 - осадочные породы: рыхлые чет-
вертичные отложения (а), песчаники и алевролиты средне-
го триаса (6); 2 - роговики; 3 - гранитоиды Кукенейского
массива (а), дайки лампрофиров (6); 4 - разломы (а), руд-
ные зоны (6); 5 - канавы; 6-8 - типы оруденения: 6 - касси-
терит-сульфидный, 7 - вкрапленный золото-сульфидный,
8 - золото-серебряный
В отличие от месторождения Майское в
рудах Сильного одновременно с повышени-
ем содержания золота и мышьяка возрастает
и концентрация серебра. В рудных телах от-
мечены также повышенные концентрации
висмута, бария, иттербия. В непосредственной
близости от Кукенейского массива в аналогич-
ных рудовмешаюших структурах золотое ору-
денение сменяется касситерит-сульфидным с
содержанием олова до 0,5-0,7% (участок
Марс).
Руды месторождения Сильное относят-
ся к золото-сульфидному вкрапленному
«упорному» типу (?) по аналогии с месторож-
дением Майское. Особенностью этого типа
руд является тонкодисперсный характер золо-
та, связанного с мышьяковистым пиритом и
игольчатым арсенопиритом. Технологические
исследования руд не проводились, а развитие
игольчатого арсенопирита зафиксировано
только в керне скважин. Вместе с тем рудные
тела месторождения Сильное отличаются от
майских аналогов заметным развитием оквар-
цевания, кварцевых прожилков, тел брекчий,
повышенной сереброносностью.
На Южном участке, гипсометрически
выше (на 200 м) разведанного р. т. № 25, рас-
положена золото-сереброносная кварц-анти-
монитовая жила [Сидоров, 1966], приурочен-
ная к зоне повышенного рассланцевания и
дробления (мощностью 3,2 м). Мощность
жилы 0,5 м, содержание золота в жиле дости-
гает 280 г/т, а серебра - 1750 г/т.
।_Z1 ZZZZJ2 ГГЛ3 Г/714кМЪ |Д\^6 |7Т|7 со»
Р и с . 65. Схематический геологический разрез месторождения Сильное: 1 - флипюидная толша триа-
са; 2 - роговики; 3 - мелко-среднезернистые граниты; 4 - дайки аплитов; 5 - геологические границы: установлен-
ные (а), предполагаемые (б), граница роговиков (е); 6 - рудные тела (а), глубинный синвулканический разлом (6),
золотоносные кварц-антимонитовые жилы (е); 7 - рудная зона; 8 - скважины
105
Рис. 66. Строение р. т. № 1 месторож-
дения Сильное (документации керна): 1 -
кварц-сульфидные прожилки; 2 - мышьякови-
стый пирит; 3 - - игольчатый арсенопирит; 4 - -
алевропесчаники; 5 - алевролиты; 6 - трещи-
ны; 7 - рассланцевание
Таблица 25
Параметры рудных зон месторождения Сильное
Рудная зона Средняя МОЩНОСТЬ, м Параметры, м Содержание, г/т
длина | глубина золота | серебра
«Северная» 2,6 800 300 7,0 11,2
«Южная» 2,9 1500 300 3,1 31,2
№8 0,8 450 200 3,2 8,0
№9 3,5 600 300 3,1 4.5
№ 12 1,5 500 200 4,1 8.3
№ 14 1,9 350 200 4,2 6,8
№ 10 з,о 350 150 3,1 6,2
№ 13 1,5 200 150 7,6 9,0
№ 15 2,5 200 100 10,5 35,5
№ 16 1,3 500 150 4,0 4,5
№25 5,6 300 150 6,9 35,6
№26 1,9 500 150 3,5 3,0
№3 2,0 350 200 5,0 2,0
№4 2,0 500 200 5,0 40.0
№6 2,5 1100 300 5,5 5,0
№7 3,0 1000 300 3,5 20,0
№ 17 1,0 300 100 3,0 1,5
№ 18 0,5 70 50 6,0 3,0
№ 19 2,0 350 100 з,о 1,5
В лежачем боку жилы наблюдается
крустификационная оторочка, представ-
ленная шестоватым кварцем, а централь-
ная часть выполнена массивным средне-
зернистым сероватым кварцем и крупно-
кристаллическим антимонитом с види-
мым золотом (рис. 67). В висячем заль-
банде жилы отмечается черная полоса,
жиле (х60); б- золото в кварц-ангимонитовой жиле (х60); в - иголь-
чатый арсенопирит р. т. № 1 (х200)
обогащенная рудными минералами: арсенопиритом, фрейбергитом, пиритом и миаргиритом, которая
местами брекчироваиа (рис. 68). По простиранию и падению жила не оконтурена. Золото характеризу-
ется обычным набором элементов-примесей (табл. 26). В рудах выделяются три последовательно об-
разовавшиеся минеральные ассоциации: пирит-арсенопиритовая, золото-сульфоантимонитовая изо-
лото-антимонитовая.
Условия рудообразования на месторождении изучены недостаточно. Определялась лишь температура
гомогенизации включений в метаморфогенном кварце (340 240°С) и кварце антимонитовой жилы (300—
180°С). Первичные включения в метаморфогенном кварце—газово-водные, с углекислотой, а в кварце анти-
монитовой жилы существенно газовые.
По запасам и прогнозным ресурсам месторождение Сильное превышает средний класс. Можно
уверенно прогнозировать по аналогии с Майским продолжение рудных тел месторождения Сильное
по падению (на глубину более 300 м) и по простиранию под четвертичными отложениями ручьев.
106
Рис. 68. Текстуры в золото-сереброносной кварц-антимонитовой жиле
месторождения Сильное (уменьшено в 2 раза): а - «теневая брекчия»; б-агре-
гаты крупнокристаллического антимонита в кварце
Таблица 26
Содержание элементов-примесей в золоте
месторождения Сильное
№ п/п Место отбора пробы (канавы) Проб- ность, %о Элсменты-примеси, %
Си Мп РЬ Sb Fe As Ni
1 К 366 838 0,001 0,0002 - 0,0025 0,004 - 0,0005
2 К 366 855 0,002 - - 0,004 - - -
Примечание. Анализы выполнены в спектральной лаборатории ЦНИГРИ. аналитик
Н. И. Ланцев.
В пределах рудного поля высоки перспективы выявления новых рудных тел, так как имеются
единичные сечения в канавах рудных зон и жил с высокими содержаниями золота, которые остались
неоконтурепными. Необходимо провести технологические исследования руд месторождения.
6.3. Месторождение Сыпучинское
Сыпучинское рудное поле приурочено к интрузивно-купольной структуре, в которой апикальные
выступы невскрытого интрузивного массива фиксируются ореолами контактово-метаморфизованных
пород и магнитными аномалиями (рис. 69). Эта структура расположена в региональном, синвулкани-
ческом по времени заложения северо-восточном разломе (Кар-
пунгской зоны ТМА), который на протяжении более 150 км
трассируется цепочкой приразломных интрузивно-куполытых
структур (см. рис. 5). Исследование этого объекта позволяет
существенно расширить представления о золото-сульфидном
вкрапленном оруденении перивулканической зоны ОЧВП.
Рудное поле (60 км?) сложено флишоидной тол-
щей норийского яруса верхнего триаса. По литоло-
гическому составу норийские отложения разделены
на три свиты — млелювеемскую, сыпучинскую и ку-
веемкайскую. Рудовмещающей является сыпучин-
ская свита, в разрезе которой отчетливо выделяются
три пачки пород (сверху вниз): алевролитов, массив-
ных и слоистых песчаников и подстилающих алев-
ролитов.
Рис. 69. Тектоническая позиция Сыпучинской
ИКС: 1 флишевые толши верхнего триаса: 2 - верхне-
меловые вулканиты ОЧВП; 3 - ранне-позднемеловые гра-
ниты; 4 - невскрытые гранитоидные массивы; 5 - дайки
(а) и рудные тела (б) Сыпучинского рудного поля; 6 - раз-
ломы: установленные (а) и предполагаемые по геофизи-
ческим данным (б); 7 - граница вулканитов; 8 - песчани-
ки сыпучинской свиты; 9 - оси складок: антиклиналей (а)
и синклиналей (б); 10-14 - месторождения: 10 кассите-
рит-сульфидные, 11 - золото-сульфидные, 12 - золото-ред-
кометалльные, 13 - золото-серебряные, 14-ртутные
107
Пространственно рудное поле совпадает с выходом на поверхность пачки песчаников сыпучин-
ской свиты мощностью около 200 м, полого залегающей на флишоидной толще и развернутой в зоне
ТМА в поперечном (субмеридиональном) направлении по отношению к северо-западной региональ-
ной складчатости района (см. рис. 69). К контактам алевролитовых прослоев в песчанистой пачке
приурочены линзообразные маломощные (0,1-0,5 м) тела турбидитов.
Геологическая структура месторождения Сыпучинское определяется сложным сочетанием при-
разломных складок, флексур и северо-восточной зоны пологих разрывных нарушений. Пологие рудо-
вмещающие зоны разломов (углы падения 10-20°) залегают согласно с дайками и вмещающими поро-
дами (рис. 70). Морфологически они представляют собой типичные трещины скола и отрыва, оперя-
ющие основные рудоконтролирующие разломы северо-восточного простирания. Рудные тела место-
рождения Сыпучинское локализуются среди слоистых и массивных тонкозернистых песчаников, про-
рываемых многочисленными дорудными дайками керсантитов, залегают в пологих параллельных раз-
рывных нарушениях, согласных с вмещающими породами и прослеживающихся по простиранию и
падению песчанистой пачки (см. рис. 70).
Рис. 70. Геологические разрезы вкрест простирания рудных тел месторожде-
ния Сыпучинское: 1 - норийские тонкозернистые слоистые песчаники; 2 - слои алевро-
литов; 3 - дайки лампрофиров; 4 - зоны разломов; 5 - рудные тела; 6 - геологические
границы
108
Они отчетливо пересекают дайки лампрофиров и представляют собой минерализованные зоны
дробления со стволовыми кварцевыми жилами. Масштабы оруденения на месторождении ограничива-
ются ореолами контактово-измененных пород, фиксирующих на поверхности апикальные выходы не-
вскрытой интрузии (см. рис. 69). Протяженность рудоносных зон дробления по простиранию более 2 км.
Содержание золота в этих зонах в среднем составляет 3 г/т на среднюю мощность 1,5 м. По падению
они не оконтурены. Промышленное значение в настоящее время имеют стволовые золото-кварцевые
жилы и зоны прожилков со свободным золотом. Золото-кварцевые жилы представляют собой лентооб-
разные рудные столбы, которые приурочены к флексурным перегибам вмещающих пород, к местам
пересечения рудовмещающих зон с дорудными дайками или рудоконтролирующими разломами. Ши-
рина рудных столбов до 60-80 м, длина по падению от 200 до 800 м и более (по падению не оконтуре-
ны), средняя мощность 1 м. Среднее содержание золота в рудах составляет 19 г/т. Околорудные породы
интенсивно серицитизированы. На рудном поле поисковыми работами выявлено 17 рудных тел и по-
тенциально рудоносных структур. К настоящему времени достаточно детально изучены р. т. № 1,2,4
центральной части рудного поля, характеристика которых приводится ниже.
Рудное тело№ I прослежено канавами, траншеей и вскрыто тремя скважинами (рис. 71). На юго-
западе оно ограничено зоной разрывных нарушений субмеридионального простирания, которая участ-
ками также рудоносна (р. т. № 3). К северо-востоку р. т. № 1 постепенно выклинивается и, вероятно,
экранируется дайкой лампрофиров.
Р и с. 71. Строение р. т. № 1 месторождения Сыпучинское (зарисовка разведочной траншеи): 1 -
тектонические контакты минерализованной зоны дробления; 2 - песчаники: слоистые (а), массивные (б); 3 -
трещиноватость; 4 - золото-кварцевые жилы; 5 - рудные минералы: гематит (а), арсенопирит (б), пирит (в);
6 - минерализованная зона дробления; 7 — бороздовое опробование (а), углы падения контактов (б)
В целом р. т. № 1 приурочено к флексурообразному перегибу пачки мелко-среднезернистых пес-
чаников, образующих синклинальную складку с шарниром, полого погружающимся в юго-западном
направлении. Оно представляет собой пластину пологопадающих до субгоризонтальных, раздроблен-
ных, интенсивно окварцованных пород с обильной вкрапленностью крупнозернистого арсенопирита и
мелкозернистого пирита и осевой золотоносной кварцевой жилой. Мощность зоны около 2,2 м, жилы -
0,2-0,7 м. Протяженность рудного тела до 200 м, по падению - 80-100 м.
Серия рудных тел № 2,2а, 2е расположена в 1 км к северу от р. т. № 1 и приурочена к пологим (20-
30°) разрывным нарушениям северо-восточного простирания, осложняющим западное крыло неболь-
шой антиклинали (см. рис. 70). Рудовмещающая зона нарушений выклинивается на северо-востоке
при пересечении с линзами алевролитов и турбидитов, нарушающих монотонность песчанистой ос-
109
новной пачки, а к юго-западу разветвляется на ряд субпараллельных кулис, образующих структуру
«конского хвоста». Рудное тело представлено зоной интенсивно раздробленных будинированных по-
род, прожилкового окварцевания и развития линзовидных кварцевых жил с гнездами и вкрапленно-
стью арсенопирита и антимонита. Мощность рудного тела 1,6 м, кварцевых прожилков — от 1-2 до
20 см; жил - до 30 см. В разрезе оно представляет собой извилистую ленту шириной 150-200 м и
протяженностью более 800 м. Рудные тела № 2, 2а, 26 представляют собой серию кулис протяженнос-
тью по простиранию 100-150 м, по падению - около 50 м.
Рудное тело № 4 находится в 0,5 км к востоку от р. т. № 2 и приурочено к крылу синклинальной
складки, залегает в нижней части сыпучинской толщи (см. рис. 70). Простирание тела северо-запад-
ное, согласное со складчатостью, падение пологое (30°) на юго-запад, протяженность по простиранию
500 м, по падению 300 м, средняя мощность 2,3 м. В зоне дробления и смятия слоистых песчаников
наблюдается интенсивная вкрапленность пирита и арсенопирита, иногда - антимонита.
На южном фланге рудное тело сопровождается кварц-антимонитовой жилой мощностью 0,2-0,5 м.
Распределение золота в жиле столбообразное. Рудный столб в центральной части тела имеет северо-
западное склонение, протяженность его по простиранию 300 м, по падению — 200 м. На северо-западе
рудное тело срезано главным субмеридиональным разломом; вместе с тем здесь возможно его выкли-
нивание в тех же слоях алевролитов, которые ограничивают р. т. № 2 и 2а.
Изученные кварцевые жилы месторождения Сыпучинское пересекают дайки лампрофиров и со-
держат их обломки. В узлах пересечения уменьшается мощность рудных тел и снижается содержание
золота. Установлены два типа оруденения: золото-сульфидно-кварцевый и золото-сульфидный прожил-
ково-вкрапленный. В настоящее время промышленное значение имеют золото-сульфидно-кварцевые
жилы и зоны золотоносных кварцевых прожилков (см. рис. 70, 71). Рудная минерализация кварцевых
жил представлена галенитом, сфалеритом, халькопиритом, тетраэдритом, сульфосолями свинца, анти-
монитом, самородным золотом пробностью 850-920%о.
Руды сформированы в три стадии — сульфидную прожилково-вкрапленную, золото-сульфидно-
кварцевую и кварц-антимонитовую, которым отвечают соответственно арсенопирит-пиритовая, золото-
арсенопирит-пирит-галенит-тетраэдрит-халькопиритовая (основная продуктивная) и кварц-антимони-
товая минеральные ассоциации.
Арсенопирит-пиритовая минеральная ассоциация встречена в некоторых участках р. т. № 1 и до-
статочно широко распространена в р. т. № 2, 2а, 4. В зависимости от литологии вмещающих толщ
изменяются размеры и морфология выделений минералов этой ассоциации. Так, в интенсивно оквар-
цованных песчаниках р. т. № 1 вкрапленность представлена крупнокристаллическими индивидами
пирита и арсенопирита, размерами до 1—1,5 мм, иногда до 3 мм. Текстура руд вкрапленная и гнездово-
вкрапленная. В слоистых песчаниках р. т. № 2,2а, 4 наряду с равномерной вкрапленностью наблюдает-
ся и полосчатое распределение рудных минералов (рис. 72). Здесь размеры минеральных индивидов
значительно меньше, чем в массивных однородных песчаниках (0,01-0,1 мм). Арсенопирит представ-
лен тонкоигольчатой разновидностью, в полосчатых рудах вместе с мелкокристаллическим пиритом
образует отчетливые полоски, отстоящие друг от друга на расстояние от 3 до 10 см,
в некоторых местах последние пересекаются кварцевыми прожилками второй ста-
дии (см. рис. 72). Размеры сульфидных полосок не превышают 0,5-1 см и совпадают
со слоями алевролитов в тонкозернистых песчаниках. Подобные образования харак-
терны для метасоматических золото-сульфидных прожилково-вкрапленных руд и опи-
саны на месторождении Олимпиада в Енисейском кряже [Новожилов, Гаврилов, 1999].
Главной продуктивной минеральной ассоциацией является золото-арсенопирит-
пирит-галенит-сфалерит-тетраэдрит-халькопиритовая, наложенная на кварцевые
жилы и прожилки и составляющая главную промышленную ценность руд. Количе-
ство сульфидов в жилах не превышает 1 %.
Рис. 72. Пересечение кварцевыми прожилками полосчатых вкраплен-
ных руд (зарисовка керна скважины, р. т. № 2, месторождение Сыпучинское,
натуральная величина): 1 - тонкозернистые песчаники; 2 - полосчатая вкраплен-
ность пирита и арсенопирита; 3 — кварц-сульфидные прожилки с золотом
НОПИ{
терст
высок
Из р.
жила?
нит, с
основ
вы пог
I
случа
редка
но об|
нитов
золоте
1
HOCTH1
к мале
нии (3
ями мг
ство з<
ЛОМ М(
Л
ем скл
систем
Слоист
ления,
лее пр<
древни
В
гопада
золота
1% пре
центра
где пре
рудных
сторон]
другой
деев и j
Bi
содерж,
порода!
золота г
части н,
поля в г
явлено
четко п|
ны для
может б
го интр]
фланг р;
НО
В этой ассоциации наиболее распространены срастания пирита и крупнокристаллического арсе-
нопирита, с которыми часто отмечается видимое золото. Местами золото образует самостоятельную ин-
терстициальную вкрапленность в шестоватом кварце с мелкими полостями. Пробность его достаточно
высока- 910%о. По результатам ситового анализа в крупных классах (+0,25 мм) находится 67-75% золота.
Из р. т. № 1 были добыты самородки размером более 10 см (музей, г. Магадан). Местами в кварцевых
жилах содержание золота достигает ураганных значений (1-17 кг/т). Развитые в этой ассоциации гале-
нит, сфалерит, тетраэдрит, халькопирит, сульфосоли свинца образовались позднее описанных выше
основных рудных минералов (часто отмечаются срастания этих минералов с друзовидным кварцем,
выполняющим пустоты в раннем шестоватом кварце).
Кварц-антимонитовая минеральная ассоциация достаточно широко развита в р. т. № 2, 4. В ряде
случаев рудовмещающие трещины здесь полностью выполнены антимонитом чугунного облика. Из-
редка отмечаются короткостолбчатые кристаллические индивиды сульфида сурьмы, крустификацион-
но обрастающие обломки пород в будинированных участках жил. В некоторых местах кварц-антимо-
нитовые жилы кулисообразно примыкают к основным рудным зонам, где антимонит накладывается на
золотоносные кварцевые жилы. Содержания золота в кварц-антимонитовых жилах не высоки - 3-5 г/т.
Технологические свойства руд изучались по трем лабораторным пробам, отобранным из поверх-
ностных горных выработок по р. т. № 1 и 2. Результаты исследований показывают, что руды относятся
к малосульфидным. Основная часть золота находится в сростках (75,3-56,0%) и в свободном состоя-
нии (3,5-23,1%), остальное золото в рудах упорное (21,3-20,5%) и связано с окисленными соединени-
ями мышьяка, сурьмы, железа. С сульфидами в этих рудных телах ассоциирует незначительное количе-
ство золота - 2,3-3,3%. Основной промышленный компонент - золото, попутно извлекаемым метал-
лом может быть серебро с содержанием 0,2-4,0 г/т.
Модель рудного поля. Структура Сыпучинского рудного поля определяется сложным сочетани-
ем складчатости низких порядков и пологих разрывных нарушений. В плане рудные тела выполняют
систему пологих трещин, часто приуроченных к замкам и крыльям синклинальных складок и флексур.
Слоистый характер вмещающих пород обусловливает развитие субпараллельных сближенных зон дроб-
ления, смятия и брекчирования, предполагающих кулисообразное расположение рудных тел. Наибо-
лее протяженными являются северо-западные рудные тела, что связано с выполнением ими наиболее
древних и долгоживущих разломов рудного поля.
В рудоносных структурах выявлены рудные столбы, по морфологии представляющие собой поло-
гопадающие протяженностью 150-400 м, шириной 50-150 м и мощностью 1—5 м ленты, содержание
золота в которых в несколько раз превышает среднее содержание по всей рудной зоне (более 15 г/т);
1% проб по рудным столбам имеет содержание более 100 г/т. Рудные столбы чаще всего приурочены к
центральным и осевым частям рудовмещающих структур, наиболее гидротермально проработанным,
где проявлено золото-сульфидно-кварцевое оруденение. По геологическому строению, морфологии
рудных тел, вещественному составу и геохимическим особенностям описываемое оруденение, с одной
стороны, обладает элементами сходства с месторождениями золото-сульфидной рудной формации, а с
другой - сопоставимо с золото-кварцевыми месторождениями Аллах-Юньского района (Якутия) [Фа-
деев и др., 1986].
В геохимическом поле (вторичные ореолы рассеяния) оруденение характеризуется повышенными
содержаниями золота, мышьяка, сурьмы и пониженными содержаниями по отношению к вмещающим
породам молибдена, никеля, кобальта, меди, вольфрама и олова. Большинство выявленных аномалий
золота и рудогенных элементов тяготеют к зоне сближенных северо-западных разломов (фронтальной
части надвига); всего в рудном поле насчитывается 25 литохимических аномалий золота. Для рудного
поля в целом по некоторым элементам устанавливается латеральная зональность. Наиболее четко про-
явлено смещение вторичных ореолов серебра на юго-запад по отношению к ореолам золота. Менее
четко проявлено смещение вторичных ореолов свинца на северо-запад. Такие же смещения характер-
ны для вторичных ореолов редкометалльной группы, элементов (северный фланг рудного поля), что
может быть связано с развитием контактово-метаморфизованных пород в кровле скрытого Сыпучинско-
го интрузивного массива. Для вторичных ореолов сурьмы характерно их смещение на юго-восточный
фланг рудного поля. Вторичные ореолы мышьяка пространственно совпадают с ореолами золота.
111
Рассчитаны некоторые статистические параметры оруденения (табл. 27). Максимальные содер-
жания золота в рудах (класс 10-100 г/т) характеризуются повышенными концентрациями мышьяка,
серебра, марганца и пониженными - олова, кобальта, никеля, по сравнению с другими параметрами.
Отметим, что повышенными содержаниями сурьмы, свинца и висмута характеризуется класс руд
3 < Au < 5, аналогичные значения характерны и для класса руд 10 < Au < 100. Такие распределения в
целом подтверждают установленную ранее стадийность процесса рудообразования. Золото-сульфидно-
кварцевое оруденение характеризуется в основном классами руд с содержаниями Au > 10 и 5 < Au < 10.
Необходимо отметить, что для золото-сульфидных прожилково-вкрапленных руд месторождения Май-
ское в аналогичных классах средние содержания мышьяка вдвое выше (см. табл. 24).
Таблица 27
Среднее содержание элементов в первичных ореолах месторождения Сыпучинское
(по данным спектрального полуколичественного и пробирного анализа) 103%, г/т
№ р. т. | n | Au 1 Ag | As | Sb РЬ 1 Sn | Bi 1 Со 1 Ni Мп
Рудные тела
6 53 0,93 0,81 108,44 3,45 2,74 0,91 0,071 1,06 4,28 107
10 89 0,73 0,73 123,91 29,99 3,04 1,08 0,083 1,04 3,6 76,9
4 77 1,72 1,4 123,39 22,8 6,17 1,04 0,095 1,66 3,64 111,5
8 66 0,98 0,9 238,5 3,83 3,04 0,72 0,134 0,932 3,76 94,0
1 78 0,58 0,7 99,6 1,4 2,8 0,77 0,08 1,25 3,76 112,94
2 54 0,97 0,8 126,8 4,3 3,13 0,95 0,078 1,22 3,74 96,4
3 10 0,5 0,55 76,0 1,7 2,7 0,58 0,12 0,81 3,8 98,0
Рудные тела 25 5,88 1,66 708,77 71,12 3,21 0,52 0,07 1,52 3,68 54,06
Вмещающие породы, кварцевые жилы, рудные зоны
Песчаники 166 0,72 0,78 114,8 9,38 3,26 0,85 0,1 1,133 3,61 92,0
массивные
Алевролиты 90 0,83 0,67 92,6 2,36 4,66 1,07 0,1 1,08 4,06 103
Песчаники 87 1,77 0,7 109 1,81 3,27 0,83 0,089 1,303 5,12 126
слоистые
Кварцевые 6 2,7 0,07 307,3 252,1 2,33 0,78 0,062 0,9 4,16 90
жилы
Рудные зоны 341 1,8 0,8 177 8,88 4,0 0,88 0,079 1,И 3,65 96
Лампрофиры 14 0,32 0,7 63,5 1,7 3,5 1,1 0,07 1,58 6,85 153,5
Кварцевые 30 1,7 1,7 170 2,0 2,66 0,76 0,066 0,99 3,98 84,5
прожилки
Классы содержаний золота, сурьмы
Аи> 10 9 26,6 4,8 777,7 6,6 5,И 0,68 0,09 0,95 3,77 111,1
5<Аи< 10 10 6,7 2,19 483,5 3,15 3,65 0,68 0,073 1,0 3,4 136
3 < Au < 5 37 3,7 0,52 427,7 43,8 8,08 0,86 0,095 1,29 4,9 73,6
1 <Au<3 97 1,75 0,93 206,7 24,7 4,41 0,94 0,092 0,75 3,13 84,6
0,2 < Au < 1 477 0,38 0,73 83,6 4,54 3,54 0,88 0,088 1,4 3,9 101
10 < Sb <100 15 3,3 2,45 484,3 21,3 4,6 0,7 0,092 0,75 3,13 84,6
2 < Sb < 10 169 1,5 0,86 162,5 2,7 3,64 0,91 0,095 1,16 4,07 96,7
Sb <2 169 0,85 0,75 90,64 1,39 3,29 0,88 0,08 1,16 4,13 105,8
Всего no 634 1,27 0,86 137 8,86 3,73 0,89 0,08 1,14 3,99 101,1
МЧ1ИЮ
Примечание. Анализы выполнены в ЦЛ ПГО «Севвостгеология»; представлены только пробы с содержанием Au >
0,2 г/т. Звездочкой выделены анализы групповых проб; п - количество анализов.
Сравнивая данные табл. 27, отметим, что наиболее крупным и богатым является р. т. № 4. Содер-
жания мышьяка по рудным телам в общем близки, р. т. № 10 и 4 обогащены сурьмой, свинцом и сереб-
ром, № 1 и 3 характеризуются минимальными значениями мышьяка, но именно в этих телах обнаруже-
но бонанцевое золото-сульфидно-кварцевое оруденение.
Для кварцевых жил характерна высокая корреляция золота и сурьмы. Рудное тело № 1 отличается
отсутствием высоких корреляционных связей между рудогенными элементами. В р. т. № 2 и 4 такие
связи установлены для золота и мышьяка. В р. т. № 1 и 3 установлены слабые корреляционные связи
112
3-
5-
:я
ie
1И
между золотом и висмутом. В целом по месторождению выявлена незначительная корреляция золота и
мышьяка, высокая - сурьмы и свинца. Установлена также весьма существенная связь между никелем и
висмутом, кобальтом и марганцем.
Генетические особенности оруденения. На Сыпучинском рудном поле золото-сульфидная про-
жилково-вкрапленная минерализация пересекается золото-кварцевыми жилами. Следовательно, золото-
кварцевое оруденение сформировалось позднее золото-сульфидного вкрапленного. Однако, как отме-
чалось ранее, золото-сульфидное оруденение месторождения Майское сформировалось на рубеже ран-
него и позднего мела в период становления ОЧВП. Таким образом, в пределах Сыпучинского рудного
поля золото-кварцевое оруденение сформировалось также в период становления ОЧВП. Следователь-
но, золото-кварцевое оруденение на Северо-Востоке России характеризует различные эпохи ТМА.
Прожилково-вкрапленная минерализация выявлена в зонах, центральные части которых выпол-
нены золото-сульфидно-кварцевыми жилами, относящимися к одноименной рудной формации. Темпе-
ратурный режим формирования кварцевых жил 300-170°С (изучение проводилось методом гомогени-
зации газово-жидких включений в кварце). Температуры гомогенизации 280-300°С - характерны для
включений в шестоватом полупрозрачном («рисовидном», по Ю. А. Билибину) кварце, с которым обыч-
но ассоциирует видимое золото. Более низкие температуры - 220-170°С - установлены для прозрачно-
го мелкокристаллического кварца, выполняющего в виде небольших друз и щеток полости в кварце-
вых жилах. С этим кварцем часто ассоциируют галенит, сфалерит, сульфосоли свинца. Среди включе-
ний в нем часто встречаются трехфазные, содержащие кристаллический галит, что является типомор-
фным признаком для оруденения золото-кварцевой формации и позволяет приблизительно оценить
соленость растворов в пределах 17-20% и давление в 140-250 бар (по диаграммам фазового равнове-
сия системы Н2О - NaCl). Аналогичные температуры и давления, по данным В. И. Гончарова, А. А. Сидо-
рова [1979], характерны и для вкрапленного оруденения золото-сульфидной формации.
6.4. Месторождение Туманное
Золото-сурьмяные жилы на месторождении известны с 60-х гг. прошлого века (У. Д. Гольфрид,
1958), а золото-сульфидные вкрапленные руды были открыты только в 80-х гг. в результате поисков,
осуществленных геологами Восточно-Чукотской ГРЭ (В. И. Голик, 1981). Тогда же месторождение по-
лучило свое название - Туманное. Толчком к открытию послужила успешная разведка крупного место-
рождения Майское в соседнем Чаунском районе Чукотки. В конце 80-х- начале 90-х гг. на месторожде-
нии бурились отдельные скважины, уточнялась структура, исследовалась технология обогащения руд
[П. Б. Митропольский, 1987 г.; В. А. Макеев, 1990 г.]. Полноценные поисково-оценочные работы на
Туманном были завершены только в 1995 г. [Н. М. Вакуленко, 1995 г.]. Рудные зоны месторождения
были вскрыты канавами и заверены на глубину скважинами колонкового бурения; проведен подсчет
запасов и прогнозных ресурсов. По масштабу месторождение превысило средний уровень, но не дос-
тигло «крупного».
Месторождение расположено в 40 км к югу от пос. Иультин, в 4 км от шоссейной дороги, соеди-
няющей его с портом Эгвекинот (150 км).
Геологическое строение и вещественный состав месторождения. Рудное поле месторождения
Туманное занимает северо-западный фланг Экугской ИКС (см. рис. 9). Основной складчатой структу-
рой в районе месторождения является синклинальная складка северо-восточного простирания протя-
женностью 12 км и шириной 4 км, погружающаяся на север. Падение пород на крыльях складки до-
вольно пологое (15-30°). Карнийские терригенные толщи, слагающие складку, представлены двумя
пачками мылернетской свиты: верхняя, алевропесчаниковая, вскрывается в ядре, а нижняя - алевро-
сланцевая - на крыльях.
В структурном плане рудное поле приурочено к центральной части и северному крылу Туманин-
ской сателлитной по отношению к Экугской купольной структуры, в ядерной части которой выходит
шток Туманный. Купольная структура осложняет юго-западное крыло описанной выше мульдообраз-
ной складки. Туманинский сателлитный купол подчеркивается концентрическим и радиальным распо-
ложением основных рудо- и магмоконтролирующих разломов (рис. 73). Вмещающие терригенные тол-
щи на месторождении прорываются многочисленными дайками гранит-порфиров и трахибазальтов
ИЗ
позднемелового возраста, гранодиоритов и лампрофиров раннемелового возраста. В экзоконтакте што-
ка развиты биотитовые роговики.
Р и с . 73. Схематическая геологическая карта и разрез месторождения Туманное: 1 — четвертичные элю-
виально-делювиальные отложения; 2 - флишевые толщи мымлернетской свиты (верхний триас); 3 — гранодиори-
ты; 4 - гранит-порфиры; 5 - дайки пестрого состава; 6 - рудные зоны; 7 - разломы; 8 — ороговикованные породы;
9- колонковые скважины; 10 —канавы; 11 - элементы залегания
В рудном поле (площадью 19 км2) имеется довольно сложная система разрывных нарушений раз-
личного направления, которые можно разделить на две группы: достаточно протяженные (десятки ки-
лометров) разломы, образование которых связано с мезозойским складкообразованием и формирова-
нием наложенных структур Экугской зоны ТМА, и небольшие (1-10 км) локальные разрывные нару-
шения, которые возникли в результате местных тектонических напряжений.
Основным объектом в рудном поле является месторождение Туманное (площадь 4,5 км2), распо-
ложенное в его центральной части (координаты 178°04' з.д. и 67°37' с.ш.). На западном фланге рудного
поля известно рудопроявление Удачное (площадь 2,5 км2), а на восточном - рудопроявление Восточное
(1,5 км2).
114
Радиальные разломы на месторождении Туманное имеют протяженность от 0,3-1,5 км и крутое
падение (60-80°). Концентрические разломы, как правило, представлены небольшими по протяженно-
сти (до 1 км) сбросо-сдвигами с амплитудами смещения в первые десятки метров, имеют характерные
дугообразные изгибы в плане (см. рис. 73). Они представлены минерализованными зонами дробления,
смятия и рассланцевания, контролирующими рудные тела. В этих же зонах развиваются кислые и ос-
новные дайки (рис. 74).
Рис. 74. Внутреннее
строение рудной зоны № 1
месторождения Туманное
(зарисовка борта канавы
63): 1 - аргиллиты; 2 - пес-
чаники; 3 - алевролиты; 4 -
лампрофиры; 5 - кварцевые
жилы (а) и прожилки (5); 6 -
тектоническая глина; 7 —
вкрапленность сульфидов: а-
пирит, б - арсенопирит, в -
антимонит
Рудные тела представляют собой милонитизированные рассланцованные, участками графитизи-
рованные песчаники, алевролиты и глинистые сланцы, импрегнированные вкрапленными сульфидами,
пиритом и арсенопиритом (количество сульфидов составляет 5-12%). Для них характерно обильное
кварцевое прожилкование. Наблюдается повышение содержания золота в зависимости от увеличения
количества кварцевых прожилков. Часть рудных зон протяженностью от 100 до 400 м развита по бере-
зитизированным дайкам гранит-порфиров. Мощность рудных зон в осадочных вмещающих породах
составляет от 1 до 9 м, а среднее содержание золота колеблется от 1-3 до 10-30,8 г/т. Максимальные
содержания золота в пробах составляют 60-111,2 г/т. Мощность оруденелых даек от 5 до 15,5 м, сред-
няя 9,3 м; содержание золота 1-3 г/т; максимальное значение 12 г/т.
На месторождении установлено 88 рудных зон с содержанием золота >3 г/т, среди них выделено
16 рудных тел с промышленными параметрами (табл. 28). Значительная часть рудных зон (43%) разме-
щается в глинистых сланцах, меньшая - во флишевых пачках (26%) и песчаниках (22%). Различий в
интенсивности оруденения и параметрах рудных зон в зависимости от вмещающих пород не выявлено.
Верхняя часть рудных тел окислена. В зоне окисления широко представлены скородит, гетит, валенти-
нит, ярозит, мелантерит, гипс, повеллит, англезит. Непосредственно к месторождению примыкают два
перспективных участка - Удачный и Восточный, где прогнозируется наличие еще 10 рудных тел с про-
[-
i;
(-
i-
>-
о
e
мышленными параметрами.
Почти половина разведанных запасов
месторождения сосредоточена в р. т. № 1
(рис. 75; см. табл. 28). Общий вертикаль-
ный размах оруденения более 400 м. Коэф-
фициент вариации содержаний золота, рас-
считанный для р. т. № 1, составляет ±95%
(Вакуленко, 1995). Для рудных тел харак-
терны высокие коэффициенты корелляции
(0,66-0,94%) между содержаниями золота
и мышьяка.
По результатам изучения технологичес-
ких проб в качестве полезных попутных ком-
понентов, извлекаемых из руд, можно рас-
сматривать серебро (в среднем 5 г/т) и сурь-
му, среднее содержание которой по р. т. № 1
и 2 составляет 0,5%.
Минеральный состав рудных зон про-
стой и однообразный: кварц (30-60%), по-
левые шпаты (5-10%), карбонат (1-5%),
Таблица 28
Параметры рудных зон месторождения Туманное
№ рудной зоны Средняя мощность, м Параметры, м Среднее содержание Au, г/т
длина | глубина
1 4,09 380 230 8,8
1 (восточный 5,74 90 110 6,4
фланг)
2 2,71 260 250 8,8
3 1,38 150 35 9,5
4 0,98 150 40 7,2
5 1,32 195 80 7,5
9 1,85 250 55 3,8
12 1,27 60 160 6,7
18 1,05 170 65 8,4
19 1,53 120 ПО 4,8
20 0,65 125 170 7,8
32 0,86 105 200 5,1
33 0,99 55 200 7,9
35 0,75 40 110 6,4
36 3,02 65 30 4,3
44 1,52 220 100 6,3
115
мусковит (1-10%), хлорит (1-3%), пирит (3-13%), игольчатый арсенопирит (0,5-3%), антимонит (0,01-
1%), серебро (0,1-20 г/т).
---------------230°
2 3 4 5 I 6 7 |ЗЛ1М 8
Р и с. 75. Геологический разрез месторождения Туманное по данным буровых работ:
1 - четвертичные элювиально-делювиальные отложения; 2—4 - терригенные флишевые толщи
верхнего триаса (мымлернетская свита): 2 — песчаники, 3 - черные сланцы, 4 - алевролиты; 5 -
нижнемеловые (?) дайки гранит-порфиров; 6 - пострудные дайки андезибазальтов; 7 - рудные
тела; 8 - мощность (м) рудного тела и содержание (г/т) золота
В результате изучения технологических свойств первичной руды месторождения Туманное уста-
новлено, что 76,4% золота является упорным, 47% из него заключено во вкрапленных сульфидах, в
основном в арсенопирите (среднее содержание 500 г/т), а 29,4% - в породных минералах. Только 23,6%
золота является свободно цианируемым. В окисленных рудах содержание свободного золота достигает
58%. Скважинами частично окисленные руды прослежены на глубину 50-70 м от поверхности.
Основными рудными минералами месторождения Туманное являются пирит, арсенопирит и ан-
тимонит. Среднее содержание золота в пирите 8-12 г/т. Остальные минералы - галенит, сфалерит, кас-
ситерит, рутил, циркон, муассонит - содержатся в незначительных количествах. Размеры выделений
самородного золота не превышают 0,01-0,05 мм, лишь изредка достигая 0,1—0,5 мм. Пробность 70-
80% золота составляет 900-975%о.
На месторождении выявлены четыре этапа рудообразования. В допродуктивный золото-редкоме-
талльный этап образовалось серицит-молибденитовое и касситерит-кварцевое оруденение грейзеново-
го типа, формирующее самостоятельные рудные тела на расположенном рядом Экугском оловорудном
месторождении. В первый продуктивный этап образовались золото-сульфидные вкрапленные руды,
пространственно и генетически связанные с ореолами березитизации. Во второй продуктивный этап
сформировались золото-кварцевые жилы и прожилки, локализующиеся в рудных столбах месторожде-
ния. По-видимому, одновременно с этим оруденением формировались серебро-полиметаллические за-
лежи расположенного поблизости месторождения Потерянное. В заключительный этап рудообразова-
ния локализуются многочисленные (более 70) кварц-антимонитовые жилы, развитые преимуществен-
но в минерализованных зонах, но иногда отмечаемые и отдельно от них. Содержание сурьмы в них от
0,01 до 27%, золота от 0,5 до 8-12 г/т.
Таким образом, месторождение Туманное является типичным представителем группы золото-суль-
фидных месторождений вкрапленных руд с тонкодисперсным золотом в мышьяковистых сульфидах.
116
Ближайший аналог - крупнейшее месторождение Чукотки Майское, расположенное в 300 км западнее
Туманного. Рудное поле и его периферия имеют большие перспективы открытия новых рудных зон в
пределах рудопроявлений Удачное и Восточное [Вакуленко, 1995 г.]. Вокруг штока Удачный выявлен
комплексный геохимический ореол рассеяния. В южном экзоконтакте штока установлено 8 аномалий
длиной 100-600 м, которые характеризуются высокими содержаниями золота (до 1,5 г/т), сурьмы (1%)
и мышьяка (>1%). Одна из них заверена канавой, вскрывшей минерализованную зону дробления и
кварц-антимонитового прожилкования, мощностью 1,2 м. Содержание золота в ней составила 6,9 г/т.
По делювию зона прослежена на 200 м. На участке предполагается 7 зон длиной 200-500 по простира-
нию и 300 м по падению. На рудопроявлений Восточное предполагается наличие 3 рудных зон, одна из
которых вскрыта канавой (мощность рудной зоны 1,9 м, содержание золота 11,6 г/т).
6.5. Месторождение Эльвенейское
Месторождение известно с 60-х гг. как вольфрамовое, открыто в ходе геологосъемочных работ
масштаба 1 : 200 000. Изучалось геологами Чаунской ГРЭ С. А. Григоровым, А. А. Шапоревым, А. П. Ку-
клиным (1967-1972 гг.). В 80-е гг. в районе месторождения (в бас. р. Гремучая и руч. Эльвенеем) были
разведаны и позднее отработаны несколько небольших (1-3 т) россыпей золота. В это же время здесь
проведены групповая геологическая съемка масштаба 1 : 50 000 и геохимические поиски по потокам
рассеяния. В результате этих работ на известном месторождении вольфрама выявлены интенсивные
линейные аномалии золота. В 90-х гг. на месторождении проведены ревизионные работы на золото,
включающие проходку единичных поисковых канав и скважин колонкового бурения, технологические
исследования руды (Чаунская ГРЭ [Ю. Р. Добротин, 1990 г.]; СВФ ЦНИГРИ, Магадан [В. А. Макеев,
1990 г.]). В результате была выявлена и предварительно оценена рудная зона № 1 с золото-сульфидным
вкрапленным оруденением. По прогнозным ресурсам месторождение превышает уровень среднего (ре-
сурсы категории Р, только по одной рудной зоне № 1 более 10 т). Поисково-оценочные работы на
месторождении не были завершены из-за прекращения финансирования.
Рельеф месторождения холмистый, относительные превышения составляют 100-200 м. Место-
рождение связано полевыми дорогами по ручьям с прииском Бараниха (40 км), расстояние от которого
до морского порта Певек 150 км. Поблизости от месторождения проходит высоковольтная ЛЭП (Били-
бино - Певек).
Геологическое строение и вещественный состав месторождения. Рудное поле расположено в
пределах купольного поднятия на северном фланге Гремучинской ИКС, сформировавшейся в месте
пересечения Эльвенейской зоны ТМА глубинным поперечным разломом (рис. 76). В центре поднятия
выходит Эльвенейский шток гранитоидов, сопровождающийся свитой даек пестрого состава. Шток,
вероятно, является сателлитным по отношению к Гремучинскому массиву.
4
X X 6
I
2 ]3
//б|7 \У |8 |С j|9 | <.J10|g)£X|ll
Рис. 76. Геолого-структурная позиция место-
рождения Эльвенейское: 1 - верхнеюрские песчаники;
2 - верхнеюрские вулканогенно-осадочные толщи; 3 -
норийские алевролиты; 4 - норийские алевропесчанис-
тые толщи; 5 - граниты; 6 - кварцевые диориты; 7 - раз-
ломы: а-зона скрытого глубинного поперечного разло-
ма, б - разломы Эльвенейской зоны ТМА; 8 - разрыв-
ные нарушения Эльвенейской ИКС; 9 — границы ИКС;
10 - границы Гремучинского золотоносного рудно-рос-
сыпного узла по данным шлиховой и геохимической съе-
мок; 11 - месторождения и рудопроявления: а - золото-
сульфидное вкрапленное, б—золото-кварцевое, в - кварц-
вольфрамитовое
117
Эльвенейское рудное поле (рис. 77) сложено алевроглинистыми сланцами флишоидной форма-
ции карнийского и норийского ярусов, прорванными значительным количеством даек и штоками дио-
ритового состава (площадь рудного поля 10 км2). По аэромагнитным данным на рудном поле предпола-
X X 3
гается нахождение невскрытого интрузива гра-
нитоидов. Наряду с поперечными дайками (как
дорудными, так и послерудными) распростра-
нены дайки, согласные с направлением рудных
тел. С поздними дайками нередко ассоцииру-
ют инъекционные (эксплозивные) брекчии,
которые развиваются во фронтальных (апи-
кальных) частях даек.
Вмещающие редкометалльное орудене-
ние терригенные породы интенсивно метамор-
физованы с образованием кварц-биотитовых
и кордиерит-андалузитовых роговиков. Необ-
ходимо отметить, что золоторудные тела зале-
гают вне ореолов контактового метаморфиз-
ма в слабоизмененных и неизмененных поро-
дах (см. рис. 77).
В рудном поле выделены три рудные зоны
с различной геохимической характеристикой:
Стартовая (W, Bi), Восточная (Au, Bi, W) и Ан-
тимонитовая (Au, As, Sb, Ag). В Стартовой
рудной зоне вольфрамоносными являются
Р и с. 77. Схематическая геолого-структурная кар-
та месторождения Эльвенейское: 1 - песчаники; 2 — алев-
ролиты и глинистые сланцы; 3 - диориты; 4 — дайки микро-
диоритов и лампрофиров; 5 - разломы; 6 - рудные зоны с
золото-сульфидным вкрапленным оруденением; 7 - рудные
зоны с золото-редкометалльным оруденением; 8 - рудные
тела с кварц-арсенопирит-шеелит-висмутин-вольфрамито-
вой минерализацией; 9 - штокверк с кварц-шеелит-вольф-
рамитовым оруденением; 10-линия разреза
жилы, жильные зоны и линейные штокверко-
вые зоны первого этапа рудообразования.
Иногда вкрапленность вольфрамита присут-
ствует в гидротермально измененных дайках
диоритов. По составу среди жил выделены:
кварц-шеелитовые, кварц-арсенопиритовые,
кварц-висмутин-арсенопирит-вольфрамито-
вые и кварц-антимонитовые тела. Кварц-шее-
литовые жилы пространственно часто тяготе-
ют к периферии рудной зоны вне ореола контактового метаморфизма. Основное промышленное значе-
ние в этой зоне принадлежит кварц-висмутин-арсенопирит-вольфрамитовому типу оруденения, пред-
ставленному более чем 40 рудными телами. Сложены они кварцем, турмалином, вольфрамитом, вис-
мутином, арсенопиритом, самородным висмутом, шеелитом, пиритом, гематитом, хлоритом. Ветвящи-
еся кулисообразно расположенные жилы выдержаны по простиранию, без резких раздувов и пережи-
мов. Мощность жил в среднем 0,5 м. Длина отдельных жил не более 100-200 м, а всей Стартовой
рудной зоны - 700 м. Содержание трехокиси вольфрама достигает 5,45%, отмечаются висмут 0,2%,
мышьяк 0,1%, сурьма до 1%, серебро до 5 г/т, золото до 6 г/т, олово до 0,001%.
В Восточной рудной зоне выявлены рудные тела с золото-редкометалльным оруденением второго
золоторудного этапа рудообразования, локализованные преимущественно в штоке и дайках кварцевых
диоритов и микродиоритов. Длина рудных тел по простиранию не превышает 300 м, падение их кру-
тое, мощность от 1-5 м, содержание золота колеблется от 4 до 15 г/т (см. рис. 77). За пределами магма-
тических пород тип оруденения изменяется на золото-сульфидный вкрапленный (рис. 78, 79). Основ-
ными рудными минералами являются: арсенопирит, пирит, висмутин, шеелит, самородный висмут, стан-
нин, халькопирит; золото пробностью 820-900%о.
В Антимонитовой зоне месторождения выявлены более 10 рудных зон с золото-сульфидным вкрап-
ленным типом оруденения, залегающих в слабоизмененных песчаниках и алевролитах (рис. 80). Длина
наиболее изученной рудной зоны № 1 по простиранию достигает 700 м, падение крутое, мощность
изменяется от 1 до 4 м и составляет в среднем 1,9 м.
118
Рис. 78. Геологический разрез по линии (А —Б) вкрест рудных зон месторождения Эльвенейское:
1 - песчаники; 2 — диориты; 3 — дайки микродиоритов и лампрофиров; 4 - рудные зоны с золото-редкометал-
льным оруденением; 5 - рудные зоны с золото-сульфидным вкрапленным и золото-кварцевым типами оруде-
нения; 6 - колонковая скважина; 7 - параметры рудных тел: в числителе - мощность (м), в знаменателе -
содержание золота (г/т)
Р и с. 79. Схематический геологический разрез (я) и продольная проекция (б)
на вертикальную плоскость разнотипного оруденения р. т. № 1 месторождения Эль-
венейское: 1 - существенно песчанистые отложения нория; 2 - норийские алевролиты и
глинистые сланцы; 3 - дайка диоритов; 4 — дайки микродиоритов и лампрофиров; 5 -
рудоконтролирующие (а) и второстепенные (б) разломы; 6 - геологические границы; 7 -
преобладание вкрапленного золото-сульфидного оруденения; 8 - преобладание прожил-
ково-жильного золото-редкометалльного оруденения; 9 - преобладание прожилково-жиль-
ного золото-кварцевого оруденения
По данным технологического опробования, количество упорного золота в рудных телах изменяет-
ся в широких пределах - от 80 до 50%.
Проведенные геологоразведочные работы в пределах Эльвенейского месторождения позволяют
сделать следующие выводы: 1) развитие разнотипного золотого оруденения в рудных телах месторож-
дения обусловлено литологией вмещающих пород; 2) редкометалльные элементы переотлагались в
золоторудные тела из ранних кварц-арсенопирит-висмутин-шеелит-вольфрамитовых руд; 3) совмеще-
ние разнотипного золотого оруденения в рудных телах месторождения имеет характер фациальной
зональности в размещении различных минеральных комплексов вкрапленного и жильного орудене-
ния, принадлежащего к одному этапу гидротермального рудообразования.
119
М, м 0,5 0,5 0,5
Au, г/т 8,0 17,2 _L2
М, м 0,5 0,5 0,5 0,5
Au, г/т 0,2 40,7 3,7 0,5
М, м 0,2 0,6 0,6 0,2 0,4 0,6 0,2 1,0 0,8
Au, г/т 9,0 3,2 4,6 16,0 21,0 7,0 10,0 2,5 3,3
в мест
чатых
10 км,
предег
кварце
контре
кварц-,
из так!
рассея!
Г(
ния не
песчан!
оруден<
части к
ность 3
жениям
Породы
на пове
Потенц!
ным opj
минера;
развиты
Ру/
глубоки!
ZZ21 I: J2 I х х1з ГУ ИЕ5 ГЖ6 EM7 l"° ^18
Рис. 80. Морфология p. т. № 1 месторождения Эльвенейское в алевролитах (в), пес-
чаниках (б) и микродиоритах (в): 1 - алевролиты; 2 - песчаники; 3 - измененные микродиори-
ты; 4 - милониты; 5 - кварц-арсенопиритовые жилы; 6 - кварц-антимонитовые жилы; 7 - квар-
цевые прожилки; 8 - вкрапленные сульфиды: а - пирит, б - арсенопирит
На месторождении и в рудном поле возможно выявление более 10 рудных зон с золото-сульфидным
вкрапленным оруденением. Ближайшие аналоги - месторождение Майское, расположенное в 300 км к
востоку, и месторождение Туманное (Восточная Чукотка). В рудах месторождения, кроме золота, про-
мышленную ценность представляют вольфрам, висмут, серебро, сурьма. Прогнозный потенциал руд-
ного поля, месторождения и рудного района заслуживает продолжения поисково-оценочных работ.
6.6. Месторождение Случайное
Рудное поле расположено на водоразделе рр. Мангы - Пауктуваам и Мал. Кэпэрвеем в Билибин-
ском районе Чукотского автономного округа России (см. рис. 21). Координаты месторождения: 68°08'
с.ш., 167°05' в.д. Рудное поле представляет собой низкогорье с абсолютными отметками 600-800 м.
Относительное превышение вершин над долинами 200 м. Инфраструктура вокруг месторождения
достаточно благоприятная. Оно находится вблизи действующей круглый год грунтовой дороги, связы-
вающей пос. Алискерово с Билибино. В 40 км к северо-западу от рудного поля расположен рудник
Каральвеем, который связан с районным центром - пос. Билибино грунтовой дорогой (18 км). Районный
центр Билибино в последние годы связано круглогодичной дорогой с морским портом Певек (378 км).
В пределах рудного поля Случайное в 70-х гг. пройдено около 500 м канав и 150 м вертикальных карти-
ровочно-поисковых скважин глубиной до 20 м.
Положение в региональных структурах. Месторождение находится в восточной части Кэпэрве-
емской золотоносной зоны в Анюйском мезозойском складчатом поясе (см. рис. 21). Флишоидная тол-
ща верхнего триаса в районе месторождения слагает крыло крупного горст-антиклинального поднятия
120
в месте сочленения последнего со смежной грабен-синклиналью. Пограничная зона этих крупных склад-
чатых структур представляет собой зону смятия пород субширотного направления шириной около
10 км, в свою очередь рассекаемую разломами северо-западного направления. Терригенные толщи в
пределах синклинальной структуры и на ее бортах прорваны субвулканическими телами и дайками
кварцевых диорит-порфиров, также ориентированных в северо-западном направлении. Эти структуры
контролируют зоны дробления и рассланцевания, содержащие вкрапленное сульфидное оруденение и
кварц-антимонитовые жилы. Золото-сурьмяное оруденение на рудном поле сконцентрировано в одной
из таких зон и оконтурено интенсивной аномалией золота, мышьяка и сурьмы во вторичных ореолах
рассеяния. В водотоках, дренирующих рудное поле, шлиховые ореолы и россыпи золота отсутствуют.
Геологическое строение и вещественный состав руд месторождения. Площадь месторожде-
ния не превышает 1 км2. Вмещающие породы представлены переслаиванием мелко-среднезернистых
песчаников, алевролитов и глинистых сланцев позднетриасового возраста. Золото-мышьяк-сурьмяное
оруденение сконцентрировано в зоне смятия северо-западного простирания (326°), в юго-восточной
части которой выходят две параллельно залегающие дайки кварц-диоритовых порфиров. Протяжен-
ность зоны на поверхности 1100 м, ширина 500 м. Ее юго-восточный фланг перекрыт рыхлыми отло-
жениями, на северо-западном окончании зона предположительно ограничена субширотным разломом.
Породы в зоне интенсивно серицитизированы, аргиллизированы и окварцованы. Протяженность даек
на поверхности: первой 140, второй - 90 м, мощность первой от 4-7 до 14 м, второй - от 2-3 до 12 м.
Потенциальными рудными телами служат минерализованные зоны с вкрапленным золото-сульфид-
ным оруденением и кварц-антимонитовыми брекчиями, которые развиты в зальбандах даек. Мощность
минерализованных зон достигает 10-15 м. Мономинеральные жилы и прожилки антимонита широко
развиты не только в рудных зонах, но и в телах даек.
Рудные зоны вскрыты 7 канавами на расстоянии 200 м; в их пределах пробурены единичные не-
глубокие вертикальные скважины; по простиранию и падению они не оконтурены (рис. 81). Верти-
кально пробуренная скв. 2/8 глубиной 19 м в интервале 14-19 м
вскрывает рудную зону со средним содержанием 6,0 г/т. Ха-
рактеристика предполагаемых рудных тел дана в табл. 29.
1
2
3
4
5
6
7
8
40 м
9
20 м
Таблица 29
Характеристика рудных тел
месторождения Случайное
№ п/п Канава Средняя мощность, м Среднее содержание Au, г/т
1 109 2,0 12,2
2 109 5,0 5,2
3 104 1,0 10,0
4 105 3,0 9,7
5 106 1,0 8,0
6 107 1,0 5,0
7 107 1,0 5,0
Рис. 81. Схематическая геологическая карта и
разрез месторождения Случайное: 1 - терригенные фли-
шоидные отложения верхнего триаса; 2 - дайки кварце-
вых диорит-порфиритов; 3 - субширотный разлом; 4 - глав-
ная рудоконтролирующая зона дробления и рассланцева-
ния; 5 - минерализованные зоны дробления (предполагае-
мые рудные тела); 6 - геологические границы; 7 - кварц-
антимонитовые и моноантимонитовые жилы и брекчии;
8 - картировочные скважины; 9 - канавы
121
Содержание металла в рудных зонах колеблется от 1 до 25 г/т. Количество сульфидов в рудных
телах не превышает 10%, в среднем около 5%. Минеральный состав рудных зон на данном этапе изуче-
ния достаточно прост. Жильные минералы представлены кварцем, карбонатом, хлоритом, мусковитом,
рутилом, каолинитом. Рудные минералы - арсенопирит, пирит, золото, антимонит, марказит. Наиболее
распространенные минералы - арсенопирит, пирит и антимонит.
Поисковые работы на месторождении проводились, чтобы выявить богатое золото-сурьмяное жиль-
ное оруденение. Однако распространение оруденения на глубину не было изучено. Выход керна по
скважинам и качество бурения не отвечает современным требованиям. Качество проходки канав также
было не на высоком уровне. Канавы, судя по имеющимся данным, пройдены по окисленным рудам.
Технологические свойства как окисленных руд, так и первичных не изучены. После открытия в сосед-
нем Чаунском районе крупного золото-сульфидного вкрапленного месторождения Майское результаты
поисковых работ на рудопроявлении Случайное получили другую интерпретацию. По всем признакам
на месторождении Случайное также развиты золото-сульфидные вкрапленные руды. Эрозионный срез
месторождения небольшой. В пределах достаточно протяженной (1100 м) и мощной (до 500 м) зоны
смятия на месторождении Случайное можно ожидать выявление нескольких минерализованных зон с
золото-сульфидным вкрапленным оруденением, часть из которых не выходит на поверхность, посколь-
ку юго-восточная часть зоны смятия перекрыта рыхлыми четвертичными отложениями.
В Мало-Анюйской зоне ТМА, судя по широкому развитию золото-сурьмяных и сурьмяных рудо-
проявлений (см. рис. 21), можно ожидать выявление нескольких рудных полей с золото-сульфидным
вкрапленным оруденением.
6.7. Золото-сульфидные проявления вкрапленных руд Южно-Анюйской зоны
Промышленное золото-сульфидное вкрапленное оруденение может быть выявлено в синклиналь-
ных структурах Южно-Анюйской зоны ТМА (рифтогенного прогиба, по В. Д. Аксеновой и др. [1978]),
разграничивающей Анюйско-Чукотский складчатый пояс и Олойский островодужный террейн (см.
рис. 2). На это оруденение указывает отсутствие россыпей и широкое развитие геохимических потоков
рассеяния золота в пределах рудных полей. Аномалии золота отчетливо фиксируют зоны дробления и
смятия, насыщенные малыми гранитоидными интрузиями, субвулканическими телами андезитов и дай-
ками пестрого состава. В целом для рудовмещающей терригенной толщи характерна средняя углеро-
дистость. Южно-Анюйская зона сложена гетерогенными формациями: известняково-вулканогенными
визейского возраста, морскими отложениями триаса - нижней юры и молассовыми и наземно-вулкано-
генными отложениями верхней юры - нижнего мела. Эти породы разбиты сериями крупных длительно
развивающихся разломов северо-западного простирания, трассируемых разновозрастными магмати-
ческими образованиями, представленными различными комплексами, включающими гипербазитовые,
габбро-монцонит-диоритовые, гранодиорит-гранитовые, лейкократово-гранитовые формации. К ним
также приурочены серии поздних даек базальтов платформенного типа.
В Южно-Анюйской складчатой зоне выявлены и частично опоискованы два рудопроявления (Якорь
и Эломбал), которые можно отнести к золото-сульфидной формации вкрапленных руд.
Рудопроявление Якорь располагается в зоне одной из ветвей осевого разлома Южно-Анюйской
зоны - Межтополевского разлома; Эломбал — в зоне Мало-Анюйского пограничного разлома.
Рудопроявление Якорь находится на северо-восточном фланге Южно-Анюйского проги-
ба, в области распространения вулкано-плутонических ассоциаций магматических пород, где создава-
лись условия для рудообразования над близповерхностными гранитоидными интрузиями. Здесь широ-
ко проявлены магматические породы андезибазальтового и риолитового состава, представленные эф-
фузивными, субвулканическими и гипабиссальными фациями. Четко выражена натровая специализа-
ция магматических пород [Аксенова и др., 1978].
Рассматриваемое рудопроявление приурочено к штоку сиенито-диоритовых порфиритов, сложен-
ных двумя разновидностями. Субвулкан прорывает поле слабо дислоцированных песчано-сланцевых
отложений верхнего триаса. Абсолютный возраст пород 97 млн лет [Милов, 1975]. Рудоконтролирую-
щей структурой является крупное разрывное нарушение северо-западного простирания, а рудовмещаю-
щими - мелкие оперяющие его разрывы преимущественно субмеридионального простирания.
122
На участке установлены многочисленные субмеридиональные зоны дробления, окварцевания и
анкеритизации с сопутствующей золотой, арсенопиритовой, антимонитовой, мышьяковой, реальгар-
аурипигментовой, пиритовой и халькопиритовой минерализацией. Зоны дробления вмещают также
кварцевые жилы и прожилки и гидротермально переработанные плагиоклаз-роговообманковые сие-
нит-диоритовые порфириты. Текстуры руд полосчатые, брекчиевые, крустификационные, массивные.
Жилы сложены кварцем двух генераций. Более ранняя представлена светло-серым полупрозрачным
кварцем, цементирующим измененные обломки вмещающих пород и слагает обычно зальбанды квар-
цевых жил. Кварц второй генерации халцедоновидный, с обилием пустот, образует прожилки гребен-
чатой, полосчатой и массивной текстуры. Структура обычно сферолитовая, криптокристаллическая.
Окварцевание носит метасоматический характер, формируя зоны с кварцевыми брекчиями в яд-
рах и постепенным затуханием оруденения к периферии. Преимущественное направление зон - северо-
западное. Сульфидная минерализация (более 5%) в рудных зонах представлена пиритом, халькопири-
том, пирротином, арсенопиритом, самородным мышьяком, блеклыми рудами, реальгаром, аурипиг-
ментом, антимонитом и бертьеритом. По вторичным ореолам рассеяния золота оконтурена площадь
рудного поля - 4 км2. Золото концентрируется в зонах метасоматитов, распределение его крайне нерав-
номерное. Наиболее обогащены золотом линзы кварцевых брекчий, в которых содержание достигает
200 г/т. Наряду с золотом в рудах присутствуют: серебро-до 7 г/т, мышьяк, сурьма-до 1%. Шлиховые
ореолы золота в водотоках, дренирующих рудопроявление Якорь, отсутствуют.
Рудные минералы в зонах составляют 10-15% [Аксенова и др., 1978]. Они представлены несколь-
кими минеральными ассоциациями. Наиболее ранние - арсенопирит (сравнительно крупнозернистый),
пирит, пирротин, халькопирит - обнаружены в виде редкой разобщенной вкрапленности метакристал-
лов и зерен неправильной формы в кварце первой генерации и в околорудных сильно хлоритизирован-
ных, окварцованных, серицитизированных и анкеритизированных породах.
Другая ассоциация рудных минералов состоит в основном из тонкоигольчатого арсенопирита и
гипогенного марказита, развитых преимущественно в кварцевых жилах и окварцованных участках.
Вместе с ними часто фиксируются в небольших количествах сфалерит, поздний халькопирит, станнин,
блеклая руда, галенит, золото, образующие совместные сростки и зернистые агрегаты, но всегда ксено-
морфные по отношению к вышеперечисленным ранним минералам.
Особенностью минералогического состава рудопроявления является поздняя ассоциация рудных
тонкозернистых минералов, представленных минералами сурьмы, в основном антимонитом и минера-
лами мышьяка - реальгаром, аурипигментом и шаровидными стяжениями самородного мышьяка. Ас-
социация этих минералов образует обильную вкрапленность и гнездовидные скопления, локализуясь
обычно в центральных частях сферолитов и стяжений других форм халцедоновидного кварца.
В условиях зоны окисления рудные минералы подвержены дисульфидизации и окислению с об-
разованием гипергенного марказита, лимонита, ковеллина, куприта, церуссита, аргентита, кермезита,
аурипигмента, скородита.
Арсенопирит представлен выделениями двух генераций. Ранний арсенопирит имеет форму ко-
роткопризматических ромбических кристаллов и неправильных зерен размером в среднем около 1 мм.
Этот арсенопирит совместно с пиритом в раннем крупнозернистом кварце слагает жилы и развит в
околорудных породах, присутствует постоянно в виде единичных зерен. Арсенопирит поздней стадии
в виде обильной вкрапленности отмечается в сферолитовом и тонкозернистом кварце и отличается от
раннего размером выделений. Он представлен тонкоигольчатыми кристалликами, образующими двой-
ники и тройники прорастания в виде четырех- и шестилучевых звездочек. Размер отдельных кристал-
ликов измеряется тысячными и сотыми долями миллиметров, редко превышал 0,1 мм [Аксенова и др.,
1978]. Наиболее тонкие его выделения, до субмикроскопических, образуют оторочку вокруг удлинен-
ных пластинчатых выделений марказита.
Рудопроявление Эломбал локализовано в южном экзоконтакте интрузии кварцевых
диоритов, окруженной широкой зоной роговиков, на площади 10x2 км, вытянутой в субширотном на-
правлении. Здесь установлена интенсивная прожилково-вкрапленная пиритизация ороговикованных
песчано-глинистых пород. На этой площади по аномалиям золота во вторичных ореолах рассеяния
локализована полоса северо-восточного, субширотного направления, шириной около 300—400 м с ак-
тивно проявленным дроблением, выщелачиванием, окварцеванием пород вдоль линейных трещин.
123
Минерализованные зоны с поверхности, как правило, состоят преимущественно из аргиллизитов,
на глубине появляются кварцевые брекчии, образованные сетью кварцевых и кварц-сульфидных про-
жилков, цементирующих полупереработанные обломки пород. Сульфиды представлены пиритом, ар-
сенопиритом, пирротином. Золото преимущественно тонкое, дисперсное, локализуется в зонах аргилли-
зации, достигает содержания 132,6 г/т при крайне неравномерном распределении. Помимо этого, золото
присутствует в пробах из пиритизированных роговиков в количестве до 34,5 г/т, рудные тела не оконту-
рены. В ручьях, дренирующих рудопроявление, установлены мелкие промышленные россыпи золота.
Поисково-оценочные работы в пределах рудопроявлений не проводились и рудные тела не были
оконтурены. Технологические свойства как окисленных руд, так и первичных не изучены. После от-
крытия в соседнем Чаунском районе крупного золото-сульфидного вкрапленного месторождения Май-
ское результаты поисковых работ на рудопроявлениях Якорь и Эломбал получили другую интерпрета-
цию. По всем признакам в них развиты золото-сульфидные вкрапленные руды. Эрозионный срез ру-
допроявлений, по-видимому, небольшой. На площади рассматриваемых рудопроявлений можно ожи-
дать выявление нескольких достаточно протяженных (по простиранию и по падению) минерализован-
ных зон с золото-сульфидным вкрапленным оруденением.
В пределах Южно-Анюйской зоны ТМА, судя по рассмотренным выше данным, можно уверенно
прогнозировать выявление нескольких рудных полей с золото-сульфидным вкрапленным оруденением.
Глава 7
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЗОЛОТО-СЕРЕБРЯНОЙ ФОРМАЦИИ
Эпитермальные месторождения золото-серебряной формации на территории Чукотки распростра-
нены главным образом в вулканогенных отложениях Охотско-Чукотского краевого и Олойского внут-
риконтинентального вулканогенных поясов (см. рис. 2). В зонах ТМА на периферии вулканогенных
поясов они обнаружены в терригенных флишевых толщах и в реликтах вулканических покровов.
7.1. Золото-серебряные месторождения ОЧВП
Особенности строения вулканогенного пояса. В целом ОЧВП представляет собой крупную струк-
туру наложенного типа, формирование которой произошло в субаэральных условиях в течение узкого
интервала времени: среднего альба - первой половины сеномана [Белый, 1994]. Основные элементы
строения пояса показаны на рис. 82, где хорошо различаются внутренняя, внешняя и фланговые зоны,
отражающие важнейшие неоднородности строения его фундамента.
Внутренняя зона, по В. Ф. Белому [1994], наложена на структуры Тайгоносской «андезитовой»
геосинклинали (Кони-Мургальская островная дуга), развитие которой завершилось к среднему альбу
интрузиями гранитоидов натрового типа и накоплением моласс. В целом простирание структур внут-
ренней зоны ОЧВП и Тайгоносской «андезитовой» геосинклинали совпадает. Внешняя зона вулкано-
генного пояса резко несогласно наложена на разные тектонические зоны Верхояно-Чукотских мезо-
зойских террейнов, где, судя по повсеместному развитию калиевых гранитоидов, в первой половине
альба уже сформировалась кора континентального типа.
Эта зона разделена на четыре сектора: Анадырский, Центрально-Чукотский, Пенжинский и Охот-
ский, которые различаются по особенностям эволюции магматизма, объемным соотношениям вулка-
нических формаций и строению. В Анадырском секторе основание вулканических покровов внешней
зоны сложено структурами Олойского вулканогенного пояса и Березовского террейна; в Охотском и
Центрально-Чукотском - структурами соответственно Яно-Колымского и Чукотского складчатых по-
ясов; в Пенжинском - Смоленского кратонного и Гижигинского террейнов. Фланговые зоны вулкано-
генного пояса наложены в основном на структуры дорифейских кратонных террейнов.
124
Рис. 82. Положение золото-серебряных месторождений в ОЧВП (тектоническая основа по В. Ф. Бе-
лому [1994]): 1 - дорифейские срединные массивы (Ом - Омолонский, Э - Эскимосский); 2 - Верхояно-Чукот-
ская складчатая область; 3 - Корякско-Камчатская складчатая область; 4-6 - ОЧВП: 4, 5 — Тауйско-Чаунская
аркоклиналь, 4 - внутренняя зона и в ее пределах унаследованная (а) и новообразованная (б) подзоны, 5 - внешняя
зона и ее деление на Анадырский (а) и Центрально-Чукотский (б) секторы, 6 - Восточно-Чукотская фланговая зона;
7 - Охотский (а) и Пенжинский (б) секторы ОЧВП; 8 - границы дорифейских массивов по вулканическим покровам
ОЧВП; 9 - разломы, отражающие положение позднеюрской-готеривской сейсмофокальной зоны (предполагае-
мое положение под водой показано прерывистой линией); 10 - границы тектонических структур, не выделенные
на рисунке; 11 - золото-серебряные месторождения и рудопроявления: 1 - Эргувеемское, 2 - Пепенвеемское, 3 -
Промежуточное, 4 - Сопка Рудная, 5 - Валунистый, 6 - Двойное, 7 - Купол, 8 - Провальные Озера, 9 - Тэлэвеем
Как видно из рис. 82, внешняя и внутренняя зоны вытянуты вдоль общего простирания Главного
разлома ОЧВП. Они определяют его продольную тектоническую зональность. Секторы же внешней и
125
фланговых зон рассматриваются как элементы дополнительной поперечной зональности. Примерно
параллельно центральной дуговой части вулканогенного пояса в структурах Анадырско-Корякской
складчатой системы и юго-востока п-ова Тайгонос распространены крупные зоны глубинных разло-
мов (преимущественно взбросы и круто падающие на северо-запад надвиги), к которым приурочены
тела альпинотипных гипербазитов и габбро. Ранее В. Ф. Белый [ 1994] путем сравнительного анализа
палеотектоники Северо-Востока Азии и современного морфоструктурного плана Курило-Камчатской
системы показал, что эта позднемезозойская зона глубинных разломов в структуре Анадырско-Коряк-
ской складчатой системы может рассматриваться как место выхода на поверхность «ископаемой» по-
зднемезозойской сейсмофокальной зоны.
Становление ОЧВП происходило в две стадии. В течение ранней (средний и поздний альб и, воз-
можно, самое начало сеномана) образовалась подавляющая часть слагающих его вулканических накоп-
лений и закончилось становление наиболее крупных гранитоидных массивов. Во внутренней зоне про-
дукты ранней стадии вулканизма представлены субаэральными, преимущественно пирокластическими
толщами основного, реже среднего состава, которые отнесены к формации высокоглиноземистых ба-
зальтов и андезибазальтов. Они прорваны многофазными плутонами, сложенными преимущественно
тоналитами, кварцевыми диоритами и плагиогранитами, отнесенными к тоналит-диоритовой формации.
Развитие вулканизма ранней стадии во внешней и фланговых зонах происходило по более слож-
ной схеме [Белый, 1994]. Во внешней зоне Охотского и Пенжинского секторов, а также во фланговых
зонах пояса в основании разреза залегают мощные толщи андезибазальтов, андезитов, базальтов, даци-
тов и их туфов, выделенные в группу андезитовых формаций. В их числе формации амфиболовых и
пироксеновых андезитов и андезибазальтов, а также двупироксеновых андезибазальтов и андезитов.
Выше них расположены накопления больших объемов кислых и умеренно кислых игнимбритов и ту-
фов (игнимбритовые формации), сменяющиеся небольшими по площади проявления покровами дву-
пироксеновых андезибазальтов и андезитов.
Во внешней зоне Анадырского сектора, наложенной на рифтогенные структуры мезозоид, в ниж-
ней части разреза вулканических накоплений выделена формация высокоглиноземистых базальтов и
андезибазальтов, аналогичная формации внутренней зоны. Выше залегают резко преобладающие по
объему накопления андезитовых формаций.
Развитие Центрально-Чукотского сектора в отличие от остальных районов начиналось с образо-
вания игнимбритовой формации и лишь затем покровов андезитов. В конце ранней стадии почти по-
всеместно, кроме Центрально-Чукотского сектора, произошло становление многофазных плутонов, в
составе которых преобладают гранодиориты, граниты и кварцевые монцониты. Они выделены в гра-
нодиорит-гранитную формацию.
В течение поздней стадии развития Анадырского, Центрально-Чукотского и Охотского секторов
ОЧВП во внутренней зоне вначале происходило накопление сравнительно небольших объемов кисло-
го пирокластического материала, затем изливались базальты и андезибазальты повышенной щелочно-
сти (базальт-трахибазальтовая формация). Аналогичные образования, но меньшие по площади распро-
странения слагают фланговые зоны. Во фланговых и внешних зонах этих секторов ОЧВП развитие
вулканизма заканчивалось накоплением сложных ассоциаций кислых, средних и основных пород, кон-
трастных формаций: риолит-базальтовой и риолит-андезибазальтовой (последняя ассоциация пород
участками прослежена и в структурах внутренней зоны Анадырского сектора). Магматическая деятель-
ность в ОЧВП завершилась внедрением относительно мелких интрузивов, образующих сиенито-дио-
рит-щелочногранитную формацию.
Эффузивные поля внешней зоны ОЧВП представляют собой сложно построенные вулканопроги-
бы, проникающие в глубь складчатых структур мезозоид по системам диагональных нарушений, опе-
ряющих зону Главного разлома (см. рис. 82). Внутренние части вулканопрогибов характеризуются слож-
ным сочетанием изометричных и линейных отрицательных вулканоструктур различного порядка, раз-
деленных сводово-блоковыми поднятиями складчатого терригенного основания, в которых выведены
на поверхность гранитоидные интрузивы.
Основными рудоконтролирующими структурами ОЧВП служат зоны региональных разломов глу-
бокого заложения, определившие размещение магматических очагов и тел в золотоносных осадочных
комплексах основания пояса и очертания вулкано-тектонических структур. На фоне региональных разло
126
мов, а также сводовых структур основания мезозоид унаследованно развиваются вулкано-плутоничес-
кие центры с их металлогенической специализацией. При этом отмечается приуроченность месторож-
дений и рудопроявлений золото-серебряной формации к краевым частям отдельных вулкано-тектони-
ческих прогибов и к периферии жестких структур в основании пояса.
Вулкано-тектонические депрессии и древние кальдеры являются важнейшими структурами, кон-
тролирующими размещение эпитермальных золото-серебряных месторождений, в областях контраст-
ного вулканизма ОЧВП. Именно в них особенно ярко проявляется тесная парагенетическая и генети-
ческая связь между тектоникой, вулкано-плутоническими комплексами, метасоматозом и оруденени-
ем. Механизм формирования крупных отрицательных вулканических структур - кальдер - принято
связывать с существованием периферических магматических очагов, глубина залегания которых обыч-
но оценивается первыми километрами. Образование кальдеры обусловлено явлениями синхронного
компенсационного оседания кровли периферического магматического очага в результате площадных
игнимбритовых извержений по линейным кольцевым и радиальным разломам. Вместе с тем в областях
базальтового вулканизма ОЧВП важную рудоконтролирующую роль играют положительные вулкано-
купольные структуры, формирование которых связано с внедрением субщелочных гранитоидов.
На Чукотке ОЧВП представлен двумя секторами внешней зоны - Анадырским и Центрально-
Чукотским - и фланговой Восточно-Чукотской зоной (см. рис. 82). В последней расположены золото-
серебряные месторождения Эргувеемского рудного района (Эргувеемское и Пепенвеемское) и место-
рождение Валунистое. В Центрально-Чукотском секторе наиболее изучены месторождения Кукенейс-
кой зоны ТМА - Промежуточное и Сопка Рудная, а в Анадырском - Двойное, Купол, Тэлэвеем, Про-
вальные озера.
Золото-серебряные месторождения Чукотской части ОЧВП рассмотрены в многочисленных пу-
бликациях и фондовых отчетах [Сидоров, 1966,1978; Сидоров, Гончаров, 1979; Воларович, 1971; Вол-
ков, Сидоров, 2001; Стружков, 2003; и др.].
Ниже приведена характеристика основных месторождений и рудопроявлений чукотской ветви ОЧВП.
7.1.1. Эргувеемское золото-серебряное месторождение
Эргувеемское рудное поле расположено на территории Эгвекинотского района Чукотского авто-
номного округа России (см. рис. 82). Территория охватывает водоразделы руч. Коррида, Этыкин в вер-
ховьях р. Эргувеем. Район месторождения низкогорный. Относительные превышения составляют 100-
300 м. Расстояние до пос. Эгвекинот 160 км, до пос. Энлеен - 100 км.
Рудное поле (75 км2) расположено в северной части Эргувеемского района (1500 км2) в полосе
сближенных дуговых разломов Эргувеемской кольцевой мегаструктуры и контролируется Пичхинской
вулкано-тектонической депрессией (рис. 83), которая сложена кислыми и средними по составу вулка-
нитами. Породы основания вулканоструктуры представлены метаморфизованными терригенно-карбо-
натными отложениями палеозоя и вулканогенно-осадочными отложениями мезозоя. Позднемеловые
дайки и штоки гранит-порфиров и диорит-порфиритов обнажаются только по краям депрессии и в ее
обрамлении. Вулканический чехол осложнен серией кальдер и просадок, накладывающихся друг на
друга, а также локальными вулкано-купольными поднятиями.
В восточной части рудного поля увеличивается мощность эффузивных отложений, которые пред-
ставлены тремя толщами: нижней - туфы дацитов и риодацитов с прослоями туффитов, туфогенных
песчаников и алевролитов; средней - дациты, андезидациты; верхней - игнимбриты и спекшиеся туфы
риолитов, риодацитов, дацитов.
Гидротермальные образования представлены залежами кварц-каолинитовых, кварц-серицитовых,
кварц-алунитовых или монокварцевых метасоматитов; зонами и участками интенсивно пиритизиро-
ванных пород; кварцевыми, адуляр-кварцевыми и сульфидсодержащими жилами, прожилково-жиль-
ными зонами и штокверками.
Геологическое строение и вещественный состав. МесторождениеЭргувеемское (Коррида)
(3 км2) приурочено к тектоническому блоку, ограниченному сближенными разломами субширотного
направления, в узле пересечения дуговых и радиальных разрывных нарушений локального купола,
осложняющего центральную часть Пихчинской депрессии (см. рис. 83). Вмещающие породы пред-
127
ставлены сильно трещиноватыми дацитами, андезидацитами, игнимбритами и спекшимися туфами рио-
литов, дацитов, прорванных позднемеловыми субвулканическими дайками базальтов, дацитов, а в севе-
ро-западной части рудопроявления — суб вулканическим телом риолитов. Рудопроявление сопровождает-
ся площадным вторичным ореолом рассеяния золота и серебра интенсивностью 0,001-3 и 0,4-10 г/т.
# # 5
О
Р и с. 83. Схематическая геологическая карта Эргувеемского рудного района (по СФ.Струж-
кову и М. М. Константинову [2005 г.], дополненная): 1 - четвертичные аллювиальные отложения;
2 - верхнемеловые игнимбриты и туфы риолитов; 3 - нижнемеловые, нижне-верхнемеловые андези-
базальты, андезиты, дациты; 4 - терригенные триасовые отложения; 5 - позднемеловые гранитоиды;
6 - разломы; 7 - границы рудного района; 8 - границы рудных узлов: I - Эргувеемского; II - Пепенвеем-
ского, III - Ватыкского, IV - Милютхейвеемского; 9 - золото-серебряные месторождения и рудопрояв-
ления: 1 - Милютхейвеем, 2 - Эргувеем, 3 - Рубеж, 4 - Чумовое, 5 - Ватык, 6 — Гытэв, 7 - Пепенвеем
Оруденение выявлено в трех мощных дуговых зонах трещиноватых пород северо-западного на-
правления, представленных сериями сближенных маломощных (0,5-5,0 м) зон дробленых пород при
общем крутом падении на юго-запад (рис. 84). Длина зоны 1 достигает 2,5 км, ширина 100-300 м;
зоны 2 соответственно 0,7-0,8 км и 100-200 м; зоны 3 -2,4 км и 200—400 м.
128
Р и с. 84. Схематическая
геологическая карта рудо-
проявления Эргувеем (Кор-
рида), по данным ВЧГРЭ: 1 -
четвертичные аллювиальные
отложения; 2 - верхнемеловые
покровные риолиты и их туфы;
3 - позднемеловые субвулкани-
ческие тела: андезитов (а), ри-
олитов (б); 4 - рудные тела: а -
карбонат-адуляр-кварцевые жи-
лы метасоматического облика,
б-зоны прожилково-вкраплен-
ной минерализации; 5 - гидро-
термальные брекчии; 6 - учас-
тки штокверкового прожилко-
вания; 7 - разломы; 8 - канавы;
9 - параметры рудных тел (чис-
литель - содержания Ан и Ag,
г/т, знаменатель - мощность,
м); 10 - бульдозерные расчист-
ки; 11 - штуфные пробы с со-
держаниями Ан более 10 г/т
Центральная часть зон сложена кварц-каолинитовыми, кварц-каолинит-серицитовыми и кварц-аду-
ляр-серицит-каолинитовыми разностями метасоматитов с линзообразными телами кварцитов, кварцевы-
ми метасоматическими стержневыми жилами и зонами прожилкования, иногда участками интенсивно
пиритизированных пород. В краевых частях основной объем зон выполнен аргиллизированными или
пропилитизированными породами с подчиненным развитием линзообразных тел кварц-каолинитовых
пород и стержневыми метасоматическими кварцевыми жилами. Потенциально промышленное орудене-
ние локализуется в кварцевых и адуляр-кварцевых жилах и прожилковых зонах. Для жил как по прости-
ранию, так и по падению характерно наличие раздувов и пережимов, развитие многочисленных апофиз.
На рудопроявлений выявлено 20 рудоносных жил, прожилково-жильных и прожилковых зон. Де-
сять из них располагаются в зоне 1, шесть - в зоне 2 и
четыре - в зоне 3. Параметры и содержания золота и
серебра в основных рудных телах приведены в табл. 30.
Большинство рудоносных жил и наиболее мощ-
ных прожилков в центральной части сложены друзо-
видными, иногда пластинчатыми агрегатами кварца;
в краевой - средне-мелкозернистым или тонкозер-
нистым до колломорфного агрегатом кварца или хал-
цедона, часто с адуляром. Текстура жильного матери-
ала в этой части жил массивная, кокардовая, полосча-
тая или брекчиевидная вследствие многочисленных
обломков вмещающих пород. Рудная вкрапленность
представлена пиритом, арсенопиритом, пираргиритом,
Таблица 30
Характеристика рудных тел
месторождения Эргувеем (Коррида)
(по данным ВЧГРЭ)
Жила Средняя мощность, м Длина, м Среднее содержание, г/т
золота серебра
1 1,4 100 14,33 231,3
2 0,7 100 5,4 46,4
3 0,5 100 50,0 197,6
5 1,0 100 5,5 65,9
6 0,9 80 79,9 607,39
18 0,5 100 12,99 269,7
129
аргентитом, полибазитом, науманнитом, блеклой рудой, сфалеритом, галенитом, халькопиритом, золо-
том и серебром.
Поисковые работы в пределах месторождения и рудного поля не закончены. Необходимо отме-
тить, что канавами оценивались только богатые жилы, а зоны прожилкования на всю мощность не
изучались; глубина распространения оруденения бурением не определена. В рудном поле можно ожи-
дать открытия достаточно крупного месторождения.
7.1.2. Золото-серебряное месторождение Пепенвеем
Месторождение расположено на территории Провиденского района Чукотского автономного
округа России. Территория месторождения охватывает бас. р. Ватамкайваам - притока р. Эргувеем,
расположена в 50-60 км севернее Анадырского залива (см. рис. 82). Месторождение открыто в 1959 г.
Район месторождения низко-среднегорный, расположен в зоне многолетнемерзлых пород мощностью
более 200 м. Максимальная абсолютная отметка 1000 м. Относительные превышения составляют 100—
200 м. Расстояние от месторождения до пос. Эгвекинот 170 км. Рудные тела по простиранию вскрыты
канавами в среднем через 80-100 м (2719 м).
Раздел составлен с использованием данных В. А. Казанского [1990 г.] и В. П. Василенко [2003 г.].
Положение в региональных структурах. Пепенвеемское рудное поле расположено в южной части
Эргувеемского золоторудного района, который приурочен к изометричному вулканическому прогибу
(120x130 км) на восточном фланге ОЧВП (см. рис. 82, 83). Слабодислоцированные эффузивные обра-
зования перекрывают здесь структуры Эскимосского террейна. Рудное поле приурочено к сочленению
двух крупных зон разломов Ватапваамской северо-западной и Эргувеемской субмеридиональной северо-
восточной ориентировки. В рудном районе, кроме Пепенвеема, известны многочисленные рудопрояв-
ления Эргувеем, Милютхейвеем, Рубеж, Чумовое, Ватык, Гытэв (см. рис. 83).
Рудное поле Пепенвеем (80 км2) объединяет многочисленные рудопроявления с золото-серебряным,
золото-серебро-полиметаллическим и слабозолотоносным гематитовым оруденением. По руч. Пепенве-
ем и его притокам выявлена промышленная россыпь золота (запасы 400-500 кг, отработаны к 1970 г.).
Наиболее древние отложения валанжина обнажаются в западной части рудного поля. Они пред-
ставлены алевролитами и мелкозернистыми песчаниками мощностью до 300 м. В низах разреза при-
сутствуют базальные конгломераты с галькой габбро. Большая часть рудного поля занята эффузивами,
расчлененными натри толщи: нижнемеловую андезитовую (310 м), верхнемеловую риолитовую (300 м)
и палеогеновую - базальтовую (150 м). Со средней толщей ассоциируют субвулканические тела квар-
цевых порфиров (некки, дайки). Интрузивные породы сконцентрированы на юго-западной периферии
рудного поля. К наиболее древним образованиям относится массив габброидов, который с южной и
восточной стороны интрудирован гранитами, гранодиоритами и гранит-порфирами. С северной сторо-
ны он граничит с осадочными породами валанжина, которые ложатся на размытую поверхность масси-
ва, а на северо-востоке перекрывается меловыми эффузивами. Гранитоиды также перекрываются рио-
литовой толщей. Гранит-порфиры прорывают габбро и гранодиориты. Общая площадь порфирового
массива около 2,5 км2. Возраст предположительно позднемеловой-палеогеновый.
Рудное поле с западной и юго-западной стороны ограничено региональными зонами разломов, а
на северо-востоке сочленяется с Улювеемской впадиной. Структура рудного поля разбита многочис-
ленными разломами на мелкие блоки, разнообразные по форме и размерам. Наиболее выдержанные
разломы северо-восточного простирания имеют протяженность более 20 км. Вдоль них наблюдается
сильное гидротермальное изменение пород. Красно-бурые зоны ожелезнения маркируют отдельные
разломы на протяжении сотен метров. Разломы северо-западного простирания прослеживаются не более
чем на 18-20 км. Основная масса рудных тел контролируется разломами северо-восточного направления.
Геологическое строение и вещественный состав месторождения. В пределах рудного поля
выявлено более 10 зон вторичных кварцитов, имеющих грубоизометричную форму и различные разме-
ры (рис. 85, 86).
Самая большая из них, так называемая рудная зона «Гигант», занимает площадь 3,5 км2, вытяги-
вается в северо-восточном направлении на протяжении 3 км, с перерывами до 5 км при максимальной
ширине в центральной части 2 км (см. рис. 86), на площади 1 км2 сопровождается устойчивым знаково-
го
весовым (до 98 г/м3) шлиховым ореолом золота. Площадь рудной зоны фиксируется высококонтраст-
ными вторичными ореолами золота, серебра и слабоконтрастными мышьяка. На северо-востоке оруде-
нение затухает в плотных туфах и туфолавах риолито-дацитов, а на юго-западном фланге рудная зона
ограничена массивом габброидов. Зона сложена гидротермальными кварцитами и аргиллитами. Наи-
более широко распространены монокварциты, приуроченные к трещиноватым породам. В юго-запад-
ной части встречаются моносерицитовые породы в зоне брекчирования. На восточном фланге развиты
гидрослюдисто-каолиновые породы на площади 165x70 м. Наиболее измененные, почти монокаолино-
вые породы развиты непосредственно в зоне разлома северо-восточного простирания шириной около
15 м (см. рис. 85).
5
7
3 км
Рис. 85. Геологическая схема Пепенвеемского
рудного поля (по В. П. Василенко [2003]): 1 - туфы
кислого состава; 2 - покровы андезитов (а) и их
дайки (б); 3,4- субвулканические тела: кис-
лого (3) и среднего (4) состава; 5 - гра-
нодиориты, кварцевые диориты,
диориты; 6 - разломы: предпо-
лагаемые (а), достоверные
(б); 7 - точки с золото-
серебряной мине-
рализацией
В центральной части зоны «Гигант» широко распространена адуляризация, сопровождающая квар-
цевые жилы. Над полями метасоматитов возвышаются останцы пологозалегающих, палеогеновых ан-
дезибазальтов, что свидетельствует об их экранирующей роли. Наиболее пропилитизированы нижне-
меловые андезиты. В них происходит увеличение кремнекислоты, кальция, калия и уменьшение желе-
за, натрия, магния. В процессе изменения кислых эффузивов происходит незначительное увеличение
кремнезема и калия в серицит-адуляровых кварцитах, сопровождающих оруденение. Почти двукрат-
ное увеличение глинозема характерно для серицит-каолиновых кварцитов.
Основные рудные тела расположены в риолитах, полностью замещенных кварцем, серицитом и
адуляром. Абсолютный возраст оруденения, по данным Ю. С. Бермана и В. И. Найбородина [1967],
составляет 55 млн лет. По структурно-морфологическим особенностям можно выделить четыре типа
рудных тел: зоны дробления, зоны прожилков, сложные жилы и зоны вкрапленной минерализации.
131
3
5
A A
6
Э Э
7
3 км
Рис. 86. Схема размещения метасоматических мине-
ральных ассоциаций (по В. П. Василенко [2003]): 1 - ка-
лишпат-амфибол-эпидот-альбитовая; 2 - кварц-калишпа-
товая; 3 - кварц-альбитовая; 4 — серицит-кварцевая;
5 - кварц-каолинит-серишгговая, 6 - метасома-
титы с содержанием амфибола более 5%;
7 - метасоматиты с содержанием эпи-
дота более 5%
^2
Таблица 31
Характеристика отдельных жил
месторождения Пепенвеем
(по данным ВЧГРЭ)
Жила Средняя мощность, м Длина, м Среднее содержание, г/т
золота | серебра
1 3,9 250 5,93 250,07
2 1,75 250 3,42 268,3
7 5,0 180 1,07 760,9
Однако наиболее изучен только жильный тип ору-
денения, краткая характеристика которого приведена
в табл. 31.
В настоящее время на рудопроявлений выявле-
ны 3 самостоятельные жилы, 5 прожилково-жильных
и 12 прожилковых зон.
Прожилково-жильные зоны не имеют четких гра-
ниц, их мощность составляет 120-85 м, протяженность
200^100 м и более. Кроме того, прожилково-вкраплен-
ное оруденение развито в юго-восточной приконтак-
товой зоне сложной экструзии риолитов в полосе кольцевой системы криптовулканических трещин,
ширина которой 300-500 м, а протяженность - 1000-1200 м. Прожилково-жильные зоны состоят из
нескольких стволовых жил или серий сближенных субпараллельных прожилков (сложная жила или
зона прожилкования) и окварцованных вмещающих пород. Прожилковые зоны выполнены окварцо-
ванными породами с гнездами, линзочками друзовидного кварца и сетью маломощных пересекающихся
разноориентированных прожилков кварца. Мощность зон 10-50 м, протяженность 100-350 м. Мощность
самостоятельных и стволовых жил в прожилково-жильных зонах колеблется от 0,5 до 5 м, протяжен-
ность 150-250 м. Простирание жил север-северо-восточное, реже до субширотного, падение преиму-
132
щественно на северо-запад под углами 70-85°. Как видно из табл. 31, промышленных концентраций
золото-серебряное оруденение достигает лишь в отдельных жилах. Содержания золота от 0,2-112,3
(среднее 2,7 г/т), серебра - от 20-5430 г/т (среднее 594 г/т).
Главный жильный минерал - кварц - образует несколько генераций. С ранней из них связана
пирит-арсенопиритовая минерализация. С более поздним мелкозернистым каркасно-пластинчатым квар-
цем ассоциирует золото-пираргиритовая минерализация. В рудных жилах с гематитом тонкозернистый
кварц приобретает красную окраску. Помимо кварца, в рудоносных жилах встречаются адуляр и сери-
цит. Наиболее распространенные рудные минералы - пираргирит, самородное золото, электрум. Проб-
ность золота варьирует от 597,1 до 662, 2%о, средняя - 610,8%о.
По геологическим признакам эрозионный срез золото-серебряного оруденения на рудопроявлений
Гигант оценивается как верхне-среднерудный. К этим признакам можно отнести: наличие значительной
площади развития гидротермально измененных пород при преобладании аргиллизированных и кварц-
каолинитовых их разностей; присутствие в рудоносных зонах жил и прожилков халцедоновидного квар-
ца; тонкопрожилковый тип ряда зон; слабую эродированность рудовмещающей экструзии риолитов.
Месторождение и рудное поле явно недоразведаны. Объем проведенных работ для полной его
оценки недостаточен. Поисковые работы велись только на жильный тип оруденения, поэтому в ряде
канав протяженные интервалы с возможным прожилково-вкрапленным оруденением остались неопро-
бованными. Ряд проб с низкими содержаниями золота, но с высокими серебра по спектральному ана-
лизу не дублировался пробирным анализом. Ряд канав на продолжении золотоносных жильных зон не
были пройдены до коренных пород, а добивка многих канав вызывает сомнение [Казанский, 1990].
Запасы в рамках крупнообъемного штокверка во вторичных кварцитах не подсчитывались и специали-
зированные поисково-оценочные работы для изучения штокверкового оруденения во вторичных квар-
цитах не проводились. Структура месторождения и характер оруденения во многом аналогичны гиган-
тскому месторождению Раунд Маунтин США [Константинов и др., 2000]. Можно предполагать, что
золото из руд будет хорошо извлекаться по технологии кучного выщелачивания. На месторождении и
рудном поле возможен значительный прирост запасов за счет разведки штокверковых руд.
7.1.3. Золото-серебряное месторождение Валунистое
Золото-серебряное месторождение Валунистое находится в Анадырском районе, в 180 км к севе-
ру от г. Анадыря (см. рис. 82). Район месторождения экономически не освоен. Расстояние до ближай-
шего морского порта Эгвекинот 220 км, из них 150 км по автозимнику. Рельеф района - расчлененное
низкогорье с абсолютными отметками 230-651 м и относительными превышениями водоразделов над
днищами долин 200-350 м. Месторождение Валунистое относится к золото-серебряному типу мало-
глубинной формации. Горные и буровые работы в пределах зоны «Главная» проведены по сети 80x40 м
со сгущением на отдельных интервалах до 40x40 м. Принятая разведочная сеть достаточна для класси-
фикации запасов золота и серебра зоны «Главная» по категории С2 (14 т). Оценка прогнозных ресурсов
рудного поля категории Р1 (50 т) позволяет отнести его к средним по запасам золото-серебряным мес-
торождениям. Лицензия на отработку месторождения принадлежит старательской артели «Чукотка»,
срок действия до 2024 г. В настоящее время создано предприятие по отработке рудных тел зоны «Глав-
ная» открытым способом производительностью до 250 тыс. т руды в год. Предполагается добыча 200 кг
золота в месяц (данные Интернет-сайта Чукотского Комитета природных ресурсов (КПР)).
Положение в региональных структурах. Район месторождения находится на севере внешней
части Восточно-Чукотской фланговой зоны ОЧВП, перекрывающей краевую часть Эскимосского кра-
тонного террейна (рис. 87).
В основании отложений ОЧВП установлены палеозойские и мезозойские породы. Выходы палео-
зойской (нижний карбон) сильно метаморфизованной карбонатной толщи известны в 30 км к северо-
западу от месторождения Валунистое. Валанжинские полимиктовые песчаники, известняки, углисто-
глинистые и углистые сланцы с угловым несогласием перекрывают палеозойские породы.
Формирование структур вулканогенного пояса связано с развитием крупных зон разломов. Золо-
торудные поля приурочены к разломам северо-восточного направления, отделяющим Канчаланский
горст от Ильмынейского грабена.
133
Р и с. 87. Схематическая гео-
логическая карта Канчаланского
рудного района (по С.Ф.Стружко-
ву и М. М. Константинову [2005 г.],
дополненная): 1 —четвертичные ал-
лювиальные отложения; 2 - палео-
геновые платобазальты, верхнемело-
вые-палеогеновые (сенон-датские)
базальты, андезиты, риолиты (анде-
зибазальтовая, риолитовая форма-
ция); 3 - верхнемеловые риолиты,
риодациты, их туфы и игнимбриты
(риолитовая, риодацитовая форма-
ция); 4 - верхнеюрские-нижнемело-
вые, нижне-, верхнемеловые андези-
ты, дациты, риолиты и их туфы (ан-
дезитовая, риодацитовая формация);
5 - терригенные нижнекарбоновые
отложения и раннемеловые гранито-
иды (карбонатно-терригенная и гра-
нодиорит-гранитная формации); 6 -
позднемеловые гранитоиды (грано-
диорит-гранитная формация); 7 -
разломы; 8 - границы рудного райо-
на; 9 - границы рудных узлов: I - Ва-
лунистого, II — Ныгчекваамского,
III - Теркенейского; 10 — золото-се-
ребряные месторождения (а) и рудо-
проявления (б): 1-Осенний, 2-Ныг-
чекваам, 3 - Жильный, 4 - Шах, 5 -
Валунистое, Горный, 6 - Теркеней
В районе месторождения развиты только верхнемеловые и палеогеновые вулканиты (табл. 32).
Верхнемеловые породы кислого состава - наиболее древние образования и известны только в северо-
восточной части района.
Таблица 32
Вулканические толши рудного поля
№ п/п Толща Состав пород Суммарная мощность, м Абс. возраст, млн лет
1 Кислая (верхний мел) Пестроцветные риолиты, туфы 70 85
2 Кытыпнайваамская рудовме- щающая (сеноман-турон) Зеленые туфы андезитов, лавы дацитов, покровы андезитов 800 75-80
3 Спокойнинская (нижний палеоген) Риолиты и туфы кислого состава 240 60-73,5
4 Базальтовая Базальты и андезибазальты 510 64
Площадь рудного поля около 26 км2. Верхнемеловые эффузивы среднего состава (кытыпнайваам-
ская свита) в районе Валунистого развиты очень широко и являются основными рудовмещающими
породами. Вулканогенные толщи слагают пологие вулканоструктуры, просадки и валообразные ку-
польные поднятия северо-восточного простирания. Углы падения пород не превышают 30°, а палеоге-
новых эффузивов - 20°.
Наиболее распространены в рудном поле дайки андезибазальтов и базальтов, которые встречают-
ся в верхнемеловых толщах. Меньше развиты дайки дацитов и риолито-дацитов, характерные только
для пород кытыпнайваамской свиты. Дайки первой группы приурочены к разломам северо-восточного
134
гео-
го го
ско-
5 г.],
;ал-
лео-
ело-
кие)
нде-
эма-
иты,
»иты
рма-
ело-
(ези-
(ан-
1ия);
)вые
мто-
гра-
>; 6 —
>ано-
7 -
iaflo-
-Ва-
<ого,
о-се-
зудо-
Ныг-
[, 5-
зей
32).
iepo-
заам-
цими
е ку-
еоге-
зают-
злько
1НОГО
и северо-западного направлений; в единичньзх случаях встречаются меридиональные дайки. Протя-
женность даек достигает 500 м и более. Они сложены типичными черными плотными афировыми пи-
роксеновыми базальтами; их абсолютный возраст 60 млн лет. Дайки основного состава, по-видимому,
являются подводязцими каналами или корневой системой пироксеновых платобазальтов.
Дайки и субвулканические тела второй группы встречены непосредственно на месторождении.
Они имеют сложный состав - от трахиандезитов до кварцсодержащих дацитов с отчетливой порфиро-
вой структурой. Возраст даек не установлен, но они прорывают верхнемеловые породы.
Среди многочисленных разломов, разбивших район на ряд отдельных блоков, преобладают три
группы разрывных нарушений с обычными для Чукотки в целом простираниями: северо-восточным,
северо-западным и субмеридиональным. Наиболее протяженные и выдержаззные разломы имеют северо-
восточное простирание, совпадающее с общим направлением вулканоструктур. К ним тяготеют основ-
ные зоны метасоматитов и эпитермальных золото-сереброносных жильных зон. Протяженность этих
разломов в рудном поле достигает 14 км. Разломьз прослеживаются и за пределами рудного поля, в
междуречье Ильмынвеем - Гачгагырваам. Вертикальные смещения по ним составляют более 400 м.
Они часто сопровождаются мощными линейными зонами брекчирования, в которьзх обломки вмеща-
ющих пород сцементированы красно-бурым дорудным кварцем. Ширина брекчированных зон по от-
дельным канавам достигает 100 м. Они, как правило, имеют четкие контакты с вмещающими породами.
Более поздние разломьз субмеридионального простирания делят рудное поле и район месторож-
дения на ряд мелких блоков, характеризующихся различной степенью смещения друг относительно
друга, что влечет за собой различную степень эрозии блоков. Субмеридиональные нарушения сопро-
вождаются базальтовыми дайками и кварцевыми жилами протяженностью до 300 м. По разломам это-
го направления происходит смещение с амплитудой до 10 м более ранних северо-восточных нарушений.
Таким образом, район месторождения представляет собой мозаично-блоковую структуру, обус-
ловленную широким развитием разломов.
Метасоматиты. В рудном поле месторождения Валунистое установлена мощная зона гидротер-
мально измененных пород, которая прослежена с юго-запада на северо-восток на интервале более
50 км. Зона метасоматитов (осветленных и ожелезненных риолитов и дацитов) хорошо дешифрируется
на аэрофотоснимках. Монокварциты развиты только в верхнемеловых эффузивах. Среди метасомати-
ческих изменений на рудном поле отчетливо выделяются два типа: низко-среднетемпературная пропи-
литизация по туфолавам порфировых андезитов и адуляризация, которая связана с рудообразованием.
Зоны развития адуляра не имеют резких границ, постепенно сменяясь серицитизированными порода-
ми. Адуляр представлен сплошными мелкозернистыми агрегатами, ассоциирующими с кварцем во
внутренней зоне и с серицитом во внешней. Наибольшие содержания рудных минералов фиксируются
в жилах преимущественно вблизи контактов с породами. Околожильная адуляризация является срав-
нительно локальным процессом и не распространяется на расстояние более чем 10 м от жилы.
Геологическое строение и вещественный состав месторождения. Структура рудного поля обус-
ловлена его расположением в пределах интрузивно-купольного поднятия, приуроченного к пересече-
нию вулкано-тектонической кольцевой структуры с субширотной зоной Канчаланского глубинного раз-
лома и системой меридиональных нарушений (рис. 88). Рудоносные гидротермальные образования
представлены крутопадающими кварцевыми и кварц-адуляровыми жилами, локализующимися в зонах
интенсивной метасоматической переработки пород, развитых вдоль нарушений различного плана и
ориентировки. Жильные зоны представляют собой систему веерообразных жил и прожилков, которые
под разными углами сходятся на глубине. По простиранию эти зоны состоят из серии кулис различной
протяженности. В рудном поле выявлено более 10 жильных зон, наиболее изученными из них являют-
ся «Главная» и «Новая». Протяженность отдельных жил варьирует от 30 до 400 м, а мощность - от
десятков сантиметров до 16 м. Установленный интервал оруденения по современному эрозионному
срезу составляет 240 м.
Предполагаемый по геофизическим и буровым данным размах оруденения может достигать 300 м.
Преобладающее простирание золото-серебряных кварцевых жил северо-восточное, падение крутое от
75° до вертикального. Жилы с бедной полиметаллической минерализацией имеют меридиональное
направление, отдельные жилы прослежены в субширотном и северо-западном направлениях. Боль-
135
шинство эпитермальных жил месторождения сопровождаются зонами дробления и брекчирования. На
отдельных участках кварцевые жилы разделены интервалом (до 10 м) ненарушенных вмещающих даци-
тов, что говорит о разновременном их образовании. Контакты жил обычно четкие. Жилы повсеместно
сопровождаются многочисленными апофизами.
а а 14 5 | |б | V—Л | 7 | | 8
Р и с. 88. Схематичес-
кая геологическая карта
месторождения Валунис-
тое (по данным В. П. Шаба-
лина [1995 г.], дополнен-
ная): 1 - четвертичные ал-
лювиальные отложения; 2,
3 - верхнемеловые вулкани-
ты: 2 - флюидальные риода-
циты, 3 - андезиты; 4 - по-
зднемеловые субвулканичес-
кие риодациты; 5 - разломы;
6 - рудные тела; 7 - канавы;
8 — параметры рудных тел:
мощность (м), числитель -
содержание золота (г/т), зна-
менатель - содержание се-
ребра (г/т)
Разведочные работы были проведены по жильным зонам «Главная» и «Новая» (рис. 89). Боль-
шинство жильных тел зоны «Главная» локализованы в пределах субвулканического тела флюидальных
риодацитов сложной формы и сгруппированы в три кулисы. По данным опробования, в зоне «Главная»
выделены четыре рудных тела (см. рис. 88, 89) протяженностью 180-340 м, средней мощностью 2,5-
5,1 м и с вертикальным размахом промышленного оруденения от 80 до 160 м. Промышленные сечения
имеются также в восточной и юго-западной кулисах, но рудные тела в них не оконтурены. В зоне
«Новая» также выделены четыре рудных тела (см. рис. 88).
Средние содержания золота в рудных телах составляют 5,5-18,0 г/т, серебра - 30-130 г/т. Главны-
ми жильными минералами в рудных телах месторождения являются кварц и калиевый полевой шпат,
составляющие 98-99% жильной массы, реже встречаются (в количествах, не превышающих 1%) хло-
рит, кальцит, каолинит, серицит и др. Рудная минерализация представлена самородным золотом, кюс-
телитом, пиритом, акантитом, полибазитом, самородным серебром. Распределение золота и серебра в
рудных телах крайне неравномерное и носит гнездовой характер. Золото-серебряное отношение в руд-
ных телах зоны «Главная» изменяется от 1:65 до 10:1 при среднем значении 1:10. Средняя пробность
золота 600%о. Размеры выделений золота варьируют от 0,01 до 2 мм, редко более.
136
Рис. 89. Геологичес-
кий разрез рудной зоны
«Главная» месторождения
Валунистое (дополненный):
1 - риолиты; 2 - андезиты;
3 - туфы; 4 - игнимбриты; 5 -
рудоконтролирующие разло-
мы; 6 - отдельные жилы; 7 -
буровые скважины; 8 - па-
раметры рудных тел: числи-
тель - мощность (м), знаме-
натель - содержание золота
и серебра (г/т)
Текстуры и структуры руд. Близповерхностное рудообразование характеризуется широким на-
бором текстурно-структурных рисунков. Мозаично-блоковое строение месторождения обусловило
широкое распространение брекчиевых текстур. В небольших пустотах развиваются мелкие друзы кварца.
Однако более характерны брекчиевые текстуры, когда кварц полностью цементирует обломки вмеща-
ющих пород. Рудная вкрапленность обычно тяготеет к кварцевым частям жил, содержащим адуляр, об-
разуя темные полоски различной мощности - от 3 мм до 5 см. Рудные полосы субпараллельны зальбан-
дам и незначительно удалены от контакта. Аметистовые прожилки максимальной мощностью до 6 см
имеют друзовую структуру и приурочены к центральным частям адуляр-кварцевых и кварцевых жил.
Редко аметистовые прожилки фиксируются непосредственно в гидротермально измененных породах.
Вещественный состав руд. Количество рудных минералов в жилах обычно не превышает 0,5%,
в редких случаях достигает 5%. Наиболее распространенные золото-аргентитовые руды характерны
для верхних частей жил. Рудные минералы представлены золотом (электрум), аргентитом, самород-
ным серебром, агвиларитом, штромейеритом, сульфосолями серебра, халькопиритом и в резко подчи-
ненном количестве галенитом и сфалеритом. Встречаются четыре варианта размещения рудных мине-
ралов: в колломорфных адуляр-кварцевых полосах, в замещенных адуляризированных обломках боко-
вых пород, в адуляровых корочках, на границе скоплений адуляра и кварца. На нижних горизонтах жил
(в 100 м от поверхности) увеличивается роль халькопирита, галенита и сфалерита. В сфалерите появ-
ляется эмульсионная вкрапленность халькопирита, отсутствующая на верхних горизонтах жил. Золото-
137
аргентитовая минерализация, таким образом, на глубине сменяется золото-халькопиритовой. Кварц, с
которым связана золото-серебряная минерализация, обычно обладает тонко-мелкозернистой метакол-
лоидной структурой. Размеры зерен тысячные - сотые доли миллиметра. Для него характерно обилие
мелких выделений адуляра. Температуры гомогенизации газово-жидких включений в кварце из кварц-
полиметаллических и золото-серебряных жил составляют соответственно 170-174 и 104-120°С [Ша-
балин и др., 1995 г].
Руды Валунистого являются комплексными золото-серебряными. Коэффициент корреляции золо-
та и серебра сравнительно высок и равен 0,85. Судя по определениям абсолютного возраста адуляра
(80 млн лет), время формирования рудных тел Валунистого приходится на ранний палеоген. Образова-
ние рудных тел совпадает по времени с излияниями палеогеновых платобазальтов, которые в большин-
стве случаев экранировали гидротермальные растворы.
Особенность руд месторождения Валунистое заключается в многообразии минеральных форм
серебра, равномерном распределении теллур-селеновой минерализации, наличии висмутовой минера-
лизации (сульфосолей и сульфотеллуридов серебра и висмута). Основными жильными минералами,
составляющими до 98-99% объемной массы, являются кварц и адуляр, причем доля первого достигает
70—90%. Количество адуляра редко превышает 5-7%, но местами достигает 30% и более. Распростра-
ненность других жильных минералов значительно ниже, и они представлены в порядке убывания по
встречаемости - хлорит, кальцит, серицит, пирофиллит, каолинит, монтмориллонит, гипс, флюорит,
эпидот. Хлорит отмечается на средне- и нижнерудных интервалах до 3-5% и не характерен для верхне-
рудного среза. Главную промышленную ценность на месторождении представляют золото и серебро.
Потенциал Валунистого рудного поля заслуживает продолжения поисково-оценочных геолого-
разведочных работ. Поиски следует провести в Канчаланской рудоконтролирующей зоне разломов и
сопровождающей ее полосе метасоматически измененных пород. В рудном поле и районе в целом
могут быть выявлены десятки рудных тел. В этом случае запасы месторождения могут быть увеличены
в несколько раз.
7.1.4. Золото-серебряное месторождение Двойное
Месторождение Двойное находится на территории Чаунского района Чукотского автономного
округа, в 130 км к востоку от г. Билибино и в 300 км по автозимнику от ближайшего морского порта -
Певека. Территория месторождения охватывает водораздел между притоками в верховьях р. Кэпэрве-
ем (см. рис. 82). Месторождение открыто в результате проведения геохимических поисков по потокам
рассеяния 1 : 200 000 [В. А. Кононов, 1983 г.]. Район месторождения среднегорный находится в зоне
многолетнемерзлых пород мощностью более 200 м. Абсолютные отметки достигают 1000-1200 м. Отно-
сительное превышение составляет 350-450 м (рис. 90).
Лицензия на разработку месторождения принадлежит АОЗТ «Северное золото», срок действия до
2013 г. По величине балансовых запасов и оценке прогнозных ресурсов золота и серебра, а также по
качественным характеристикам руд месторождение Двойное может быть отнесено к средним золото-
серебряным объектам с богатыми рудами (>30 т). Однако балансом учтено всего около 9 т (в интервале
0-100 м от поверхности), которые и переданы в эксплуатацию. На месторождении работает предприя-
тие по его отработке открытым способом с максимальной производительностью 30 тыс. т руды в год. С
1996 г. добыто около 2,5 т золота. В среднем в год добывается 300 кг. Месторождение Двойное относит-
ся к золото-серебряному типу (отношение золота к серебру Г.2). При написании раздела использованы
материалы сайта Чукотского КПР, Ю. Г. Заколябина [1993 г.] и А. Г. Демина [1992 г.].
Положение в региональных структурах. Месторождение Двойное расположено на юго-восточ-
ном фланге Анюйской складчатой зоны вблизи ее сочленения с ОЧВП. Рудное поле локализовано в
Илирнейской вулканоструктуре, в центральной части Тытыльвеемского прогиба ОЧВП (рис. 91). Вул-
канопрогиб приурочен к осевой, наиболее прогнутой части Верхне-Номнункувеемской синклинали,
что обусловило его унаследованный характер (см. рис. 90). Прогиб (90x40 км) имеет двухэтажное стро-
ение. Нижние горизонты, соответствующие морской молассе, сложены породами песчано-глинистой и
карбонатной формаций, верхние - породами риолито-дацитовой и порфиритовой вулканогенных фор-
маций. Центральная часть прогиба выполнена преимущественно пирокластическими образованиями
138
среднего состава с лентовидными лавовыми потоками андезитов. Вулканиты кислого состава в цент-
ральной части слагают отдельные вулканические постройки и Илирнейскую кальдеру. Вдоль южной
границы впадины расположены два крупных интрузивных гранитоидных массива мелового возраста:
Илирнейский и массив Двух Цирков (см. рис. 91).
Р и с. 90. Вид на месторождение Двойное (фото геологов Анюйской ГРЭ)
Р и с. 91. Позиция месторождения Двой-
ное в региональных структурах: 1,2 — ниж-
ний структурный ярус: 1 - кэпэрвеемская свита,
аспидная формация, 2 - флишоидная формация;
3, 4 - верхний структурный ярус: 3 - терриген-
но-карбонатная формация, 4 — риолито-дацито-
вая формация; 5 - раннемеловые интрузии; 6 -
позднемеловые субвулканические тела; 7 - Илир-
нейская вулканоструктура; 8 - зона Кэпэрвеем-
ского глубинного разлома; 9 - зона Тытлиутин-
ского раннемелового разлома; 10 - золото-сереб-
ряные месторождения: Ил - Илирнейский инт-
рузивный массив, ДЦ - интрузивный массив
Двух Цирков
139
Рудное поле приурочено к восточному флангу Илирнейской кальдеры на границе с Илирнейским
массивом. Кальдера имеет овальную форму (14x6 км) и ограничивается дуговыми сопряженными раз-
ломами, круто падающими (75-80°) к центру структуры. Рудное поле месторождения имеет площадь
около 20 км2, сложено андезитами и туфами андезитов апт-альбского возраста. Интрузивные образова-
ния представлены субвулканическими телами риолитов и гранитоидами Илирнейского гетерогенного
массива раннемелового возраста и позднемеловыми дайками диорит-порфиритов и андезибазальтов.
Илирнейский массив представляет собой сложное по конфигурации тело, вытянутое в северо-запад-
ном направлении. В его строении участвуют породы двух фаз внедрения. По периферии массива разви-
ты более ранние граниты, гранодиориты. В центральной части массива предполагается наличие не-
скольких штоков лейкократовых гранитов.
Месторождение Двойное пространственно приурочено к северо-западному экзоконтакту Илир-
нейского гранитоидного массива (см. рис. 91) и расположено, по геофизическим данным, в зоне взаи-
модействия последнего с интрузивом среднего-основного состава (массив Двойной). Массив Двойной
в плане имеет эллипсоидную форму, вытянут в северо-восточном направлении на 14—15 км при шири-
не около 6-7 км. В поперечном разрезе тело имеет лакколитообразную форму мощностью 1,0-1,5 км.
Зона интерференции двух вышеописанных массивов различного состава, по-видимому, являлась наи-
более проницаемой и благоприятной средой для локализации оруденения.
В рудном поле выявлено 13 рудоносных жильно-прожилковых зон, 4 из которых представляют
практический интерес и изучены с разной степенью детальности. Рудная зона№ 1, в которой сосредо-
точены все балансовые запасы золота и серебра месторождения, разведана с применением подземных
горных выработок [Ю. Г. Заколябин, 1993 г.].
Геологическое строение и вещественный состав месторождения. Рудовмещающие вулкано-
генные породы месторождения Двойное представлены андезитами, их туфами и лавобрекчиями. Зале-
гание пород наклонное, с падением на северо-запад под углами 10-40°. Мощность туфовых горизонтов
не превышает 10-30 м. Андезиты имеют темно-серый цвет, мелкопорфировую структуру, по хи-
мическому составу соответствуют кали-натровой серии (Na2O/K2O =1,1). Интрузивные образования на
месторождении представлены в основном гранит-порфирами. Они образуют северо-восточные и севе-
ро-западные дайки извилистых очертаний с многочисленными апофизами. Маломощные интрузивные
тела базальтов встречены на глубоких горизонтах месторождения, где они образуют расходящиеся ве-
ером к поверхности дайковые кусты. Протяженность даек гранит-порфиров 800-1700 м, мощность от
первых метров до 45 м. Мощность даек базальтов от 0,5 до 2,4 м. По данным А. Г. Демина, дайки
гранит-порфиров дорудные, а дайки базальтов на месторождения как дорудные, так и внутрирудные.
Главной рудоконтролирующей и рудовмещающей структурой является северо-западная зона на-
рушений, в которой расположены все рудные тела месторождений. Падение зоны северо-восточное
под углами 60-90°. Предполагается литологический контроль оруденения туфовыми горизонтами.
Морфология рудных тел. Основным рудным телом месторождения Двойное является жильно-про-
жилковая зона № 1, которая приурочена к экзоконтакту дайки гранит-порфиров северо-западного направ-
ления и имеет крутое (70-80°) падение на северо-восток (рис. 92). Общая протяженность зоны 1400 м, а
продуктивной ее части — 400 м при мощности 25-30 м. В юго-восточном направлении зона ограничива-
ется дайкой гранит-порфиров субмеридионального направления. Установленный вертикальный размах
оруденения 310м. Зона № 1 детально разведана на глубину 100 м. На продуктивном отрезке зона просле-
жена в висячем и лежачем экзоконтактах дайки, при этом основные запасы золота и серебра сосредоточе-
ны на участке зоны в висячем экзоконтакте (рис. 93). Морфологически зона висячего экзоконтакта под-
разделяется на 3 участка. Северо-западный и юго-восточный отрезки являются рудными столбами, для
них характерны повышенные мощности рудного тела - до 23 м (при этом мощности отдельных жил,
слагающих зону, достигают 8 м) и высокие содержания золота и серебра (см. рис. 93). Центральная часть
зоны приурочена к раздуву дайки и представлена маломощной (до 2,5 м) зоной прожилкования.
Таким образом, рудные тела, слагающие зону № 1, представлены кулисами жил и зонами про-
жилкования. Длина кулис по простиранию достигает 200-250 м, мощность до 5-8 м. Состав рудных тел
разнообразен: гидрослюдисто-адуляр-кварцевый, кварцевый, хлорит-адуляр-кварцевый, эпидот-квар-
цевый, кальцит-кварцевый. Рудные тела осложнены внутрирудными маломощными дайками базаль-
тов позднемелового возраста.
140
Рис. 92. Схематическая геологическая карта
месторождения Двойное: 1 - четвертичные аллювиаль-
ные отложения; 2 - гранитоиды Илирнейского массива;
3 - андезиты, туфы андезитов; 4 — дайка кварцевых сие-
нит-порфиров; 5 - рудные зоны; 6 - зона метасомати-
ческого изменения вмещающих пород
Р и с. 93. Распределение коэффициента про-
дуктивности золота в плоскости р. т. № 1 (вися-
чее крыло) месторождения Двойное (по данным
Анюйской ГРЭ; Ю. Г. Заколябин, 1993 г.)
Метасоматиты. Оруденению предшество-
вала региональная низко- и среднетемператур-
ная пропилитизация, протекавшая в субщелоч-
ных условиях и генетически связанная со ста-
новлением гранитоидов. В дальнейшем получи-
ли развитие околотрещинные адуляр-гидрослю-
дистые метасоматиты. Отмечается также суль-
фидизация пород в зонах контактового воздей-
ствия интрузивов. В целом устанавливается зо-
нальность, характерная для большинства золо-
то-серебряных месторождений ОЧВП. Жилы,
прожилки и сопровождающие их метасоматиты
образуют приразломные гидротермально-мета-
соматические системы, благоприятные для ло-
кализации золото-серебряного оруденения. Пет-
рохимическое и микроскопическое изучение по-
казало, что околорудные метасоматиты харак-
теризуются сложным строением, которое обусловлено пространственным совмещением разновозраст-
ных минеральных комплексов, образовавшихся в различной кислотно-щелочной обстановке.
Вещественный состав руд. В рудных телах установлено около 50 гипогенных и гипергенных
минералов [Ю. Г. Заколябин, 1993 г.]. Минеральный состав жил и прожилков: кварц, адуляр, кальцит, в
подчиненном количестве — эпидот, гидрослюды, серицит, мусковит, хлорит. Рудные минералы состав-
ляют менее 1% в жильных образованиях месторож-
дения и представлены самородным золотом, элект-
румом, пиритом, сфалеритом, галенитом, халькопи-
ритом, пираргиритом, акантитом, блеклыми руда-
ми и др. Продуктивность руд определяется присут-
ствием самородного золота, которое встречается
главным образом в жильном кварце колломорфно-
зонального строения с мелкими ксенолитами вме-
щающих пород (рис. 94).
Золото в рудных телах присутствует в виде
включений в кварце, пирите, сфалерите, галените и
халькопирите. Размер выделений от сотых долей до
1 мм, редко крупнее. Распределение золота и сереб-
ра в рудных телах крайне неравномерное, содержа-
ние золота достигает 3300 г/т, серебра - 16 300 г/т,
коэффициенты вариации для отдельных рудных тел
соответственно 376 и 632%.
Р и с. 94. Типичная руда месторождения Двой-
ное (фото геологов Анюйской ГРЭ). Уменьшено в
2 раза
141
Под микроскопом мельчайшие включения золота наблюдаются также в карбонате, пирите, сфа-
лерите, халькопирите и галените. Размер выделений золота изменяется от сотых долей мм до 1 мм.
Наиболее распространенными формами золотин являются прожилковые, интерстициальные, чешуй-
чатые, пленочные, а также проволоковидные и плоские дендритовидные выделения. Количество се-
ребра в золоте колеблется от 18,75 до 38,75% и ртути от 0,08 до 0,24%. Основной формой концентра-
ции серебра в рудах являются низкопробное золото, акантит, гессит, пирсеит, блеклые руды, ялпаит;
незначительное количество серебра содержится также в пирите, сфалерите, галените, халькопирите.
Рудная минерализация образует в жилах тонкорассеянную, неравномерно-гнездовую, полосовид-
ную и линзовидную вкрапленность (как правило, параллельно зальбандам жил), чем и обусловлены
вкрапленные, пятнистые и неяснополосчатые текстуры руд. Среди рудных минералов развиты мелко-
зернистые структуры цементации, реже - эмульсионные структуры распада твердого раствора и кае-
мочные структуры замещения.
Золото-пиритовая ассоциация образовалась в результате воздействия термального метаморфизма
на продуктивную раннюю ассоциацию, в состав которой входили кварц, адуляр, пирит, золото и второ-
степенные серицит, галенит, сфалерит. Золото-пиритовая ассоциация отмечается на всех горизонтах
месторождения и на его флангах, т. е. является устойчивым минеральным сообществом. Блеклорудно-
полиметаллическая ассоциация широко развита на участках, интенсивно затронутых внутрирудным
метаморфизмом. Золото-акантитовая ассоциация также достаточно распространена на месторождении.
Она представлена кварцем, хлоритом, адуляром, акантитом, низкопробным золотом, пиритом, редко -
галенитом и блеклыми рудами; в отдельных случаях отмечается самородное серебро. Ассоциация яв-
ляется устойчивой в пределах более значительных интервалов глубин и температур, чем блеклорудно-
полиметаллическая, которая более характерна для близповерхностных условий. Золото-акантитовая и
блеклорудно-полиметаллическая ассоциации связаны внутристадийными переходами. В частности, от-
ложения блеклых руд, галенита, сфалерита и халькопирита предшествовали отложению акантита и
низкопробного золота.
На месторождении выявлены стадийная, фациальная и текстурные зональности [Ю. Г. Заколябин,
1993 г.]. Стадийная зональность выражена в приуроченности продуктов различных стадий к опреде-
ленным структурным элементам месторождения, а также проявлена в отдельных рудных телах, обра-
зовавшихся в несколько стадий. Так, адуляр-кварцевый допродуктивный комплекс отложился в отно-
сительно крупных сбросовых сколах на флангах месторождения. Золото-сульфидно-хлорит-кварце-
вый продуктивный комплекс второго этапа оруденения наиболее интенсивно проявился в центральной
части месторождения. Постпродуктивные образования (кварц-карбонатные, карбонатные, халцедоно-
вые прожилки) часто отмечаются в сбросовых нарушениях северо-восточного простирания, сформи-
ровавшихся в заключительный период развития месторождения. Вертикальная фациальная зональность
в общих чертах характеризуется следующей изменчивостью минерального состава: подрудная зона
прослеживалась единой зоной из Анюйской складчатой зоны в Тытыльвеемскую наложенную впади-
ну, трассируя зону ТМА северо-западного простирания. При смене структур, в зависимости от характе-
ра субстрата, меняется и рудоформационная принадлежность месторождений и проявлений.
Потенциал рудного поля и самого месторождения Двойное заслуживают дальнейшего проведе-
ния поисково-оценочных геологоразведочных работ. Поиски следует продолжить в пределах выявлен-
ных рудных зон. Необходима также разведка глубоких горизонтов месторождения, так как оруденение
прослежено бурением на глубины, в 3 раза превышающие контур подсчитанных запасов. Горно-геоло-
гические условия месторождения позволяют увеличить количество добываемого золота в несколько
раз - до 1-1,5 т в год и более.
7.1.5. Золото-серебряное месторождение Купол
Находится на границе Билибинского и Анадырского районов Чукотского автономного округа (см.
рис. 82) и расположено в северо-западной части Анадырского нагорья, в верховьях р. Средний Кайемра-
веем (левый приток р. Мечкерева). Расстояние от г. Билибино составляет 298 км (168 км по автозимнику
до с. Илирней, далее 130 км по бездорожью). Месторождение выявлено В. В. Загоскиным в 1995 г. в
процессе опережающих геохимических работ масштаба 1:50 000. Ранее здесь было известно рудопрояв-
142
ление Оранжевое [В. П. Куклев, 1966 г.]. С 1997 г. на месторождении проводятся поисково-оценочные
работы. Недропользователь - ЗАО «Чукотская горно-геологическая компания». Канадская компания «Вета
Gold Corporation» (владеющая 79% акций рудника, ведущего разработку месторождения Джульетта в
Магаданской области) подписала соглашение с правительством Чукотки о возможности совместной
разработки месторождения и выкупила 75% акций ЗАО «Чукотская горно-геологическая компания».
При написании данного раздела использованы материалы Интернет-сайтов Комитета по природ-
ным ресурсам Чукотского автономного округа и «Вета Gold Corporation».
Месторождение находится в северной части Мечкеревской вулкано-тектонической депрессии
ОЧВП (рис. 95), осложненной более молодой вулкано-тектонической просадкой, и приурочено к зоне
Средне-Кайемравеемского разлома меридионального простирания. Площадь месторождения (около
1 км2) сложена вулканогенными породами верхнего мела, представленными андезитами, андезибазаль-
тами и их туфами. Интрузивные образования в районе представлены диорит-порфиритом. В рудном
поле развиты пестрые по составу (от кислого до основного) дайки риолитов, микрогранитов, андези-
тов, андезибазальтов, микрогаббро. В пределах рудного поля мощность Средне-Кайемравеемского
глубинного разлома около 150 м, меридиональное простирание и восточное падение под углом 75°. В
западном лежачем борту разлома вмещающие диорит-порфириты, андезиты и гранодиорит-порфиры
интенсивно метасоматически переработаны до полнопроявленных кварц-серицитовых метасоматитов
и содержат эпитермальные рудоносные жилы кварцевого и реже карбонат-кварцевого состава с убогой
вкрапленностью сульфидов (менее 0,5%). Протяженность рудоносной жильной зоны более 3,1 км, мощ-
ность 10-30 м, протяженность участка с установленным промышленным оруденением около 1000 м.
Вертикальный размах оруденения достигает 300 м.
Р и с. 95. Геологичес-
кая схематическая карта
Арыкэваамского рудного
района (по С. Ф. Стружко-
ву и М. М. Константинову
{2005 г.], дополненная): 1 -
четвертичные аллювиаль-
ные отложения; 2 - палеогено-
вые платобазальты, верхне-
меловые палеогеновые (се-
нон-датские) базальты, ан-
дезиты, риолиты (базальто-
вая формация); 3 - верхне-
меловые игнимбриты и туфы
риолитов, риодацитов, по-
зднемеловые субвулкани-
ческие тела; 4 - нижнемело-
вые, нижне-верхнемеловые
андезиты, риолиты, дациты
и их туфы (андезитовая, ри-
одацитовая формации); 5 -
позднемеловые гранитоиды
(гранодиоритовая форма-
ция); 6 - разломы; 7 - гра-
ницы рудного района; 8 -
границы рудных узлов: I -
Арыкэваамский, II - Кай-
вырваамский, III - Сквоз-
ной, IV - Хаялгывеемский,
V - Купольный, VI - Кай-
энмываамский, VII - Горностаевый, VIII - Утевеемский; 9 - золото-серебряные месторождения (а) и рудопрояв-
ления (б): I - Купол, 2 - Горностаевое, 3 — Хаялгывеем, 4 - Кайвырвеем, 5 - Алунит, 6 - Энмываам, 7 - Арыкэва-
ам, 8 - Южный (Кайэнмываам), 9 - Кварцевый, 10 - Сквозной, 11 - Капелька, 12 - Тэлэвеем, Провальные Озера
143
Рудными телами являются кварцевые жилы и брекчии с кварцевым цементом. Жилы не выдержа-
ны по простиранию и падению, участками переходят в брекчии с различным количеством кварцевого
цемента или в зоны прожилкового окварцевания. Простирание жил меридиональное, согласное с про-
стиранием зоны глубинного разлома. Падение восточное под углами 75-85°. В районе траншеи 1 рудная
зона пересекается дайкой риолитов, которая разделяет ее на две части — западную (или лежачее крыло) и
восточную (висячее крыло). При более крутом падении дайки относительно жил происходит выклинива-
ние жильного тела лежачего крыла с глубиной по дайке. Мощность рудных тел от 2 до 32 м. Протяжен-
ность отдельных рудных столбов от 200 до 500 м. Распределение золота и серебра в рудных телах крайне
неравномерное. Наибольшие содержания золота и серебра (соответственно до 890 и 9000 г/т) приуроче-
ны к кварцевым и карбонат-кварцевым брекчиям. Золото в руде присутствует в самородном виде.
Рудная зона вскрыта по простиранию канавами через 80—450 м. К настоящему времени наиболее
детально изучена центральная часть рудной зоны в интервале, вскрытом траншеей. Для оконтуривания
промышленного оруденения на глубину пробурены наклонные скважины колонкового бурения по
9 буровым профилям.
По данным геологов «Вета Gold Corporation», запасы руды категории indicated (С() предвари-
тельно рассматриваются в количестве 2,55 млн т с содержанием золота 22,3 г/т, запасы - 56,8 т, с содержа-
нием серебра в рудах - 232 г/т, запасами — 592 т. Подсчет проводился при бортовом содержании золота
6 г/т. По категории inferred (С2) предварительно подсчитаны запасы в количестве 7,17 млн т руды с
содержанием золота 18,4 г/т, запасы — 132 т. Содержание серебра в рудах 243 г/т, его запасы - 1742 т.
Таким образом, общие запасы золота на месторождении составляют почти 189 т и 2334 т серебра.
Подсчет основан на данных бурения 22 тыс. м скважин. По количество и качеству ожидаемых запасов
золота и серебра месторождение Купол на данном этапе изучения можно отнести к крупным объектам
с богатыми рудами. На северном и южном флангах, а также местами на глубину оруденение в золото-
носной зоне не оконтурено, и имеются значительные перспективы увеличения запасов.
7.1.6. Золото-серебряное месторождение Тэлэвеем
Тэлэвеемское рудное поле расположено в верховьях р. Бол. Осиновая, в районе впадения в нее
руч. Лисий, Условный (см. рис. 82). Оно было выявлено при проведении геологосъемочных работ
масштаба 1 : 200 000 Осиновским ГСО Чаунской ГРЭ (1972-1975 гг.), изучение продолжено Верхне-
Осиновским ГСО, проводившим геологосъемочные работы масштаба 1:50 000 (1993-1994). Админи-
стративно находится на территории Шмидтовского района Чукотского автономного округа. Данная
территория охватывает осевую часть Анадырского хребта с его отрогами. Здесь наиболее широко раз-
вито среднегорье различной степени расчлененности. Абсолютные отметки горных вершин колеблют-
ся от 1000 до 1600 м (максимальная отметка 1648 м г. Узел), а относительные превышения водоразде-
лов над днищами долин составляют 400—800 м. Низкогорье развито в юго-западной части района (часть
бас. р. Бол. Осиновая). Абсолютные отметки горных вершин составляют 600—900 м при относительных
превышениях менее 400 м. Облик ландшафта в районе в значительной степени определяется широким
развитием ледниково-речных долин. Район дренируется широко разветвленной речной сетью. В Тэлэ-
веемском рудном узле выявлены два рудных поля: Тэлэвеем и Провальные Озера. Расстояние между
ними около 20 км. Расстояние от Певека до рудного поля авиатранспортом 345 км, наземным - 580 км.
Раздел составлен с использованием данных В. Г. Желтовского [1976 г.] и А. А. Устинова [1994 г.].
Положение в региональных структурах. Тэлэвеемское рудное поле находится в Верхне-Пыкар-
ваамской вулкано-тектонической депрессии и почти полностью охватывает Тэлэвеемскую вулкано-ку-
польную структуру (см. рис. 95; 96). Участок Тэлэвеем занимает ее центральную часть. Данная пло-
щадь сложена позднемеловыми вулканогенными образованиями (кислого состава) игнимбритового
происхождения. Их фундамент - дислоцированные морские норийские отложения - обнажается за
пределами площади, в бас. руч. Безлесный. Вулканиты площади слагают Тэлэвеемскую куполообраз-
ную структуру (см. рис. 96). По периферии структуры развиты неизмененные породы: пестроокрашен-
ные разнообломочные игнимбриты, реже туфы кислого состава. По направлению к центру в этих поро-
дах появляются и нарастают признаки гидротермального преобразования: лимонитизация, окварцева-
ние, частично пиритизация и каолинизация. Ядерная часть структуры площадью около 25 км2 сложена
вторичными кварцитами. Степень гидротермальной переработки пород здесь весьма неравномерна.
Несомненно, что частично это обусловлено свойствами исходных пород.
144
Рис. 96. Тектоническая схема центральной части Анадырского хребта (по В. Г. Желтовскому
(1972 г.], дополненная): 1,2-нижний структурный ярус: 1 - позднетриасовые и валанжинские терригенные
толщи, 2 - раннемеловые интрузии; 3-6 - верхний структурный ярус: 3 - раннемеловые субвулканические
риолиты, 4 - покровы вулканитов ОЧВП, 5 — позднемеловой субвулканический комплекс, 6 - позднемеловой
интрузивный комплекс; 7 - разломы; 8-13 - границы вулкано-тектонических структур: 8 — первого, 9 - вто-
рого и 10 - третьего цикла, 11 - контуры максимально опущенных участков структур, 12 - купольных струк-
тур, 13 - грабенов. Буквами обозначены структуры: ЛВ - Лево-Вульвывеемская, ВВ - Верхне-Вупьвыве-
емская, О - Осиновская, ВП - Верхне-Пыкарваамская, Ю - Южный прогиб, Т - Тэлэвеемская, М - Мрамор-
ная, Л - Ледяная
Геологическое строение и вещественный состав месторождения. Рудовмещающая часть раз-
реза сложена флюидальными риолитами и автомагматическими брекчиями. Автомагматические брек-
чии (лавокластиты) в обломках содержат риолиты (30-40%, размер 15-20 см); редко, но постоянно
присутствуют обломки осадочных пород. Флюидальные риолиты слагают фрагмент потока, залегание
их горизонтальное либо слабонаклонное. Экструзивный комплекс представлен риолитами двух фаз
внедрения. Фрагменты экструзии I фазы внедрения отмечены в цокольных террасах руч. Лисий, Услов-
ный. К вулканитам П фазы внедрения отнесено столбообразное тело - некк флюидальных риолитов на
востоке участка (рис. 97, 98), вскрытый канавами. Все вулканиты метасоматически изменены до вто-
ричных кварцитов. Новообразованные минералы представлены в основном кварцем, в меньшей степе-
ни серицитом, каолинитом. Высокая степень изменения вулканитов в значительной мере затрудняет их
диагностику, а также определение характера взаимоотношений их разностей.
145
ф 20—40
Ф 10-20
О 5-10
О 1-5
О <1-5
Au, г/т
• 40^00''
Ag, г/т
Ag>30
Ag<30
1
Р и с. 97. Геологическая схема участка Южный рудного поля Тэлэвеем (по В. Г. Желтовскому [1972 г.],
дополненная): 1 - неизмененные игнимбриты и туфы верхнего мела; 2-6 - вторичные кварциты: 2 - серые, 3 -
брекчии, 4 - измененные риолиты, 5 - кварцевые брекчии и прожилки, 6 - штокверк; 7 - адуляр-кварцевые жилы
и прожилки; 8 - жилы серого кварца; 9 - делювий с обломками жильного кварца: а - небольшое количество
жильных обломков, б - их преобладание; 10 - границы главной жильной зоны
Тэлэвеемская вулканическая структура приурочена к сочленению трех крупных разломов — Верх-
не-Пыкарваамскому, Мало-Осиновскому и Осиновскому, которые на поверхности выражаются серией
трещин широтного, северо-восточного и север-северо-западного простирания.
Наиболее отчетливые положительные геохимические аномалии пространственно совмещены с
полями полнопроявленных гидротермально-метасоматических изменений (см. рис. 98). Протяженность 2,3,
ширина 1,3 км. Ореолы золота (более 0,02 г/т), серебра (1 г/т), мышьяка (до 0,1%) пространственно
совмещены; они вытянуты в северо-восточном направлении более чем на 2 км, ширина более 1 км.
На юго-западе они ограничены разломом, а на северо-востоке перекрываются рыхлыми отложениями в
долине р. Бол. Осиновая. Контуры ореолов сурьмы в целом повторяют вышеописанные, но уровень
содержаний невелик (до 0,004%). Ореолы висмута (более 0,0004%) и молибдена (более 0,001 %) тяготе-
ют к восточной части площади. Ореолы свинца группируются в восточной и северной части. Ореолы
цинка и марганца распространены незначительно и отмечаются лишь на северо-западе.
Золотое оруденение приурочено к Главной жильной зоне шириной 100-200 м, протяженностью
более 1,2 км, которая имеет сложное строение (см. рис. 96,97). В осевой части - кварцевая жила мощ-
ностью до 1,5-2 м протяженностью более 600 м, крутопадающая. Вдоль нее часто отмечаются кварце-
146
вые брекчии, мелкие жилы протяженностью 2-5 м. В целом Главная жильная зона насыщена квар-
цевыми жилами, зонами кварцевых брекчий и тонкого кварцевого прожилкования, субпараллельными
стержневой жиле либо кулисообразно к ней примыкающими. Главная рудная зона месторождения вскры-
та единичными короткими канавами (см. рис. 98). Кварцевые брекчии, особенно широко развитые на
участке Южный, залегают вблизи еще не вскрытых эрозией рудных тел, т. е. являются надрудными.
Содержание золота в жилах, по данным опробования канав, варьирует от 1,0 до 17,9 г/т, мощность жил
от 0,3 до 2,2 м. В составе кварцевых жил выделены несколько генераций кварца, адуляр, карбонаты.
Рудные минералы приурочены к зальбандам кварцевых жил, где они образуют скопления темно-серого
цвета. Распределение их весьма неравномерно. Золото имеет размер выделений менее 0,1 мм. Часто
отмечаются в небольших количествах прустит, пираргирит; обычны пирит и арсенопирит. В некоторых
пробах отмечается касситерит. В одной из проб встретилось зерно самородного серебра.
oQt 1
pQt |2
7оГ|з
Р и с. 98 Геологическая схема рудного поля Тэлэвеем (по В. Г. Желтовскому, 1972 г., допол-
ненная): 1 - русловые и пойменные отложения; 2 - отложения надпойменных террас; 3 - верхнечет-
вертичные водно-ледниковые отложения; 4 - верхнечетвертичные ледниковые отожения; 5 - кварце-
вые жилы: а - зоны прожилков, б - кварцевые брекчии, в — кварц-серицитовые метасоматиты, г —
кварц-каолинитовые метасоматиты; 6 - экструзивный купол риолитов; 7 — туфы риолитов и риодаци-
Х,К> 6
K2/m2 7
147
тов; 8 - риолиты (а), туфы конгломератовых риолитов (б), автометасоматические брекчии (в); 9 - туфы
риодацитов: а — псефитовые, б - псаммитовые; 10 - лавокластиты; 11 - зоны трещиноватости; 12 -
геологические границы; 13 - фациальные границы; 14 - разломы: а - главные, б - второстепенные, в -
скрытые под четвертичными отложениями; 15 - канавы: в числителе - интервал опробования (м), в
знаменателе - содержание золота (г/т)
<-----------
Участок Южный является наиболее изученным на месторождении Тэлэвеем (см. рис. 96) по срав-
нению с участками Северный и Восточный. Здесь отобрано более 1000 штуфных проб и по результатам
анализов установлена общая повышенная золотоносность (табл. 33). Из 747 проб, анализированных
„ _ , , пробирным методом, только в Таблица 33 £ 2_ „ , ~ 13 (1,7%) золото не обнаруже- Результаты опробования рудных зон рудного поля Тэлэвеем ' ’ ' но, а в 85 (11,4%) отмечены
№ п/п Содержание Au, г/т Во всех пробах В кварц-адуля- ровых жилах В кварцевых брекчиях Во вторичных следы металла. В остальных кварцитах
п | % П % п | % 1 пробах содержание золота рав~
1 о 13 17 _ _ 11 44 2 24 но или превышает и, 1 г/т. 11ро- 2 <0,1 85 11,4 10 2,4 47 19,0 28 33,6 дуктивной является группа 3 0,1-1,0 436 58,3 209 50,2 174 70,2 53 64,0 кварцевых, адуляр-кварцевых 4 1,0-5,0 115 15,4 102 24,4 13 5,2 - - жил, которые концентрируют- 5 5,0-10,0 40 5,4 37 9,0 3 1,2 - - ся в Главной зоне и в штоквер- 6 10,0-20,0 26 3,5 26 6,2 - - - - с 7 20 0-40 0 17 2 3 17 4 1 коподобном участке на верши- 8 4о’о-400,0 15 2^0 15 3^6 - - - - не 913 м. Почти в половине Сумма 747 100 416 100 248 100 83 100 проб из этих пород (47%) содер- Примечание. Анализы выполнены в Чаунской ГРЭ. жаНие ЗОЛОТа превышает 1,0 И достигает 400 г/т. Максималь-
ное количество проб с высокими содержаниями металла взято из Главной жильной зоны (см. рис. 97).
Повышенной золотоносностью характеризуются также и кварцевые брекчии. В 77% штуфов из этих
пород содержание золота превышает 0,1 и достигает 10 г/т. Во вторичных кварцитах содержание ме-
талла не превышает 1,0 г/т. Отметим, что на пересечениях через жильную зону и штокверк штуфные
пробы отбирались из всех без исключения разновидностей пород, вне зависимости от того, наблюда-
лась или нет в них вкрапленность рудных минералов. Весьма широкий разброс значений содержания
золота, очевидно, зависит от неравномерно-гнездового характера оруденения. Отметим и другое важ-
ное обстоятельство: в этих пробах рудная вкрапленность и наиболее высокие содержания золота тяго-
теют к зальбандам жил и околожильным брекчиям, но последние в делювии легко разрушаются в мел-
кий щебень и дресву, и поэтому не могли быть опробованы штуфным способом. Абсолютное большин-
ство проб отбиралось из крупных обломков весьма устойчивых собственно жильных пород. Это позво-
ляет предполагать, что рудоносными являются также и значительные по мощности интервалы около-
жильных пород. Вместе с золотом во всех штуфных пробах определялось и серебро. Очевидно, что
наиболее перспективными на серебро, как и на золото, являются кварцевые и адуляр-кварцевые жилы.
Отношение содержаний золота к серебру в среднем составляет 1:25. Кроме того, штуфные пробы были
проанализированы на мышьяк, сурьму, медь, марганец, свинец, олово, молибден, вольфрам, висмут,
цинк, кобальт и никель. Из числа этих элементов вольфрам, кобальт, никель и висмут встречаются
эпизодически, а цинк и олово присутствуют во всех пробах практически в неизменных количествах,
соответственно менее 0,01 и менее 0,001%. Молибден обнаружен приблизительно в 15% проб в коли-
честве от 0,001 до 0,085%. Остальные элементы присутствуют во всех пробах.
Месторождение и рудное поле находятся в начальной стадии изучения. Поисковые работы велись
только на жильный тип оруденения. Протяженные интервалы с возможным прожилково-вкрапленным
оруденением остались не опробованными. Более 100 штуфных проб с содержаниями золота от 5 до 400 г/г
(см. табл. 33) позволяют предполагать наличие достаточно богатого золото-серебряного оруденения в
Главной жильной зоне. Руды с высокими содержаниями не были вскрыты канавами (см. рис. 98). Каче-
ство проходки канав вызывает сомнение. Запасы в рамках крупнообъемного штокверка во вторичных
кварцитах не подсчитывались, и специализированные поисковые работы для изучения штокверкового
оруденения во вторичных кварцитах не проводились. На месторождении и рудном поле возможен зна-
чительный прирост запасов за счет разведки штокверковых руд и южного фланга Главной жильной
148
зоны, перекрытого рыхлыми отложениями долины р. Бол. Осиновая. Весьма вероятно продолжение
рудной зоны в этом направлении от 200 до 300 м и более. Глубина распространения оруденения не
изучена.
7.1.7. Золото-серебряное месторождение Провальные Озера
Рудное поле расположено в пределах Анадырского района Чукотского автономного округа (см.
рис. 82) в бас. руч. Ворчун и Водосточный, левых притоков р. Бол. Пыкарваам. Расстояние от Певека до
рудного поля авиатранспортом 325 км, наземным - 560 км. На месторождении пройдены 3 канавы
(260 м), пробурено 5 скважин (870 м). Рудное поле выявлено и обследовано сотрудниками Интэкинско-
го геологосъемочного отряда ЗАО «Чаунское ГТП» в процессе геологического доизучения площадей
масштаба 1:200 000 (ГДП-200) в 1994-1996 гг. [Д. А. Молодов и др., 2000 г.]. Раздел написан по резуль-
татам этих работ.
Положение в региональных структурах. Изучаемый район расположен во Внешней Централь-
но-Чукотской зоне ОЧВП, в зоне сочленения двух крупных региональных вулкано-тектонических струк-
тур: Пегтымельского вулканопрогиба и Верхне-Анадырской вулкано-тектонической депрессии. Струк-
турно месторождение приурочено к северо-восточной, краевой части Право-Чаваамской вулкано-тек-
тонической депрессии (см. рис. 95), которая имеет близкую к изометричной форму и слегка вытянута в
меридиональном направлении. С северо-востока она ограничена Стойбищенской зоной разломов севе-
ро-западного простирания; с востока - Широкинской меридиональной зоной разломов, разделяющей
Право-Чаваамскую и Мало-Танюрерскую вулкано-тектонические депрессии. Обе зоны сопровожда-
ются одноименными лайковыми поясами, входящими в Ичувеемский гипабиссальный комплекс ма-
лых интрузий.
Геологическое строение и вещественный состав месторождения. Месторождение локализова-
но в Провально-Озернинской кольцевой структуре диаметром около 4 км. В геологическом строении
рудного поля принимают участие верхнемеловые вулканогенные образования нижней и верхней под-
толщ интэкинской толщи. Залегание пород в районе рудопроявления суб горизонтальное, к югу перехо-
дящее в полого падающее на юго-юго-запад (20-25°).
Нижняя подтолща занимает значительную площадь в центральной и северо-восточной частях руд-
ного поля. Характеризуется линзовидно-слоистым строением, переслаиванием порфирокластических
игнимбритов, трахириолитов и кристаллокластических туфов риолитов. Основной объем сложен пач-
кой массивных игнимбритов, мощность подтолщи, по данным бурения, более 350 м.
Верхняя подтолща субсогласно перекрывает вулканиты нижней подтолщи и экструзивно-субвул-
каническое тело. Основной объем представлен мощной пачкой массивных игнимбритов, риодацитов-
трахириолитов. Подошва толщи сложена туфовой пачкой.
Все отложения прорывают образования Кавралянского и Ичувеемского гипабиссального комп-
лексов малых интрузий. Кавралянский комплекс представлен небольшими штоками кварцевых монцо-
нитов и одним телом (100x40 м) сложного состава габбродиабазов. Ичувеемский комплекс представля-
ют мелкие штоки и дайки базальтов (долеритов) как субвертикальные, так и пологопадающие, до суб-
горизонтальных. Мощность даек до 2 м.
Месторождение расположено в области совмещения аргиллизитовой и вторично-кварцитовой фа-
ций метасоматитов (преобладают кварц, гидрослюды и минералы группы каолинита), слагающих бо-
лее 30% объема рудных зон. Завершающая рудная стадия, представленная тонкой гематитовой минера-
лизацией и пиритом, развита в вытянутых зонах шириной до 1 км, пересекающих площадь месторож-
дения в северо-западном направлении. Золотое оруденение непосредственно связано с кварцевыми,
кварц-адуляровыми прожилками и зонами брекчирования с кварцевым, кварц-адуляровым цементом,
образующими штокверк (рис. 99, 100). Границы штокверка совпадают с границами развития метасомати-
тов. Плотность нитевидного прожилкования высокая - 3-4, в местах сгущения до 20 прожилков на 1 м2,
в то время как количество прожилков мощностью свыше 0,5 см составляет в среднем 4-5 на 1 м2. Вниз
по разрезу (примерно 160 м от поверхности) в составе прожилков заметную роль начинает играть кар-
бонатная составляющая, с 250-260 м прожилки становятся карбонатными с подчиненным количеством
кварца, с этим же связано падение содержания золота. В скв. 1, 3, 5 на глубине от 120 м наблюдается
149
смена гематитовой минерализации пород на пиритовую, что указывает на изменение баланса (О - S).
Предполагаемый вертикальный размах зон и, соответственно, оруденения, установленный по гипсо-
метрии и бурению, более 200 м (см. рис. 100). Мощность потенциальных рудных тел 5-10 м. В канаве 6
выявлены три интервала максимального развития прожилков с содержаниями золота 5,4; 6,7 и 6,3 г/т. В
районе таких максимумов возможно нахождение зон мощностью до 1 м с содержаниями золота 20-
70 г/т, что подтверждено опробованием керна скв. 2, 3.
Рис. 99. Схемати-
ческая геологическая
карта рудного поля мес-
торождения Провальные
Озера (по Д. А. Молодо-
ву и др. [2000 г.], допол-
ненная): 1-рыхлые чет-
вертичные отложения; 2 -
интэкинская свита: а- вер-
хняя толща (игнимбриты,
туфы риолитов, риодаци-
ты), б - нижняя толща (иг-
нимбриты); 3 - субвулка-
нические интрузивы; 4 -
комплексы: а - кавралян-
ский вулкано-плутоничес-
кий (кварцевые монцони-
ты), б -ичувеемский лай-
ковый (андезибазальты);
5 — разломы: а -второсте-
пенные, б - рудовмеща-
ющие, в -главные рудо-
контролирующие; 6 - гид-
ротермалиты: а — кварце-
вые брекчии, б - зоны
дробления; 7 - рудные
зоны: а - кварц-адупяро-
вые прожилки и жилы, б-
линейный штокверк
Золото-серебряное отношение, по данным бороздового опробования, варьирует от 2:1 до 1:10,
приближаясь в среднем к 1:1. В рудах и оруденелых метасоматитах установлены повышенные концен-
трации As, Bi, Cu, Zn, Pb, Ag, реже фиксируются Sb, Cr, Mn, Ge, Sn, Ni, Co. Область развития прожил-
ково-жильных зон кварц-адулярового состава (борта долины руч. Ворчун) сопровождается стабильны-
ми ореолами золота 3 г/т и выше.
К главным особенностям руд месторождения Провальные Озера относятся: обилие минералов Fe
и Мп - гематита и пиролюзита в ранних и завершающих парагенезисах; очень низкая общая сульфид-
ность — менее 0,1%; наличие одного промышленного минерала — электрума; практически полное от-
150
сутствие сульфидов, селенидов и сульфосолей серебра (за исключением единичной находки полибази-
та); значительные содержания в жильных зонах нераскристаллизованного кремнезема в форме опала и
халцедона. Электрум-адуляр-кварцевая (продуктивная) ассоциация формирует 90-95% объема жил,
прожилково-жильных зон и штокверка. Пиролюзит-гематитовая ассоциация, завершающая вулкано-
генно-гидротермальный процесс, слагает маломощные прожилки, рассекающие адуляр-гидрослюдис-
то-кварцевые агрегаты, отдельные расплывчатые пятна (до 0,1 м в диаметре) и шариковые скопления
среди оруденелых кварцитов.
Рис. 100. Геологический разрез вкрест простирания Главной рудной зоны месторождения Про-
вальные Озера. В числителе — мощность (м), в знаменателе - содержание золота (г/т)
I-
t-
I-
e
l-
r-
Самородное золото морфологически представлено изометричными - 12,9, вытянутыми - 11,6,
комковидными - 23,3, каркасными - 2,4, интерстициальными - 16,7, лепешковидными - 30,9, пленоч-
ными выделениями - 1,6%. По классам крупности: крупное - 0,2; средней крупности - 1,8; мелкое -
87,1; очень мелкое - 9,6; пылевидное - 1,6%. Пробность самородного золота варьирует от 215 до 870%о,
составляя в среднем 600%о. Из элементов-примесей в золоте отмечается до 0,2% ртути.
В парагенезисе с золотом состоят только жильные минералы - кварц, халцедон, гидрослюды,
адуляр и каолинит, а из рудных - полибазит. Выделения золота встречаются в рудах в виде ультратон-
кой (до 0,1-0,2 мм и менее) сыпи среди каолинита и гидрослюд, в зальбандах колломорфно-ритмично-
полосчатых прожилков, а также на границах халцедон-кварцевых агрегатов с колломорфными и кар-
касно-пластинчатыми текстурами, реже в кварцитах.
На основе проведенных работ предполагается, что руды со средним содержанием золота 10 г/т
слагают рудные зоны средней мощностью 2,0 м, протяженностью до 600 м, при достоверном верти-
кальном размахе оруденения более 100 м и ожидаемом - 200 м. Руды со средним содержанием золота
6 г/т выполняют рудные зоны протяженностью от 200 до 600 м, мощностью от 1 до 2 м, при вертикаль-
ном размахе оруденения от 120 до 200 м. Коэффициент рудоносности равен 0,5. С учетом этих парамет-
ров прогнозные ресурсы руды со средним содержанием золота 10 г/т по категории Р2+Р3 составляют
18 700 кг. Ресурсы руды со средним содержанием золота 6 г/т, оцененные по категории Р2+Р3, - 16 200 кг.
Однако остался неясным потенциал флангов месторождения и рудного поля в целом. Среди известных
в западном секторе Циркум-пацифики существенно золотых эпитермальных месторождений ближай-
шим аналогом этого объекта является месторождение Белая Гора, локализованное в одноименной струк-
туре Восточно-Сихотэ-Алинского вулканического пояса. Кроме того, просматриваются определенные
151
элементы сходства (штокверковое оруденение, гематитовая минерализация) с золото-серебряным ги-
гантом Раунд Маунтин (Невада, США). В пределах Чукотского отрезка ОЧВП аналогичное оруденение
(гематит-пиролюзитовая минерализация) выявлено и на Пепенвеемском рудном поле.
7.2. Золото-серебряные и медно-порфировые месторождения Олойского вулканогенного пояса
Олойский вулканогенный пояс позднеюрского-раннемелового возраста находится между Южно-
Анюйским и Омолонским террейнами; имеет общую протяженность 400 км при ширине 200 км (см.
рис. 2). Вулканиты пояса перекрывают породы, слагающие Хетакчанский и Олойско-Березовский тер-
рейны [Шпикерман, 1998]. Вулканогенные прогибы пояса имеют преимущественно северо-западное
простирание, перпендикулярное к генеральному направлению ОЧВП. Основания прогибов сложены
палеозойскими и нижнемезозойскими отложениями, которые прорваны субвулканическими телами и
интрузивами. Лавы и туфы в пределах прогибов нередко перекрыты кластогенными осадками.
Олойский пояс, представленный породами андезибазальтовой и базальт-андезит-риолитовой фор-
маций, интерпретируется как надсубдукционная структура (энсиалическая островная дуга), формиро-
вавшаяся на гетерогенном основании [Шпикерман, 1998]. В основании видимого разреза Олойско-
Березовского террейна залегают серицит-кварц-альбитовые сланцы неясного возраста; выявлены так-
же риолиты, риодациты, базальты, андезибазальты, разнообразные туфы, а также туфогенные песча-
ники и конгломераты, известняки, кремнистые породы и аргиллиты, возраст которых определен от
среднего девона до позднего карбона. Выше лежат пермские и триасовые отложения, представленные
алевролитами, вулканокластическими песчаниками и линзами известняков с бентосной фауной. Тол-
щи смяты в сложные складки.
Баимская металлогеническая зона расположена на юго-восточном фланге Олойского пояса, где
протягивается в субмеридиональном направлении на 80 км при ширине от 6 до 18 км (рис. 101). Она
включает золото- и серебросодержащие медно-порфировые, молибден-медно-порфировые, эпитермаль-
ные золото-серебряные месторождения (см. рис. 101). Вместе с тем, как видно на рис. 101, медно-
порфировое оруденение Баимской металлогенической зоны связано, по-видимому, с различными вул-
кано-плутоническими поясами. Центральная и северная части Баимской зоны практически совпадают
с юго-восточным блоком Курьинского вулканопрогиба Олойского пояса (позднеюрского - раннемело-
вого возраста), обнаруживая связь с габбро-монцонит-сиенитовой формацией последнего [Волчков и
др., 1982]. Однако медно-порфировые проявления Эргувеемского рудного района, составляющие юж-
ную часть Баимской зоны, локализуются в магматических породах, входящих в состав Анадырского
сектора внешней зоны ОЧВП ранне-позднемелового возраста. Толщи позднего мела сложены риолита-
ми, явно подчиненное значение имеют андезиты и дациты. Вероятно, им комагматичны биотитовые,
лейкократовые, аляскитовые и субщелочные граниты.
Курьинский вулканопрогиб сложен базальтами, андезитами, дацитами, риолитами, а также инт-
рузивами габбро-монцонит-сиенитовой формации. В основании прогиба развиты отложения терриген-
но-угленосной молассы средневолжского возраста.
Вулканогенные формации Олойского пояса в определенной мере отражают состав фундамента.
Так, в юго-восточной части пояса на существенно базитовом основании развивается субщелочная ба-
зальтовая формация. Основные вулканиты чередуются в разрезе с конгломератами, вулканомиктовыми
и туфогенными песчаниками, туффитами, туфоалевролитами. С появлением андезитов и андезидаци-
тов заметно возрастает мощность толщи - от 350 до 800-900 м. Образование формации происходило,
по-видимому, в лагунных и прибрежно-морских условиях.
Андезит-дацит-риолитовая формация распространена в северо-западной части пояса. Базальты и
андезибазальты развиты здесь незначительно. Общая мощность разреза формации 400-600 м. Возраст
вулканогенных формаций датируется, по флористическим определениям, как позднеюрский-раннеме-
ловой. Подавляющая часть медно-порфировых проявлений связана с интрузивами габбро-монцонит-
сиенитов екдэгкычского комплекса (месторождения Песчанка, Находка, рудопроявления Иннахское,
Сохатиное, Правый Старт, Дальнее и др.). Площадь Екдэгкычского плутона около 300 км2. Однако
размеры других рудовмещающих массивов незначительны, и их площадь не превышает первых десят-
ков километров (Камень Такмыка, Курьячанский, Иннахский, Кольцевой, Веткинский, Тукычанский,
152
Таочанский и др.). Строение рассматриваемых интрузивов однотипно. Обычно они сложены породами
трех фаз внедрения:
1) габбро, габбро-диориты и диориты. Наиболее широко габброиды проявлены в Екдэгкычском
плутоне, где ими сложено около половины его площади;
2) монцониты, реже кварцевые диориты и гранодиориты с повышенным содержанием в них ка-
лишпата;
3) субщелочные гранитоиды (кварцевые монцониты - кварцевые сиениты и субщелочные граниты).
9
vvv Ю
11 <г 12 Iх хх 113 |+++Ф4 ^115 16 |йДбе| 17 □ 18
Рис. 101. Позиция Баимской металлогенической зоны в тектонических структу-
рах (по Ю. П. Рождественскому и др. [1976], с дополнениями): 1 - докембрийский и палео-
зойский фундамент (Смоленский террейн); 2 —триасовые терригенные толщи Анюйской зоны;
3 - верхнеюрские и нижнемеловые осадочные и вулканогенно-осадочные породы Олойского
пояса; 4, 5 — палеозойские осадочные толщи Алучинского (4) и Яринваамского (5) антикли-
нальных поднятий; 6 - триасовые осадочные толщи Хетакчанского террейна; 7 - триасовые
осадочные толщи Алучинского и Яринваамского антиклинальных поднятий; 8 — регенериро-
ванные осадочные породы (J3-K2); 9 - углистые молассовые отложения (К,); 10 - меловые вул-
канические породы; 11 - рыхлые четвертичные осадочные породы; 12 - мезозойские интрузи-
вы габбро-диоритовой формации; 13 - мезозойские интрузивы габбро-монцонит-сиенитовой
формации; 14 - мезозойские интрузивы гранит-гранодиоритовой формации; 15 - зоны глубин-
ных окраинных разломов; 16 — зоны межблоковых разломов; 17 — медно-порфировые место-
рождения (а) и рудные поля (7 - Дальнее, 2 - Камень Такмыка, 3 - Северо-Восточное, 4 -
Кольцевое, 5 - Песчанка, 6 - Находка - Весеннее), золото-серебряное месторождение Клен
(б); 18 - Эргунейский рудный узел
В интрузивах отмечены редкие маломощные дайки лейкократовых жильных гранитов. Заверша-
ют формирование массивов порфировые интрузии, сопровождающиеся сериями даек диоритовых, габ-
бро-диоритовых порфиритов, монцонит-порфиров, реже отмечаются гранодиорит-порфиры. Порфиро-
вые породы района месторождения Песчанка по химическим особенностям идентичны вмещающим их
интрузивным образованиям екдэгкычекого массива. Это сходство заключается прежде всего в принад-
лежности обеих групп к одному субщелочному (монцонитоидному) типу пород [Шпикерман, 1998].
В строении рудоносных порфировых интрузивов, по данным химических анализов, устанавлива-
ются две разновидности, среди которых преимущественно развиты гранитоиды с содержанием крем-
153
незема около 63%. По сравнению с близкими по основности гранодиоритами Дэли в рассматриваемых
породах на 2% больше щелочей (около 8,5-9,0%) и в 2 раза меньше содержания окислов кальция и
магния. Эти особенности химического состава сближают их с кварцевыми монцонитами - кварцевы-
ми сиенитами.
В северо-западной части Олойского пояса наиболее изучены рудопроявления Иннахского и Топо-
левско-Кричальского рудных узлов. Иннахский рудный узел, по данным Н. А. Горячева, В. Л. Половин-
кина [1979], приурочен к одному из поднятий субстрата Олойского вулканогенного пояса. Приподня-
тый блок сложен верхнетриасовыми песчано-алевролитовыми толщами, на периферии узла перекры-
тыми со структурным несогласием вулканогенно-осадочными образованиями верхней юры. Рудопро-
явления размещаются в эндо- и экзоконтактах полифазного габбро-монцонит-сиенитового плутона
Камень Такмыка и вблизи его северных сателлитов. Для магматических пород весьма характерны яв-
ления автометасоматоза, сопровождающиеся обильными выделениями магнетита. В них же присут-
ствуют штокверки сульфидно-кварцевых прожилков с медно-молибденовой минерализацией. В рого-
виках и неороговикованных алевролитах на удалении до 1,5-2 км размещаются кварцевые и кварц-
карбонатные жилы с сульфидной полиметаллической минерализацией.
Тополевско-Кричальский рудный узел подобен Иннахскому. Рудопроявления размещаются в при-
поднятом блоке, состоящем из триасовых вулканогенно-осадочных пород Хетачанского террейна, и
локализуются вблизи и внутри небольших штоков сиенитов и сиенит-порфиров екдэгкычского комп-
лекса. Наиболее изученное рудопроявление Дальнее представляет собой штокверк кварцевых, карбо-
нат-кварцевых и кварц-сульфидных прожилков толщиной 0,3-0,5 мм с медно-молибденовой и полиме-
таллической минерализацией, а также с золотом [Городинский и др., 1978]. На востоке рудного узла в
Кричальской вулканоструктуре, расположенной в осевой части Олойского вулканического пояса, вы-
явлено золото-серебряное месторождение Клен [В. Е. Колотил ин и др., 1998 г.].
7.2.1. Золото-серебряное месторождение Клен
Месторождение Клен расположено на территории Билибинского района Чукотского автономного
округа России (см. рис. 101). Территория месторождения охватывает водораздел руч. Клен, Алиса и
Раковский в верховьях р. Кричальская - левого притока р. Бол. Анюй. Площадь месторождения состав-
ляет 1 км2. Координаты рудного поля 62°26'50" с.ш., 160°33' в.д. Месторождение находится в 86 км от
пос. Мандриково и в 40 км от пос. Дальний. Связь с райцентром г. Билибино в летнее время осуществ-
ляется воздушным транспортом (220 км), а основные грузоперевозки - по зимним дорогам; расстояние
до г. Билибино 497 км.
Первые сведения о золотоносности были получены в 1967 г. в результате проведения геологичес-
кой съемки 1 :200 000 масштаба. В бас. руч. Клен и Чебар выявлен вторичный ореол рассеяния серебра
(1 -5 г/т). В 1978-1982 гг. в результате работ Средне-Кричальского геологосъемочного (масштаба 1 : 50 000)
отряда под руководством Б. Н. Косинского была обнаружена Эоловая золоторудная зона позднеюрского-
раннемелового возраста шириной 6-7 км, в которой установлены проявления золото-сульфидной фор-
мации, пространственно связанные с выходами тел монцонитов екдэгкычского комплекса и минерали-
зованными дайками кислого состава раннемелового возраста. Золото-серебряные жилы рудопроявле-
ния Клен были впервые выявлены и вскрыты поверхностными горными выработками в 1982-1984 гг.
В пределах месторождения пройдено 87 тыс. м3 канав и пробурено 13 500 м скважин. Характеристика
месторождения составлена с использованием материалов Анюйской ГРЭ [С. И. Сухих, 1997 г.].
Положение в региональных структурах. Рудное поле приурочено к пересечению кольцевой зоны
разломов, ограничивающей Верхне-Кричальскую вулкано-тектоническую депрессию (раннемелового
возраста) с тектоно-магматической зоной глубинного регионального Эолового разлома северо-запад-
ного простирания (рис. 102). Терригенные толщи основания депрессии смяты в линейные складки с
северо-западным и субмеридиональным простиранием осей и углами падения крыльев до 60°. Верхне-
Кричальская депрессия является центральным звеном в цепи вулканоструктур северо-западной ветви
Олойского пояса (см. рис. 102). Кольцевая зона разломов диаметром 45 км, ограничивающая Верхне-
Кричальскую вулканоструктуру, осложнена рядом вулкано-тектонических просадок, благоприятных
для локализации рудной минерализации. Одна из них вмещает месторождение Клен. Эта просадка
выполнена пироксеновыми андезитами мощностью до 400 м.
154
канав 10 и 53 (около 300 м). Достоверно установлено
выклинивание жилы на северо-западе по результатам
проходки канав 65 и 5 и продолжение его юго-вос-
точнее бурового профиля 7. По падению жила
пересечена 21 скважиной колонкового буре-
ния по 10 буровым профилям через 100—
300 м и прослежена до горизонта +160 м
(или на 220 м от поверхности).
ила 2
4
5
Рис. 103. Схемати-
ческая геологическая кар-
та месторождения Клен:
1 - андезиты; 2, 3 - субвул-
канические тела и дайки
различного состава; 4 -
жильные зоны; 5 — разло-
мы; 6 - линия разреза; 7 -
параметры блоков: протя-
женность (м), числитель -
средняя мощность (м), зна-
менатель - среднее содер-
жание Au/Ag (г/т)
50 м
:—1 v
А Б 6
Выклинивания жильной
зоны с глубиной не наблюдается.
Предполагаемая длина жилы по
падению, с учетом эрозионного
среза, составляет 700 м. Падение
жилы субвертикальное (ЮЗ - 84°).
Жила отличается сложным строе-
нием и неоднородна по падению
Параметры рудных тел
Рудное тело Параметры, м Средняя Среднее соде ржание, г/т
протяженность | глубина мощность, м золота серебра
Таблица 34
Жила 1 830 220 5,3 14,4 35,67
Жила 2 220 >100 2,2 15,9 16,5
Среднее 3,75 15,15 26,05
и простиранию. На флангах представлена одной, реже двумя апофизами. В центральной части ветвит-
ся. Мощность отдельных апофиз и жилы в целом варьирует в очень широких пределах - от 1,0 до 9,6 м.
Максимальная мощность рудного тела (с учетом прослоев вмещающих пород) достигает 26,8 м. Руд-
ное тело имеет четковидно-блоковое строение (см. рис. 103). Выклинивания жильной зоны с глубиной
не наблюдается (рис. 104). Главными жильными минералами являются кварц, кальцит, анкерит, аду-
ляр, альбит и халцедон. По жиле 1 количество кварца резко преобладает над карбонатом, на флангах
жилы резко возрастает количество карбоната.
Рис. 104. Геологический разрез вкрест простирания жильных зон месторождения Клен
156
Жила 2 прослежена по простиранию на 1250 м и по падению до горизонта +275 м 10 скважинами
по 6 буровым профилям (через 100-200 м в центральной части жилы). Длина жилы по падению, с
учетом эрозионного среза, оценивается в 500 м (см. рис. 103). Жила падает на северо-восток под угла-
ми 45-53°. Мощность рудного тела варьирует от 0,4 до 5,9 м. Жила пересекается поздней дайкой ба-
зальтов. В центральной и северо-западной частях от жилы отходят протяженные крутопадающие апо-
физы (параллельные жиле 1) - жилы 3, 4, 5 (см. рис. 103). Жила 2 является самостоятельным телом.
Жилы 1 и 2 по простиранию образуют между собой угол около 25°.
Для жил характерны колломорфно-полосчатые, полосчатые, каркасно-пластинчатые, брекчиевые
и в меньшей степени массивные и друзовидные текстуры. Бонанцы фиксируются колломорфно-полос-
чатой, брекчиевой текстурами. Колломорфно-полосчатые и полосчатые текстуры сложены ритмами
агрегатов кварца мощностью 0,5-3,0 до 30 мм, различающихся размером зерен и степенью кристалли-
зации. Рудная минерализация концентрируется в жилах конформно полосчатости. Каркасно-пластин-
чатая текстура отмечается обычно в центральных частях жил и не содержит рудной минерализации.
Иногда в центральных частях жил наблюдаются обломки раннего кварца с обильной золото-серебря-
ной минерализацией в кварцевом и карбонатном цементе. По минеральному составу оруденение может
быть отнесено к золото-пирит-полибазитовому типу, положение которого в систематике золото-сереб-
ряных месторождений требует дальнейшего изучения.
В результате минералогического изучения выделены 5 стадий и 2 этапа процесса минералообра-
зования. Каждая из стадий имеет свою минеральную ассоциацию. Продуктивные ассоциации связаны
с 4-й золото-сульфидно-сульфосолевой стадией, которая представлена в рудах двумя ассоциациями:
1) золото-сульфидно-кварцевой с самородным золотом, вторыми генерациями пирита, халькопирита,
галенита, сфалерита и теннантитом и 2) золото-сульфосолевой, включающей кварц, самородное золо-
то, акантит, Ag-тетраэдрит, фрейбергит, пираргирит, полибазит, Se-полибазит, стефанит и науманнит.
Продуктивные ассоциации отличаются повышенными содержаниями Au, Ag, Sb, As, Se, Hg. Мине-
ральные ассоциации золото-сульфидно-сульфосолевой стадии являются индикаторами принадлежнос-
ти оруденения месторождения Клен к золото-серебряной эпитермальной формации.
Размещение минеральных ассоциаций на площади рудного поля равномерное. Так, наибольшие
содержания золота и минералов серебра приурочены к центральной части месторождения, в меньшей
степени к северо-западному флангу жилы 1. По направлению с севера на юг (от жилы 2 к жиле 1) увели-
чивается содержание галенита и сфалерита и уменьшается халькопирита. Пиритизация больше характер-
на для флангов. Самородное золото представлено одной генерацией, его пробность варьирует по жиле 1
от 630 до 800%о, а по жиле 2 от 670 до 750%о, это несколько выше обычных значений для золото-серебря-
ных месторождений. Для золота характерно повышенное содержание ртути (до 2,71%), висмута (до 0,6%),
селена (до 0,37%), теллура (до 0,36%), сурьмы (до 0,28%), меди (до 0,75%). Встречается тонкодисперсное
(1-10 мкм - 1%), пылевидное (0,01-0,05 мм - 14%) и мелкое (0,05-0,1 мм - 84%) золото. Золото характе-
ризуется однородным внутренним строением, что отличает его от месторождений ОЧВП.
Минералы серебра в рудах представлены сульфидами (акантит, штромейерит), сульфосолями (пи-
раргирит, полибазит, стефанит, фрейбергит), теллуридами (гессит). Наиболее широко распространен
полибазит, редкими являются гессит и штромейерит. Мелкие выделения (0,003-0,5 мм) минералов се-
ребра тонко распылены или выполняют интерстиции в карбонатно-кварцевом агрегате. Золото-сереб-
ряное отношение по жиле 1 изменяется в интервале от 1:5 до 1:2.
Таким образом, по вещественному составу руд Клен во многом сходен с золото-серебряными ме-
сторождениями ОЧВП. Вместе с тем Клен отличается достаточно высокой карбонатностью руд и про-
явлением ранних пропилитов актинолит-эпидотового состава, отвечающих более высокотемператур-
ным условиям образования, присутствием в рудах теллуридов серебра.
На различных стадиях работ проведено технологическое изучение трех проб (двух из руд жилы 1
и одной из жилы 2). По комбинированной схеме гравитация + флотация с последующим цианировани-
ем хвостов флотации извлечение золота составляет 93,71, серебра - 94,9%. Моделирование технологии
кучного выщелачивания показало, что данный тип руды для переработки этим методом не пригоден.
По запасам месторождение Клен относится к среднему классу. Необходимо отметить, что на флан-
гах рудного поля, по периферии Кленове кой вулканоструктуры и на продолжении Эоловой зоны разло-
мов, судя по развитию ореолов метасоматических изменений, геохимических аномалий, небольших
россыпей низкопробного золота, можно ожидать открытия новых жильных зон (участки Ясень, Харь-
ков, Икар, Эол, Находка, Алиса).
157
Рис. 102. Положение месторождения Клен в региональных структурах (по С. И. Су-
хих [1997 г.[ с дополнениями): 1-3-нижний структурный этаж (T3-J]): 1 - первый структур-
ный горизонт (Т3) — песчаники, алевролиты, туфы, базальты, 2 - второй структурный гори-
зонт (Jt) - песчаники, алевролиты, аргиллиты, 3 - позднетриасовые субвулканы; 4-8 - верх-
ний структурный ярус (Jj-Kj): 4 - первый структурный горизонт (J3) - конгломераты, туфы,
андезиты, базальты, 5 - позднеюрские субвулканы, 6 - второй структурный горизонт (KJ —
риолиты, дациты, андезиты, базальты, 7 - раннемеловые субвулканы, 8 - Иннахская (Ин) и
Тополевско-Кричальская (Тк) грабен-синклинали; 9, 10 - раннемеловой интрузивный комп-
лекс: 9 - екдэгкычский, 10 - габбро-диорит-гранодиоритовый; 11 - отрицательные вулкано-
структуры; 12 - Кленовская вулкано-купольная структура; 13 - границы тектоно-магмати-
ческих зон; 14 - разломы: главные (а), второстепенные (б), предполагаемые (в); 15 - площадь
поисковых работ
Геологическое строение и вещественный состав месторождения. В пределах рудного поля
преобладают северо-западные разрывные нарушения (Эоловая зона глубинных разломов, общая длина
140 км). Они контролируют размещение субвулканических и интрузивных тел поздней юры и раннего
мела, а также развитие зон пропилитизации, окварцевания и сульфидной минерализации. Разломы,
связанные с образованием Верхне-Кричальской вулкано-тектонической депрессии, контролирует раз-
мещение субвулканических тел раннемелового возраста, развитие зон березитизации и окварцевания.
В них локализованы рудоносные жилы кварцевого и карбонатно-кварцевого состава. Крутопадающие
сбросы и сбросо-сдвиги северо-восточного простирания длиной до 10 км осложняют строение рудо-
носного блока. Рудовмещающие андезиты нижнего мела прорваны дайками андезидацитов и дацитов.
Особняком, занимая секущее положение, располагаются дугообразная дайка и мелкий шток риодацитов.
Рудные тела представлены мошными и протяженными жильными зонами, неоднородными по про-
стиранию и по падению (рис. 103). Рудные тела пересекаются пострудными дайками базальтов. На
месторождении разведаны два основных рудных тела (табл. 34): жила 1 и жила 2.
Жила 1 вскрыта 29 канавами в среднем через 30-120 м, в центральной, наиболее перспективной
части - через 40 м. Горными выработками жила прослежена на 1700 м с учетом перерыва в районы
155
7.2.2. Баимская рудная зона
В восточной части Баимской зоны (см. рис. 101) к массивам сиенитового и монцонитового соста-
ва приурочены медные золото- и серебросодержащие и молибден-медные штокверки (соответственно
месторождения Песчанка и Находка). С ними ассоциируют россыпи высокопробного золота. В запад-
ной части среди верхнеюрских отложений известны многочисленные сульфидно-кварцевые и кварц-
карбонатные эпитермальные жилы с золото-серебряным оруденением (месторождение Весеннее). Ос-
нованием для объединения этих месторождений в один медно-порфировый рудноформационный ряд
служат отчетливый структурно-магматический парагенезис; однотипность и преемственность мине-
рального состава и элементов-примесей в рудах и минералах, выражающаяся в наличии сквозных руд-
ных минералов и элементов [Шаповалов, 1985]; идентичность состава минералообразующих раство-
ров, устанавливаемая при изучении флюидных включений руд [Гончаров, Сидоров, 1979; Шаповалов,
1985]; близкие изотопные характеристики рудного свинца [Шпикерман, 1998].
Месторождение Песчанка (Анюйское,
Баимка) находится в восточной части Екдэгкыч-
ского габбро-монцонит-сиенитового плутона (см.
рис. 102; 105).
Рис. 105. Схема размещения оруденения Ба-
имского рудного района (по В. И. Шпикерману
[1998]): I - рыхлые четвертичные отложения; 2 - кон-
тинентальные нижнемеловые отложения: песчаники,
алевролиты с прослоями гравелитов, конгломератов,
углей; 3 - верхнеюрские, преимущественно морские
отложения: алевролиты, аргиллиты, песчаники, конг-
ломераты, туфы и лавы различного состава; 4 - по-
зднемеловые андезидациты; 5-7 - позднеюрские-
раннемеловые субвулканические и интрузивные по-
роды: 5 - трахидациты, трахириолиты трахиандезиты,
6 - кварцевые сиениты, граносиенит-порфиры, квар-
цевые монцониты, монцонит-порфиры, 7-габбро, мон-
цодиориты, габбромонцониты; 8 - крупные разломы;
9, 10 - рудоносные зоны с медными и молибден-мед-
ными рудами (9), с золото-серебряными (10)
В составе интрузива выделяются три комп-
лекса: габбро-монцонитовый, сиенито-диоритовый
и гранодиорит-порфировый (см. рис. 105). Первый
представлен монцонитоидными габбро, монцо-
нитами и габбродиоритами; в составе второго преобладают монцодиориты и кварцевые монцодиори-
ты, характерной особенностью которых является обилие порфировидных структур на фоне неравно-
мерно раскристаллизованного базиса; третий (порфировый) комплекс — это преимущественно грано-
диорит-порфиры, образующие сравнительно небольшие изометричные и удлиненные тела, сопровож-
дающиеся сериями даек. Выявлено возрастание количества SiO2 и К2О и уменьшение содержания MgO
от ранних фаз к поздним [Шпикерман, 1998].
Месторождение Песчанка приурочено к субмеридиональному телу гранодиорит-порфиров, зале-
гающему среди кварцевых сиенитов и кварцевых монцонитов (рис. 106). Рудовмещающие гранодио-
рит-порфиры расщепляются на ряд относительно маломощных апофиз, между которыми расположе-
ны крупные ксенолиты монцодиоритов, и имеют восточное падение под углами 45-70° (см. рис. 106). В
южном и северном направлениях тело гранодиорит-порфиров погружается и выклинивается. Шток-
верк приурочен к гранодиорит-порфирам, частично захватывая окружающие породы. Всего, по дан-
ным В. Г. Каминского [1982 г.], выделены четыре рудных тела: Главное, Центральное, Северное и Во-
сточное. Главное вытянуто в субмеридиональном направлении более чем на 2 км при ширине в среднем
0,8 км. На глубину прослежено до 700 м. На месторождении прогнозируется более чем 10 млн т меди
[Шпикерман, 1998]. Вертикальный размах оруденения с учетом эрозионного среза составляет 1700-2000 м.
На месторождении установлена зональность метасоматических пород от центральной части к
периферии: 1) карбонат-серицит-кварцевая с калишпатом и биотитом; 2) калишпат с биотитом; 3) пропи-
158
лиговая. Карбонат-серицит-кварцевые метасоматиты охватывают в своем большинстве гранодиорит-
порфиры; калишпатовые изменения затрагивают приконтактовую часть гранодиорит-порфиров и мон-
цодиоритов; пропилитизация распространена в монцодиоритах, где практически отсутствует рудная
минерализация.
Рис. 106. Схематическая геологическая карта и разрез месторождения Песчанка (по А. Г. Волч-
кову и др., 1982 г.): 1 - диориты; 2 - гранит-порфиры; 3 - сиениты; 4 - дайки андезибазальтов; 5 - прожил-
ково-вкрапленная сульфидная минерализация; 6 - медно-порфировое рудное тело; 7 - молибденовый шток-
верк; 8 - зоны разломов
По данным А. Г. Волчкова и др. [1982], молибденовая минерализация занимает меньший объем и,
как правило, не выходит за контур медной минерализации, располагаясь в основном в пределах густого
штокверка кварцевых прожилков и мелких жил, приуроченных к осевой части тела гранодиорит-пор-
фиров. Среди рудообразующих минералов наиболее распространены пирит, халькопирит, молибденит,
борнит, блеклые руды; в несколько меньших количествах присутствуют сфалерит, галенит, халькозин.
Как правило, в краевых частях минерализованной зоны и вне ее отмечается магнетит, в верхних частях
разреза замещенный гематитом и гидроокислами железа. В зоне окисления развиты малахит и азурит.
Выделяются следующие минеральные ассоциации: 1) молибденитовая; 2) пирит-халькопирито-
вая; 3) халькопирит-борнитовая (с блеклыми рудами); 4) халькопирит-сфалерит-галенитовая. Пирит-
халькопиритовая ассоциация, распространяющаяся и за пределы контура промышленного оруденения,
имеет невысокие содержания меди. Молибденитовая ассоциация приурочена к центральной части руд-
ного тела и образует несколько сравнительно узких и крутопадающих зон. Халькопирит-борнитовая
ассоциация, которой сложены наиболее богатые руды, занимает центральное положение, иногда со-
впадая с контурами распространения молибденитовой ассоциации. Гипсометрически халькопирит-бор-
нитовая ассоциация развита ниже пирит-халькопиритовой. Полиметаллическая ассоциация имеет
159
ограниченное распространение, она представлена серией кварц-карбонатных прожилков с халькопи-
ритом, сфалеритом и галенитом, располагается на верхних уровнях минерализованной зоны. Прожил-
ки халькопирит-борнитовой ассоциации занимают четко секущее положение по отношению к пирит-
халькопиритовым и борнитовым рудам. Халькопирит-сфалерит-галенитовая ассоциация образует про-
жилки, в которых иногда присутствует крупнокристаллический молибденит. Эти прожилки секут по-
добные образования халькопирит-борнитовой ассоциации, чаще всего располагаясь в верхних частях
рудной зоны. Отношение Au/Ag колеблется от 1:2 до 1:5.
Месторождение Находка локализуется в экзоконтакте Верхне-Баимского субвулканического мас-
сива, сложенного порфировыми диоритами, трахидацитами и трахиандезитами позднеюрской трахи-
андезитовой формации (см. рис. 105). Молибден-медная минерализация приурочена к штокообразным
телам порфировидных монцодиоритов и кварцевых диоритов и сопровождается россыпями высоко-
пробного золота. Оруденение представлено густой сетью молибденит- и халькопирит-кварцевых про-
жилков, образующих несколько изометричных штокверков площадью от 0,2 до 1,0 км2. Золото и сереб-
ро в этом типе руд связано преимущественно с халькопиритом и меньше с пиритом; отношение Au/Ag
колеблется от Г. 5 до 1:15. Месторождение оценивается как перспективный большеобъемный молибде-
ново-медный порфировый объект [Скибин, 1995 г.].
Золото-серебряное месторождение Весеннее
Месторождение Весеннее расположено на территории Билибинского района Чукотского автоном-
ного округа России. Территория месторождения охватывает водораздел руч. Короткий, Кривой и 1-й
Весенний - левых притоков в верховьях р. Баимка. Площадь месторождения составляет 1 км2.
В 15 км на север от месторождения Весеннее разведано крупное месторождение Au-Cu-Mo-nop-
фировых руд Песчанка. Месторождение Весеннее находится на юго-западном фланге другого крупно-
го Cu-Мо-порфирового месторождения - Находка. Важным преимуществом месторождения Весеннее
является возможность извлечения запасов открытым способом. Рудные тела по простиранию вскрыты
канавами в среднем через 30 м, по падению единичными скважинами по буровым профилям через 100—
120 м на глубину до 100 м. В 1995 г. на месторождении пройдены 32 канавы общим объемом 15 680 м3,
8 наклонных скважин колонкового бурения - 941,5 м, отобрано 7 технологических проб различной
массы, 1976 бороздовых и 437 проб керна, проведены геофизические исследования в скважинах. Ха-
рактеристика месторождения приведена на основании данных Анюйской ГРЭ [С. И. Сухих, 1999 г.].
Геологическое строение и вещественный состав месторождения Весеннее. Месторождение
размещается во внешней части Находкинской вулканоструктуры за пределами интрузивного массива и
сопровождается россыпями низкопробного золота. Месторождение сложено верхнеюрскими вулкани-
тами, вмещающими многочисленные штоки и дайки порфировых диоритов, дацитов и гранодиорит-
порфиров (рис. 107). Вулканогенно-осадочные образования по литологическим особенностям разделе-
ны на две толщи - нижнюю и верхнюю.
Породы нижней толщи обладают преимущественным распространением в западной части место-
рождения. Залегают согласно на ранневолжских образованиях и представлены андезибазальтами и
андезитами. Среди вулканитов встречаются редкие маломощные прослои туфов среднего состава, туф-
фитов и туфопесчаников. В верхней части разреза преобладают трахиандезиты и трахибазальты. Мощ-
ность толщи 700-750 м.
Верхняя толща распространена на западе территории и представлена главным образом туфоконг-
ломератами и туфопесчаниками с редкими прослоями туфов среднего состава, алевролитов и туффи-
тов. Среди образований толщи за пределами территории месторождения отмечаются туфолавы даци-
тов. Мощность толщи 700-800 м. Образования верхней толщи залегают на вулканитах нижней толщи,
вероятно, со структурным несогласием.
Наиболее ранними интрузивными образованиями являются тела габбро позднеюрского возраста.
Следующие по времени становления — трахиандезиты. Они образуют изометричный шток, а также
мелкие тела и дайки вдоль всего южного контакта Верхне-Баимского массива. Субвулканические поро-
ды позднеюрского-раннемелового возраста Верхне-Баимского массива - кварцевые диорит-порфири-
ты, диорит-порфириты и их эруптивные брекчии слагают центральную и восточную часть месторож-
дения. Брекчии в наибольшей степени метасоматически переработаны, местами до вторичных кварци-
тов, вмещают золото-серебряные рудные тела. Ширина зон брекчирования в приконтактовых частях масси-
160
ва достигает 50 м и более. Кварц-диорит-порфириты и диорит-порфириты прорваны дайками гранодио-
рит-порфиров. Мощность даек до 80 м, протяженность более 600 м, простирание северо-восточное.
ф
QJ
X
X
ф
о
ф
со
к
X
X
ф
g
О
о
X
-а
х
о
м
&
К
и
ф
X
X
Нередко вмещающие породы настолько изменены, что их исходный состав определить практически
невозможно. Зоны с повышенным содержанием золота и полисульфидная минерализация совпадают
как с участками филлитизированных пород, так и, частично, с пропилитизированными породами. Руд-
ные минералы присутствуют практически повсеместно и представлены пиритом и магнетитом. Фил-
литизация выходит за пределы месторождения и образует единую метасоматическую зону с участками
161
Малыш, Находка, Прямой. Золото-серебряная минерализация месторождения Весеннее приурочена к
внешней зоне медно-порфировой системы Находкинского рудного поля, локализовалась в метасомати-
чески измененных диорит-порфиритах и генетически связана с внедрением монцонитов екдэгкычско-
го комплекса.
Рудные тела месторождения в основном представлены минерализованными зонами дробления.
В них породы интенсивно метасоматически переработаны до кварц-серицитовых метасоматитов и
практически мономинеральных кварцевых агрегатов - вторичных кварцитов. В этих породах разви-
ты многочисленные прожилки и линзовидные жилы карбонат-кварцевого состава (30—80% кварца,
70-20% карбоната). Зона окисления развивается по рудным телам месторождения от первых до пер-
вых десятков метров от поверхности, иногда достигая 100 м. Переход от окисных руд к первичным
постепенный.
Основными рудными телами месторождения являются Главная и Северная рудные зоны и жила 8
(табл. 35; см. рис. 107).
Руд
ква|
Гип
Таблица 35 Параметры главных рудных тел месторождения Весеннее Главная рудная зона при- урочена к телу эруптивных брекчий, вытянутому в се- веро-восточном направлении
Рудное тело Параметры, м Средняя МОЩНОСТЬ, м Среднее содержание, г/т
протяженность глубина золота | серебра
Жила 8 (зап. 357,0 >203,0 9,0 4,7 29,5 в эндоконтакте массива дио-
часть) Жила 8 (вост. 164,0 >203,0 7,7 3,9 36,7 рит-порфиритов и разбитому серией разрывных наруше-
часть) Главная зона 425,0 >280,0 31,4 3,5 15,4 ний, субпараллельных жиле 8.
Северная зона >80,0 >200,0 21,0 2,4 9,6 Рудовмещающими являются
Среднее 18,4 3,6 18,4 метасоматиты - филлизиты и
вторичные кварциты, в мень-
шей степени карбонат-кварцевые жилы. Более богатое оруденение контролируется северо-западным ви-
сячим контактом эруптивных брекчий. Общее простирание зоны северо-восточное под углами 25-30°
к простиранию жилы 8. Падение северо-западное под углами 80-85°. С северо-запада и юго-востока
границами зоны являются границы тела брекчий. Мощность рудного тела в северо-восточной и цент-
ральной частях достигает 53,6 м. На юго-запад зона постепенно выклинивается до 1,8 м. В поверхност-
ных выработках тело выглядит как тектоническая зона дробления диорит-порфиритов. Распределение
золота и серебра в пределах зоны крайне неравномерное. Содержания золота варьируют от 0,0 до
68,2 г/т, серебра — от 0,0 до 277,4 г/т. Изучение рудного тела на глубину проводилось при помощи
наклонных и частично вертикальных скважин колонкового бурения (рис. 108).
Жила 8 приурочена к зоне дробления северо-восточного простирания в диорит-порфиритах; раз-
бита на две части со смещением разломов северо-западного простирания. Западная часть представлена
преимущественно карбонат-кварцевой жилой сложной морфологии, лишь на флангах переходящей в
минерализованную зону. Восточная часть жилы 8 (по строению близка к Главной зоне) - минерализо-
ванная зона дробления с маломощными жилами и прожилками. Повышенные содержания золота и
серебра наблюдаются в западной части жилы на интервале между канавами 313 и 114. Западный фланг
жилы по падению прослежен тремя скважинами по трем буровым профилям через 90-120 м на 40-60 м
от поверхности и одной скважиной на 100 м от поверхности. Мощность тела оконтурена по данным
опробования при содержании условного золота не ниже 2,0 г/т.
Северная рудная зона в отличие от рассмотренных выше рудных тел оконтурена по опробованию
в метасоматически измененных вулканитах нижней толщи средневолжского яруса, интенсивно катак-
лазированных с карбонат-кварцевыми жилами и прожилками. К настоящему времени зона разведана
двумя канавами и одной скважиной до горизонта +530 м. Максимальная мощность зоны зафиксирова-
на в канаве 147 и равна 24,8 м. На глубине 140 м от поверхности по скв. 15 мощность тела составила
14,4 м. Простирание зоны СВ-55°, установленное падение СЗ-85°.
По данным Б. Н. Шавкунова [ 1972 г.], в рудах выявлено 20 минералов. Главными являются галенит
и сфалерит; второстепенными - пирит, халькопирит, теннантит, магнетит и молибденит. В незначи-
тельных количествах встречаются марказит, кубанит, фрейбергит, бурнонит, шилбахит, электрум, ар-
гентит, самородное серебро. Сумма рудных минералов 2-5% от массы руд, иногда достигает до 20%.
закг
зер1
Сер
162
Рудная минерализация тонковкрапленная, прожилково-вкрапленная, гнездовая. Нерудные минералы:
кварц и родохрозит, более редкие — аметист, кальцит, халцедон, серицит, хлорит, адуляр, барит, апатит.
Гипергенные: ковеллин, малахит, азурит, псиломелан, гематит, лепидокрокит, гидроокислы железа.
к
и
»-
У
J.
я
и
ь-
1-
)°
са
т-
т-
ie
Ю
ди
13-
на
I в
о-
и
нг
I м
>1М
4Ю
1К-
(на
ва-
дла
Рис. 108. Геологический разрез вкрест простирания Главной рудной зоны место-
рождения Весеннее
1ИТ
чи-
ар-
)%.
Незначительная часть золота отлагалась в полиметаллическую, а основное золото образовалось в
заключительную золоторудную стадию. Самородное золото встречается крайне редко в пылевидных
зернах. Большая часть золота находится в виде изоморфной примеси в пирите и других сульфидах.
Серебро характерно и для одной, и для другой стадии и присутствует как в собственно серебряных
163
минералах (самородное серебро, аргентит, бурнонит), так и в качестве изоморфной примеси в блеклой
руде, галените и частично в пирите. В количественном отношении примеси Ag в пирите незначитель-
ны. В целом для месторождения коэффициент корреляции золота и серебра составляет 0,29, а для
руды - 0,48. Отношение золота к серебру изменяется от 1:1 до 1:16,8 по отдельным выработкам в
пределах рудных тел. В общем по всем значимым пробам, отобранным на месторождении, составляет
1:3,9 [С. И. Сухих, 1999 г.].
Первые лабораторные испытания на обогатимость руды проведены в 1985 г. в Сибцветгипропро-
екте г. Красноярска. На испытания представлена технологическая проба массой 200 кг, составленная из
остатков проб керна скважин алмазного колонкового бурения. Проба характеризует рядовые руды мес-
торождения. В процессе испытаний изучен минеральный и химический состав руды (табл. 36), иссле-
дованы схемы коллективной флотации с последующей селекцией и прямой селективной флотации.
Таблица 36
Результаты химического анализа
лабораторной пробы № 7 (1985 г.)
Элемент | Содержание, % Элемент | Содержание, %
Zn 0,47 Mo —
Pb 0,21 Mn 1,05
Ba 0,19 S 4,05
Cr 0,01 C 2,94
V 0,01 As 0,3
Sb 0,075 SiO2 51,45
Cu 0,039 ai2o3 12,52
Bi 0,016 FeO 8,38
Ni 0,015 KO 6,01
Co 0,0092 CaO 5,14
Cd 0,0037 MgO 3,39
Те 0,0008 TiO2 0,59
W — NaO 0,46
Таблица 37
Содержание элементов
в технологической пробе № 7 (1995 г.)
Элемент | Содержание, % Элемент Содержание, г/т
Cu 0,034 Au 2,6
Ni 0,004 Ag 19,5
Zn 0,59 Pt 0,03
Pb 0,26 Pl 0,12
^общ. 1,8 Ro <0,01
Q °сульф. 1,13 Ir <0,01
As 0,032
Sb 0,02
FeO 56
{-"Общ 3,0
r v-zODr. 1,48
В результате испытаний сделано заключение о
принципиальной возможности переработки бедных
свинцово-цинковых руд. Получены цинковый кон-
центрат марки КЦ-5 с содержанием цинка 41,80% при
извлечении 67,93% и свинцово-пиритовый концент-
рат с содержанием железа 48,17%, свинца 2,51 %, ко-
торый предусматривается перерабатывать пирометал-
лургическим способом.
На технологической пробе № 7, которая харак-
теризует рядовые руды Главной рудной зоны и жилы 8,
проведены испытания на возможность извлечения
золота и серебра из руд методом кучного выщелачи-
вания (АООТ «ИРГИредмет», 1995 г.). Проба № 7 мас-
сой 500 кг отобрана из полупромышленной техноло-
гической пробы № 6. В процессе исследований про-
изведен анализ содержаний элементов (табл. 37). Со-
держание золота определялось пробирным методом
из четырех измерений, платиновых металлов - про-
бирно-атомно-абсорбционным из двух измерений (со-
держание осмия и рутения не определялось). По хи-
мическому анализу в двух параллельных пробах
установлены содержания серебра, меди, никеля, серы
(в том числе общей и сульфидной), углерода, связан-
ного с карбонатами. Рентгеноспектральным анализом
определялись содержания мышьяка, сурьмы, серы
общей, железа, цинка, свинца и др. Содержание вред-
ных элементов - мышьяка, сурьмы и органического
углерода - в пробе невысокое.
Технологические исследования подтвердили
пригодность руды для переработки методом кучного
выщелачивания.
Данные бурения 1995 г. указывают на снижение содержания металлов и, как следствие, уменьше-
ние мощности рудных тел с глубиной. Однако содержания металлов прослеживаются на значительную
глубину (до горизонта +300 м) и говорить о затухании оруденения на основании незначительного коли-
чества скважин пока преждевременно. Кроме того, нет данных контроля опробования скважин более
представительными видами опробования. По результатам работ 1995 г. на месторождении подсчитаны
запасы золота и серебра и прогнозные ресурсы. Запасы уменьшились по сравнению с раннеподсчитан-
ными почти в 1,5 раза. Месторождение отнесено к среднему по масштабу.
В табл. 38 приведены средние содержания основных компонентов (Си, Mo, Au, Ag) и некоторых
сопутствующих элементов в рудах Баимского района. Вторым по значимости после меди в месторож-
дении Песчанка следует считать золото, которое при ценовом пересчете будет соответствовать пример-
164
но 0,35% условной меди [Шпикерман, 1998]. Молиб-
Таблица 38
ден существенную роль играет лишь в месторожде-
нии Находка. В. Г. Каминский [1985 г.] отмечает в ру-
дах Песчанки присутствие платиноидов, г/т: Pt-0,012,
Pd - 0,093, Ro - 0,013. Дополнительными геохимичес-
кими индикаторами оруденения, кроме указанных в
таблице Bi и Sn, являются Pb, Zn, Sb, As, Те, Se. Обра-
щает на себя внимание значение медно-молибденово-
го отношения на Песчанке, существенно превышаю-
щее таковое для Находки. Это противоречит, по мне-
нию В. И. Шпикермана [1998], представлениям о бо-
лее высоком уровне современного среза Находки по
сравнению с Песчанкой [В. Г. Каминский, 1989 г.].
Необходимо отметить большие перспективы об-
наружения новых рудных зон на флангах месторож-
дения, продолжение известных рудных зон по прости-
ранию (Главная и Северная рудные зоны) и на глуби-
Средние содержания основных
и сопутствующих элементов в рудах
месторождений Баимского района
[Шпикерман, 1998]
Элементы, ед. изм. Месторождение
Песчанка Находка Весеннее
Си, % 0,6 0,5 0,5
Мо, % 0,002 0,004 0,0004
Аи, г/т 0,45 0,15 25
Ag, г/т 1,5 1,2 350
Bi, г/т 5,0 4,0 < 1,0
Sn, г/т 1,8 3,9 < 1,0
Си/Мо 300 125 1250
Си/Аи 13500 33500 200
Ag/Au 3,4 8 14
ну более 300 м. Кроме этого, имеется прогнозная оценка месторождения на площадь 0,5 км2, исходя из
предположения о штокверковом характере оруденения. По этой оценке месторождение относится к
классу крупных.
7.3. Золото-серебряные месторождения Кукенейской зоны ТМА
В Кукенейской зоне ТМА выявлены два месторождения золото-серебряной формации (Сопка Руд-
ная и Промежуточное), которые локализуются в дочерних куполах ИКС сателлитного типа (см. рис. 14).
Оруденение тесно пространственно и генетически связано с субвулканическими дайками и телами ан-
дезитов, долеритов, риолитов. Рудные тела представляют собой кварцевые жилы, брекчии, зоны про-
жилкования, выполняющие трещины отрыва и скола. Содержание золота и серебра в них весьма нерав-
номерное. Развиты крустификационная, брекчиевая, пластинчато-каркасная, коломорфная, друзовая,
гребенчатая и полосчатая текстуры руд, характерные для близповерхностного оруденения. Диапазон
изменения золото-серебряного отношения от Г. 1 -1:1000. Пробность золота колеблется от 200 до 850%о,
в среднем составляет 600%о. Характерными минералами руд являются пирит, арсенопирит, фрейбер-
гит, сульфосоли серебра, селениды серебра и золота, электрум, антимонит.
Месторождение Сопка Рудная расположено в юго-восточном секторе Кукенейской ИКС (в 20 км
от месторождения Майское) в достаточно эродированном останце эффузивных пород покрова внеш-
ней зоны Пегтымельского вулканопрогиба. Месторождение Промежуточное локализовано в куполь-
ном поднятии на южном замыкании Кукенейской ИКС (в 18 км от месторождения Майское). В преде-
лах рудного поля вулканогенные породы полностью эродированы. Расстояние до эффузивных покро-
вов ОЧВП не более 15 км.
7.3.1. Месторождение Сопка Рудная
Приповерхностные горизонты золото-серебряного оруденения в Майском рудном узле изучены
на месторождении Сопка Рудная (рис. 109), обнаруженном А. А. Сидоровым в 1955 г. С 1980-1986 гг. на
месторождении проводились поисковые и поисково-оценочные работы Майской ГРЭ [А. Г. Кокарев,
1986 г.]. Рудные тела месторождения были вскрыты с поверхности магистральными канавами и тран-
шеями и подсечены скважинами колонкового бурения на глубине 100-300 м. К настоящему времени
месторождение частично отработано ЗАО «Чукотка» (добыто около 1 т золота из делювиальной россы-
пи и штокверка).
Вмещающие породы. В пределах месторождения песчано-сланцевые карнийские толщи пере-
крываются эффузивами позднемелового возраста (см. рис. 109). Породы карнийского яруса представ-
лены флишоидной пачкой переслаивающихся алевролитов, глинистых сланцев, с линзами тонкозерни-
стых песчаников, полого падающих на северо-восток.
165
А Разрез по линии А - Б Б
#6// 8 £---§ 9 |*в 12 10
V v V 3
«ДЛИ? 6
Рис. 109. Схематическая геологическая карта и разрезы месторождения Сопка Рудная: 1 — вулкани-
ты (переслаивание игнимбритов, лав, туфов, туфоконгломератов); 2 — терригенные толщи верхнего триаса; 3 -
субвулканические тела андезитов; 4 — тело магматической брекчии (а) и дайка андезибазальтов (б); 5 - зона над-
рудных аргиллизитов; 6 - делювиальная россыпь золота; 7 - разрывные нарушения предполагаемые (а), картиру-
емые (б) и геологические границы (в); 8 — рудные тела: а — штокверк, б - жилы, в - предполагаемые; 9 - линии
разрезов; 10 - буровой профиль (скважины)
На их размытой поверхности залегают (снизу вверх):
1) крупногалечные конгломераты с рыхлым гравийно-песчано-глинистым цементом; псефитовая
фракция представлена галькой песчаников, глинистых сланцев, массивного среднезернистого кварца;
мощность не более 10 м;
2) линзы хлоритизированных риолитов с крупными вкрапленниками кварца (не более 10% от
объема породы), олигоклаза-андезина, микропертита и биотита; основная масса имеет преимущественно
фельзитовую, реже - сферолитовую структуру. Риолитовые линзы иногда перемежаются с пачками
пепловых туфов, туфопесчаников, яшмовидных туфогенных пород. Мощность риолитовых линз до
25-30 м, мощность туфогенных пачек не превышает 5-10 м;
3) конгломераты с рыхлым цементом, состоящие на 90% из материала переотложенных базаль-
ных конгломератов. Их мощность изменяется от 1 до 10 м на сравнительно небольших интервалах;
4) игнимбриты (линзовидно переслаивающиеся туфолавы, туфы и риолиты). Туфы пепловые, от
тонкозернистых до среднезернистых толстоплитчатых. Риолиты и туфолавы - от афировых до сравни-
тельно богатых вкрапленниками кварца, полевых шпатов, биотита. Фельзитовая основная масса в зна-
чительной степени хлоритизирована. Мощность отдельных риолитовых линз до 10-20 м, туфовых и
туфолавовых линз — до 10—40 м. Общая мощность не более 100 м. В верхней части толщи обнаружены
отпечатки Cephalotaxopsis heterophylla Holl, Asplenium dicksonianum Herr, Carbolites sp. indet. (опреде-
ления В. Ф. Белого и А. Ф. Ефимовой);
5) туфоконгломераты от глыбовых до мелкогалечных с плотным туфолавовым цементом. Псефи-
товая часть представлена глыбами крупно- и среднекристаллического кварца и среднезернистых поле-
вошпато-кварцевых песчаников, крупными и мелкими гальками риолитов, туфолав, туфов, глинистых
сланцев, песчаников, кварца. Иногда конгломераты переслаиваются с линзами туфов и туфогенных
пород. Мощность около 25 м;
6) пестроокрашенные (зеленовато-серые, коричневые) риолиты с большим количеством сравни-
тельно крупных (до 0,5 см) вкрапленников кварца, андезина, санидина, биотита; количество вкраплен-
ников не превышает 30-35% всего объема породы. Структура основной массы витрофировая, фельзи-
товая, реже сферолитовая. Мощность риолитового покрова не более 60 м.
166
На основе гипсометрических уровней маркирующих горизонтов установлено, что участок Сопки
Рудной приподнят на 100-120 м по молодым тектоническим нарушениям относительно ближайшего
края вулканических покровов.
Вулканическая толща прорвана субвулканическими андезибазальтами, которые в основном при-
урочены к разломам субширотного направления (см. рис. 109). Субвулканические тела имеют куполо-
видные, несколько вытянутые в широтном направлении формы. В центральной части породы полно-
кристаллические долеритовые, на периферии развиты стекловатые хлоритизированные разности, обо-
гащенные моноклинным пироксеном. Количество вкрапленников колеблется от 50 до 5-10%. Состав
вкрапленников: плагиоклаз от андезина до лабрадора-битовнита (5-30%), пироксен моноклинный, реже
ромбический (1-20%), биотит (до 5%), редкие единичные зерна кварца. Основная масса породы состо-
ит из преобладающих лейст плагиоклаза (андезин до лабрадора), микролитов калинатровых полевых
шпатов, пироксенов и сравнительно кислого стекла. Отдельные разности пород могут быть, по-види-
мому, отнесены к трахибазальтам или трахиандезитам. Вторичные изменения выражаются обычно в
хлоритизации и карбонатизации периферических частей субвулканических тел.
Структура месторождения. Месторождение Сопка Рудная приурочено к слабопроявленной ку-
польной структуре, осложняющей северо-западное крыло кувеемкайской брахисинклинальной склад-
ки (см. рис. 109). Золото-серебряная минерализация выявлена в горизонтально залегающем вулкани-
ческом покрове и в терригенных толщах фундамента. Оруденение телескопировано таким образом, что
на небольшом вертикальном интервале развиты рудные тела трех различных минералогических типов:
арсенопирит-халцедоп-кварцевого, аптимонит-кварцевого и продуктивного электрум-пираргирит-аду-
ляр-кварцевого. Рудные тела представлены тремя морфологическими разновидностями: кварцевыми
жилами с сульфидной минерализацией; минерализованными зонами дробления и рассланцевания;
штокверком (см. рис. 109). Основная часть прожилков в минерализованных зонах согласуется с субме-
ридиональным направлением кварцевых жил, но существенно отличается от них по вещественному
составу. Все рудные образования расположены в субмеридионалыюй зоне разломов, пересекающей
месторождение на протяжении 2 км.
Морфология и вещественный состав рудных тел. Арсенопирит-халцедон-кварцевая жила име-
ет субмеридиональное (350°) простирание с крутым падением на запад. Она прослежена на 300 м пре-
имущественно среди песчано-глинистых пород карнийского яруса; на северном фланге жила развет-
вляется и выклинивается по восстанию в нижних горизонтах вулканогенной толщи (см. рис. 109). Мощ-
ность жилы от 0,3-0,5 до 1,5—2 м. Жила сопровождается многочисленными оперяющими линзами.
Наиболее распространены следующие текстурные разности агрегатов кварца с арсенопиритом, пири-
том и марказитом: полосчатые, ритмично-полосчатые, пластинчатые и каркасно-пластинчатые (агато-
видные), а также концентрически-зональные, массивные и изредка друзовые (рис, 110, 111). Для зерен
арсенопирита характерны длиннопризматические формы с частыми тройниками срастания, а также
радиально-лучистые (скелетные) формы кристаллов (см. рис. 110). Пирит и марказит имеют резко под-
чиненное значение. В ряде случаев шестоватые сростки пирита и марказита отмечены внутри зерен арсе-
нопирита (рис. 112). Наряду с этим тонкие оторочки пирита развиты на зернах арсенопирита. Среднее
содержание золота в жиле около 3 г/т при крайне неравномерном содержании серебра (Au/Ag = 1:100).
Антимонит-кварцевая жила кулисообразно примыкает к арсенопириг-халцедон-кварцевой на се-
верном фланге последней (см. рис. 109). Значительная часть антимонит-кварцевой жилы залегает в
нижней туфовой толще. Однако на уровне конгломератов с рыхлым туфовым цементом она также раз-
ветвляется и выклинивается по восстанию. Мощность жилы весьма изменчива - от 10-15 см до 6 м в
раздувах. Протяженность жилы вместе с серией оперяющих прожилков около 200 м. Контакты жилы
четкие, текстуры руд преимущественно массивные и брекчиевые (см. рис. 110, 111). Из рудных минера-
лов, кроме антимонита, спорадически отмечены тонко- и .мелкозернистый пирит и марказит. Содержа-
ние золота достигает 9 г/т, серебра — до 1 кг.
На продолжении жил северо-восточного и юго-западного склонов Сопки Рудной выделяются две
зоны с нечеткими контактами: зона окварцевания и адуляризации с золото-серебряным оруденением и
зона аргиллизации с сурьмяным оруденением.
Зона окварцевания и адуляризации с золото-серебряным оруденением (штокверк) приурочена к
небольшой, погребенной под эффузивной толщей, грядообразной возвышенности позднемезозойского
(довулканогенного) рельефа.
167
Рис. 110. Пластинчато-каркасная текстура кварц-арсенопиритовой жилы («) и звездчатые аг-
регаты антимонита в кварц-ант имонитовой жиле (е); крупные игольчатые кристаллы арсенопирита,
обрастающие рядами пластинки халцедоновидного кварца (б)
Рис. 111. Текстуры кварцевых жил Сопки
Рудной (уменьшено в 2 раза): а - брекчиевая тек-
стура; б - пластинчато-каркасная текстура кварц-ан-
тимонитовой жилы (пустоты в каркасе выполнены ан-
тимонитом)
Возвышенность угадывается по сравнительно высокому гипсометрическому положению карний-
ских глинистых сланцев и песчаников и подтверждается полным выклиниванием здесь конгломератов
с рыхлым песчано-туфовым цементом. Туфы и риолиты в зоне подверглись избирательному пятнисто-
му окварцеванию и значительной, хотя и локальной адуляризации. Довольно часто они рассечены се-
тью мелких и тонких кварцевых, адуляр-кварпевых и пирит-марказитовых прожилков, сопровождае-
мых пиритизацией и гидрослюдизацией. Адуляр-кварцевые прожилки несут обильную вкрапленность
сульфосолей серебра и тонкозернистого электрума. Формы прожилков прихотливы, мощности их из-
меняются от 0,5-1 до 25-30 см в пределах небольших интервалов по простиранию (1-2 м). Тонкие
прожилки (доли миллиметров) обычно безрудны. Кварц, адуляр, иногда сульфосоли серебра замещают
в риолитах вкрапленники полевых шпатов и основную массу, а в игпимбритах — пепловые частицы и
пемзовидные обломки. Размеры метасоматических выделений в пятнисто окварцованных породах ва-
рьируют от нескольких миллиметров до 1-2 см. Отмечаются также участки сплошного окварпевания.
В таких монокварцитах имеется примесь гидрослюд, пирита, ярозита, а также электрума и сульфосо-
лей серебра. В отдельных прокварцованных разностях туфов и игнимбритов отмечается значительное
количество глинистых минералов (каолинит, диккит) и тонкочешуйчатого серицита; пустоты и поры
иногда заполнены карбонатами (кальцит, доломит). Кварцевые и адуляр-кварцевые прожилки, содер-
жащие минералы серебра и золота, локализованы преимущественно в низах вулканогенной толщи.
Пода!
ралле
лам, <
ной р
прож1
рами
мери;
риол!
рен. С
ке, по
вило
Сред!
гирит
наума
аргир
широ
ЗИТОВ
прож|
адуля
та в р
преде
Проп
ке по
аллю!
связа!
лями
ма. В
корен
%м
30
20
10
ОРЩ
лота
(сред!
лены
мати’
HOCT!
та - 1
опре;
онио
шов,
рода>
мине
то вук
некоз
168
Подавляющая их часть ориентирована па-
раллельно охарактеризованным выше жи-
лам, фиксирующим, по-видимому, основ-
ной рудоподводящий канал. Рудоносные
прожилки составляют небольшой по разме-
рам штокверк (100x60 м), вытянутый в суб-
меридиональном направлении под экраном
риолитов. На глубину штокверк не оконту-
рен. Среднее содержание золота в штоквер-
ке, по данным валового опробования, соста-
вило 85 г/т при отношении Au : Ag = 1:10.
Среди рудных минералов отмечены: пирар-
гирит, миаргирит, фрейбергит, агвиларит,
науманнит, фишессерит, аргентит, стефанит,
аргиродит, клаустолит. Однако наиболее
широко в штокверке развита пирит-марка-
зитовая ассоциация. Пирит-марказитовые
прожилки пересекают более ранние кварц-
адуляровые образования. Пробность золо-
та в рудах (рис. 113) варьирует в широких
пределах - от 360 до 920%о (в среднем 691).
Прогнозируемые запасы золота в штоквер-
ке по сумме категорий составляют 10 т. Из
аллювиальной и делювиальной россыпей,
связанных с размывом штокверка, старате-
лями добыто более 300 кг золота и электру-
ма. В настоящее время разрабатываются
коренные руды.
440 520 600 680 760 840 920
Рис. 113. Распределение пробности зо-
лота в рудах месторождения Сопка Рудная
(средняя 691 %о)
Кроме того, на месторождении выяв-
лены крутопадающие прожилково-метасо-
матические рудные зоны. Средняя мощ-
ность зон 1,5 м, среднее содержание золо-
Рис. 112. Рудные минералы Сопки Рудной: а — иголь-
чатый арсенопирит, обрастающий пирит-марказитовые агре-
гаты; б — пирит-фрейбергитовый агрегат; в - пираргирит в ми-
аргирите
та-15 г/т. Количество зон и их размеры не
определены. Есть основания полагать, что
они оперяют субмеридиональный жильный
шов, четко проявленный в осадочных по-
родах фундамента (см. рис. 109).
Последовательность минералообразования и условия рудоотложения. Последовательность
минералообразования на месторождении представляется в следующем виде. В первую — арсенопири-
товую стадию образуется кварц-арсенопиритовая жила; кроме арсенопирита, в эту стадию отлагается
некоторое количество пирротина, который позднее замещается пиритом и марказитом. Одновременно
169
происходили околожильное окварцевание, каолинизация и серицитизация надрудной пачки вулкани-
тов, которая является своеобразным экраном для этого оруденения. В раннюю продуктивную элект-
рум-сульфоантимонитовую стадию отлагается гидротермальная минерализация штокверка и рудных
зон. Образования этой стадии накладываются на арсенопиритовую жилу, проявлены неравномерно как
по ее простиранию, так и по падению. Для этой стадии характерны электрум и кюстелит, а также
незначительное развитие галенит-сфалеритовой минеральной ассоциации. Образования поздней про-
дуктивной пирит-марказитовой стадии отчетливо секут более ранние прожилки в штокверке и зонах
дробления и развиты локально в арсенопиритовой жиле. В эту стадию вместе с пиритом отлагается
золото пробностью 730-750%о. В заключительную стадию на месторождении образуются антимонит-
кварцевые жилы и прожилки. Вместе с большим количеством антимонита в жилах встречается мелко-
и тонкозернистый марказит, предшествующий выделению антимонита. А. А. Сидоров [1966] считает
антимонитовую стадию наиболее мощной в процессе рудообразования, так как она захватывает все
вулканогенные слои и затухает лишь в низах верхнего пестроцветного риолитового горизонта. Кроме
того, антимонит отмечается в жилах среди карнийских терригенных отложений фундамента на южном
фланге месторождения. Изложенный выше материал позволяет сделать вывод, что рудоподводящим
каналом на месторождении служила субмеридиональная зона разломов.
В кварце из рудных образований на месторождении установлены различные типы включений:
газово-водные; существенно водные, содержащие углекислоту; газовые, трехфазные с галитом. В про-
дуктивном кварце преобладают газово-водные включения и в единичных случаях обнаружены угле-
кислотные и трехфазные включения. Газовые и жидкие включения характерны для метаколлоидного
кварца заключительных пирит-марказитовой и антимонитовой стадий. По термобарогеохимическим
данным, арсенопиритовой стадии соответствует интервал температур гомогенизации включений 230-
150°С; для жильного кварца первой продуктивной стадии — 250-210°С, а второй продуктивной - 120—
150°С; антимонитовой 230-160°С. Приведенные факты свидетельствуют в пользу пульсационного ха-
рактера рудоотложения. По данным В. И. Гончарова [1973], концентрация солей в рудоносных раство-
рах месторождения Сопка Рудная не превышала 7,4-7,2 мас.%, а давление находилось от 14 до 35 атм;
глубина рудообразования не превышала 350 м.
Вместе с тем обнаруженные позднее А. В. Волковым [1982] трехфазные включения, содержащие
прозрачные кристаллики галита в виде твердой фазы, указывают на более высокую концентрацию
раствора, достигающую 15-20 мас.%, и давления - до 100 атм. Глубина рудообразования с учетом этих
данных находится в интервале 500-1000 м.
7.3.2. Месторождение Промежуточное
Месторождение Промежуточное (см. рис. 14) обнаружено А. А.Сидоровым в 1957 г. В 1978-1986 гг.
на рудном поле проводились поисковые и поисково-оценочные работы силами Чаунской [Сутугин и
др., 1980 г] и Майской ГРЭ [Нестеров, Волков и др., 1986 г.]. Основные рудные тела месторождения
были вскрыты по простиранию траншеями, подсечены на глубине 100-150 м скважинами колонкового
бурения и штольневым горизонтом (80 м). К настоящему времени рудные тела месторождения в при-
поверхностной части отработаны старательской артелью «Чукотка» (добыто около 500 кг золота). Рос-
сыпи руч. Промежуточный, Двойной и террасы р. Паляваам в пределах рудного поля отработаны к
1985 г. Комсомольским ГОКом (добыто около 5 т золота).
Вмещающие породы. В геологическом строении месторождения принимают участие терригено-
осадочные породы, представленные переслаивающимися алевролитами, глинистыми сланцами и лин-
зами тонкозернистых песчаников флишоидной формации. Вмещающая толща слагает здесь юго-за-
падное крыло брахисинклинальной складки (см. рис. 14) и представляет самую верхнюю часть кар-
нийского яруса, несколько восточнее перекрывается отложениями норийского яруса. Общее залегание
пород пологое (10-15°), вблизи разломов вследствие местной приразломной складчатости - крутое (до
45° и более). Вмещающие породы насыщены дорудными метаморфогенными кварцевыми жилами,
располагающимися согласно со слоистостью, мощностью от 1 до 30 см. Эти жилы отчетливо секутся
дайками и рудными телами. Нередко метаморфогенный кварц выполняет также трещины отрыва в
линзах песчаника, образуя систему лестничных прожилков (мощностью 1-3 см). В местах пересече-
170
ния с рудными телами на метаморфогенные кварцевые жилы накладывается разнообразная рудная
минерализация. Метаморфогенные жилы являются наиболее ранними довулканогенными гидротер-
мальными образованиями в рудном узле, поскольку галька метаморфогенного кварца широко распро-
странена в раннемеловых конгломератах фундамента вулканогенных отложений. Кроме того, породы
содержат диагенетическую вкрапленность и многочисленные конкреции пирита. Пиритом в некото-
рых случаях замещаются органические остатки. Терригенная толща прорывается многочисленными
дайками андезибазальтов, слагающими на северо-восточном фланге рудного поля субширотный пояс
(рис. 114, 115).Дайки представлены сложно ветвящимися телами со ступенчатыми, иногда пилообраз-
ными контактами [Волков, 1982]. Мощность даек варьирует от 0,5 до 5 м. Длина по простиранию более
3 км, падение субвертикальное. В дайковых породах отмечено значительное количество ксенолитов
песчаников, алевролитов, гранодиоритов и гранит-порфиров, аналогичных гранитоидам краевых фа-
ций Кукенейского массива (см. табл. 3).
Рис. 114. Литолого-структурная схема Промежуточного рудного поля (по В. М. Ольшевскому, 1985 г.,
масштаб 1: 65 000): 1-5 — терригенные толщи триаса: 1 - глинистые породы нижней пачки, 2 - породы средней
песчанистой пачки, 3 — песчано-глинистые породы верхней пачки, 4 — песчаники, 5 - глинистые сланцы с моно-
тисами; 6 - рудные тела; 7 - зоны дробления, рассланцевания и тектонических брекчий; 8 - условные пласты
песчаников и глинистых сланцев; 9 - дайки: а - диорит-порфиритов и б - слюдяных лампрофиров; 10 - разломы;
11 - направление погружения шарниров мелких складок; 12 - базальты, долериты, андезибазальты; 13 - россыпи,
в основном отработанные; 14 - канавы
Структура месторождения. Рудное поле расположено на участке неотектонического купольного
поднятия (см. рис. 114). Расчлененное мелкогорье этого участка резко выделяется на фоне сглаженного
холмисто-увалистого рельефа окрестностей. Ручей Промежуточный находится в стадии глубинной эро-
зии и имеет отчетливо висячие долины притоков. Останцы эффузивных покровов здесь полностью
исчезают, а корневые субвулканические дайки отличаются значительной раскристаллизацией, несмот-
ря на малую их мощность (1,5-5 м).
Площадь рудного поля Промежуточное разбита многочисленными разломами (см. рис. 114), кото-
рые можно разделить на три группы:
1) субширотная зона разломов, протягивающаяся через все рудное поле, разделяет месторожде-
ние на два блока - Северный и Южный. Зона представлена достаточно мощной полосой милонитов
(шириной от 10 до 50 м), в пределах которой увеличивается количество и мощность даек;
171
2) разломы северо-восточного направления, представляющие зону ТМА, иногда выполняемые
дайками небольшой мощности. Нередко они ундулируют при приближении и сочленении с Главным
субширотным разломом, образуя дуговые структуры;
3) субмеридиональные рудовмещающие разломы, секущие разломы первой и второй групп.
Рис. 115. Схематическая геолого-структурная карта и разрез месторождения Промежуточ-
ное (по А. В. Волкову, 1995): 1 - четвертичные отложения; 2 - флишевая толща триаса; 3 - дайки андези-
базальтов; 4 — зоны дробления, смятия и рассланцевания, вмещающие рудные тела; 5 - главный субши-
ротный разлом; 6 - второстепенные разрывные нарушения
Дуговые отрезки северо-восточных и субширотных разломов совместно с субмеридиональными
«радиальными» рудовмещающими трещинами на Северо-Восточном фланге рудного поля, по-видимо-
му, являются элементами слабоэродированной купольной структуры (см. рис. 114).
Рудные тела месторождения локализованы преимущественно с южной стороны субширотного
пояса сравнительно протяженных даек андезибазальтов (см. рис. 115).
Большинство рудоносных жил выявлено по ориентированным развалам кварцевых глыб и вскры-
то поверхностными горными выработками и скважинами. Серия р. т. № 3-7 вскрыта подземными гор-
ными выработками на глубине 80 м от поверхности. С учетом, что из россыпи руч. Промежуточный
извлечено более 3 т золота и электрума, можно предположить значительную эродированность рудных
тел месторождения.
Среди многочисленных кварцевых жил выделены следующие рудоносные разновидности: жиль-
ные брекчии со спорадической вкрапленностью арсенопирита, пирита, марказита, сульфосолей сереб-
ра; жилы с редкой гнездовой вкрапленностью антимонита, сульфосолей серебра, электрума; золото-
носные жилы с крупными гнездами антимонита; золотоносные жилы со спорадической вкрапленнос-
тью халькопирита, галенита, сфалерита. В некоторых жилах отмечены небольшие скопления серицита
172
и альбита. В большинстве случаев жилы имеют субмеридиональное простирание и пересекаются с
субширотными дайками андезибазальтов под прямым углом. Судя по наблюдениям сложных взаимо-
пересечений с жилами, дайки представляются дорудными и, возможно, внутрирудными [Волков, 1982].
В центральной части месторождения установлен ореол серицитизированных и окварцованных алев-
роглинистых вмещающих пород. Размеры ореола 100x300 м, отмечено расширение его на глубине, что,
наряду с ксенолитами гранитоидов в дайках, подтверждает наличие под месторождением «слепого»
интрузивного тела.
Морфология рудных тел. На месторождении выявлено 11 рудных тел, представляющих собой
слабоминерализованные зоны дробления с осевыми кварцевыми жилами (рис. И6).
1 |W|2 СВД4 | \*Д | 5 | \-Д | б | Д Д 17
Рис. 116. Строение р. т. № 1 месторождения Промежуточное (зарисовка траншеи): 1 - - алевроли-
ты; 2 — пласты и линзы песчаников; 3 — минерализованная зона дробления, рассланпевания и смятия; 4, 5 -
текстуры золото-сереброносных кварцевых жил: 4 - крустификационная, 5 - кварцевая брекчия; 6 - брекчи-
евая; 7 - элементы тектоники: а - зоны трещиноватости. 6 - тектонические границы
В северном блоке развиты золото-серебряные и существенно золотые (Au/Ag 2:1 - 10:1), а в юж-
ном - существенно серебряные (Au/Ag 1:10—1 ЛОО) рудные тела (рис. 117). Ширина поля веерообраз-
но размещающихся рудных зон около 1 км на севере и 500 м на юге (см. рис. 115). Протяженность
рудовмещающих зон - 200-300 м, длина отдельных кулисообразных рудных тел 30-50 м (см. рис. 116).
Падение рудных тел северо-восточное, близкое к вертикаль-
ному. Рудные столбы (бонанцы) с содержанием золота 20-50 г/т
контролируются участками пересечений жил с дайками. В пре-
делах рудных столбов встречаются также кварц-антимонитовые
жилы протяженностью 10-30 м и мощностью 0,1—0,5 м.
Текстурные особенности. «В текстурном узоре отражены
не только черты парагенезиса, пишет Ф. Н. Шахов [1961 ], - но и
формы рудных тел, а также структура рудного поля». Текстуры,
встречающиеся в рудоносных кварцевых жилах месторождения
Промежуточное, в целом относятся к группе «выполнения»
(рис. 118). Выделяются следующие разновидности текстур,
Южный блок
п = 258
типоморфных для близповерхностного эпитермального зо-
лото-серебряного оруденения: крустификационная, брек-
чиевая, брекчиевидная, пластинчато-каркасная, мета-
коллоидная, друзовая, гребенчатая, полосчатая, ко кар-
10
10 2 1 0.5 0,2 0.1 0.05 0,01 0,002
0,07 0,03 0,005 0,001
Рис. 117. Распределение золе го-серебряного отно-
шения в рудных телах месторождения Промежуточное
довая (см. рис. 118).
В кварцевых жилах рудного поля Промежу-
точное преимущественно развиты брекчиевая,
__ брекчиево-полосчатая и крустификационная
текстуры (см. рис. 118). Брекчиевая текстура
состоит из неправильных, многоугольных об-
ломков вмещающих пород, сцементированных
шестоватым метаколлоидным кварцем, иног-
да формирующим радиально-концентрическую структуру (см. рис. 118). В последнем случае жилы со-
держат комбинированную брекчиево-крустификационную текстуру. Жильные тела месторождения Про-
межуточное отличаются истинно брекчиевыми текстурами, для которых характерны остроугольность и
непостоянство формы и размера обломков, полностью заключенных в кварце; заметны зеркала сколь-
жения и борозды, возникшие при перемещении материала в зонах дробления еще до прокварцевания.
173
Рис. 118. Текстуры руд месторождения Промежуточное: а - брекчиевая (р. т. № 6); б — пластинчато-
каркасная (р. т. № 1); в — полосчатая (р. т. № 2); г - метаколлоидная (р. т. № 3); д — текстура «кварцевой теневой
брекчии» (р. т. № 1); е - текстура брекчии, обломки представлены кристаллами и фрагментами кристаллов
кварца в метаколлоидном цементе (р. т. № 11)
Состав обломков часто не соответствует примыкающим породам, поскольку перемещения текто-
нитов могли быть довольно значительными, в связи с чем происходило перемешивание раздробленно-
го материала разных пластов. Обломки пород не имеют одинаковой ориентировки, форма соседних
обломков несопоставима; все они, будучи заключенными в однородном кварце, находятся во взвешен-
ном состоянии. Некоторые жильные тела месторождения имеют более сложное строение и образованы
в несколько приемов (р. т. № 6, 7). Они характеризуются брекчиево-полосчатой текстурой, представля-
юще
ных
к uei
чия (
альб
сутс
щих
ков, 1
дов;
изме
телы
паде
квар
что I
ПОЛИ
боль
разы
10:1
квар|
того,
мент
сто в
Прол
текст
ной (
целы
ром 1
тимо
Под.
скогс
равк<
щеш
рассл
перв!
рис.
BTOpi
ломк
руже
риал
и А./
ты, о
текст
ГОДЫ
лови/
можв
ЦИОН1
174
ющей собой закономерное чередование полос разной мощности от зальбанда к центру жилы, сложен-
ных включениями вмещающих пород разной величины, размеры которых постепенно увеличиваются
к центру.
На рис. 118а показана брекчия, образованная в два приема: более ранняя мелкообломочная брек-
чия (с отдельными обломками алевролита и песчаника) сцементирована мелкозернистым кварцем и
альбитом; более поздняя крупнообломочная целиком заключена в кварце, в ней же иногда могут при-
сутствовать и обломки ранней брекчии.
Брекчиевидная текстура отмечается в р. т. № 2 и характеризуется замещением обломков вмещаю-
щих пород кварцем (см. рис. 118г). В результате прокварцевания сохраняются только реликты облом-
ков, называемые тенями, а такие брекчии-теневыми. Брекчиевидная текстура характерна для зальбан-
дов жил, которые содержат удлиненные пластины вмещающих пород, интенсивно метасоматически
измененных. Положение и форма обломков свидетельствуют об их отслоении от зальбандов без значи-
тельного перемещения и переориентировки. Вид брекчиевидной текстуры меняется по простиранию и
падению жильного тела в зависимости от степени дезинтеграции на блоки и от количества жильного
кварца. Брекчиевидная текстура часто встречается в комбинации с полосчатой текстурой (см. рис. 118в).
что свидетельствует об активной дезинтеграции трещиноватых пород жильным кварцем, тем более
полной, чем сильнее была начальная трещиноватость в зонах подводящих каналов (разломах) и чем
больше кварцевого вещества поступало в них.
Рудоносные жилы месторождения Промежуточное в целом имеют комбинированные текстуры. В
разных их участках отношение объемов кварца и включений вмещающих пород изменяется от 1:10 до
10:1 ив более широких пределах.
В ряде рудных тел (№ 1, 3, 5, 11) распространены брекчии, обломки в которых представлены
кварцами ранних генераций (см. рис. 118г, с), а цемент - поздним метаколлоидным кварцем. Кроме
того, отмечаются пострудные брекчии, в которых обломки вмещающих пород и кварцевых жил сце-
ментированы карбонатом (анкеритом).
Перечисленные выше комбинированные текстуры относятся к деформационным, в их состав ча-
сто входят элементы кокардовых, друзовых, гребенчатых разностей. Для рудных тел месторождения
Промежуточное характерны переходы от брекчиевой к пластинчато-каркасной и крустификационной
текстурам, что резко отличает их отжил золото-кварцевой формации [Фирсов. 1980]. Примером слож-
ной брекчиевой текстуры может служить фрагмент первого рудного тела (см. рис. 118е): обломки и
целые кристаллы раннего кварца цементируются поздним метаколлоидным кварцем, пустоты в кото-
ром выполняет кварц третьей генерации. Кроме того, метаколлоидная текстура обычна для кварц-ан-
тимонитовых агрегатов и образуется округлыми стяжениями халцедоновидного кварца.
Центральные части жил иногда представлены каркасно-пластинчатой текстурой (см. рис. 1186).
По данным Н. В. Петровской [Петровская. Бернштейн, 1961]. пластинчатые текстуры в жилах Балей-
ского месторождения формировались в результате раскристаллизации поликомпонентных гелей; зат-
равками пластинок служили ранние кальцитовые каркасно-пластинчатые образования, позднее заме-
щенные кремнеземом. В. И. Найбородин, А. А.Сидоров [1980] полагают, что такой процесс образования
рассматриваемой текстуры не может быть признан удовлетворительным по целому ряду причин: во-
первых, прямолинейные пластины в ряде случаев сменяются криволинейными фестончатыми (см.
рис. 1186) и переходят таким образом в гребенчатые, ритмично-полосчатые кокардовые текстуры; во-
вторых, часто обнаруживается катакластическая природа пластинок; они пересекают друг друга и об-
ломки вмещающих пород (см. рис. 118). В изученных жилах месторождения Промежуточное не обна-
ружено реликтов раннего кальцита; в целом для вмещающих пород месторождения карбонатный мате-
риал не характерен. Таким образом, можно признать справедливым предположение В. И. Найбородина
и А. А. Сидорова [1980], что затравками пластинок могли быть ранние параллельно-полосчатые агрега-
ты, образующиеся по типу агатов. Для фрагментов жил с пластинчато-каркасной и крустификационной
текстурами обычны пустоты, которые часто выполняются крупными друзами кварца, кристаллы которо-
го достигают размеров 10—20 см (р. т. № 11), или уникальными «кварцевыми розами» и сложными корал-
ловидными ветвистыми кварц-антимонитовыми образованиями (рис. 119). Формирование последних воз-
можно в результате постепенной кристаллизации из насыщенных коллоидных растворов. Крустифика-
ционная и кокардовая текстуры жильных тел указывают на часто изменяющиеся условия образования.
175
Рис. 119. Текстуры кварца в карманах жильных
тел месторождения Промежуточное: а - коралловид-
ная по игольчатым кристаллам антимонита (штрек 5 юг,
р. т. № 5); 6 — «кварцевая роза» — образец из р. т. № 11,
траншея
В рудных телах месторождения Промежу-
точное отмечается текстурная зональность. Для
рудных тел южного блока характерны; пластин-
чато-каркасная, крустификационная и друзовая
текстуры. В рудных телах северного блока пре-
обладают брекчиевая и брекчиево-полосчатая
текстуры. По простиранию рудных тел также
происходит смена текстур. Например, в первом
рудном теле на южном фланге отмечаются пла-
стинчато-каркасная, гребенчатая, фестончатая
текстуры, которые сменяются в центре брекчие-
вой и далее на северном фланге крустификаци-
онной (см. рис. 116). Кроме того, текстуры изме-
няются вкрест простирания рудных тел. В не-
скольких отрезках р. т. № 1 (от западного до во-
сточного его зальбанда) наблюдается чередова-
ние крустификационной, гребенчатой, пластин-
чато-каркасной, полосчато-брекчиевой текстур
(см. рис. 119).
Таким образом, жильные тела Промежу-
точного представляют собой в конечном итоге
результат как активной дезинтеграции вмеща-
ющей породы жильным веществом (одновре-
менно проникает по многим трещинам, раскры-
вая их на первом этапе), так и выполнения сво-
бодного пространства в трещинах отрыва, об-
разующихся на втором этапе.
Околорудные изменения вмещающих
пород. На ранней стадии изучения золото-се-
ребряного оруденения, гидротермально изме-
ненные породы служат наиболее эффективным
поисковым признаком [Сидоров, 1966, 1978].
Этот тезис справедлив для золото-серебряных
месторождений в эффузивных породах. Одна-
ко околожильные изменения в терригенном раз-
резе визуально практически не фиксируются.
Вместе с тем при детальных петрографических исследованиях установлено, что среди рассланцован-
ных и трещиноватых пород зон смятия и дробления развиты тонкозернистое пятнистое и тонкопро-
жилковое метасоматическое окварцевание, серицитизация и развитие гидрослюд. Кроме того, широко
распространены аргиллизитовые изменения, зафиксированные в керне скважин на различной глубине.
Аргиллизиты представляют собой тонкозернистые агрегаты, пятна нередко образуют разноориентиро-
ванные прожилки, преимущественно каолинит-диккит-монтмориллонитового состава. В околорудных
ореолах количество аргиллизитов не превышает 5-10%. Иногда здесь отмечается хлоритизация вме-
щающих пород в призальбандовых частях метаморфогенных кварцевых жил. Наиболее интенсивно в
околорудных зонах изменяются дайки андезибазальтов [Волков, 1982]. В результате околорудного ме-
тасоматоза из породы выносятся следующие компоненты: К2О, Na2O, Н2О, CaO, Fe,O3, FeO. Вместе с
тем возрастает отношение К2О : Na2O и Fe2O3 : FeO. Рост последнего связан с интенсивным окислени-
ем андезибазальтов.
Геохимические особенности. Осадочные породы месторождения характеризуются содержанием
золота на уровне кларков, а содержание серебра незначительно повышено (возрастает более чем на
один порядок в андезибазальтах); содержание меди, свинца, цинка ниже кларковых или равно им; со-
держание мышьяка, сурьмы, скандия, бария и марганца на порядок выше, чем кларк. Рудные тела
месторождения, представленные кварцевыми жилами, во вторичных геохимических ореолах фиксиру-
176
ются слабыми аномалиями золота, серебра, сурьмы, меди, свинца, молибдена, вольфрама, никеля, цин-
ка, ртути и пониженными значениями по сравнению со вмещающими породами марганца, титана, хро-
ма, бария. Распределение элементов по простиранию рудных тел крайне неоднородно. Рост содержа-
ния золота в рудных столбах сопровождается незначительным возрастанием значений серебра и золото-
серебряного отношения (от 1:1 до 2:1). Эти рудные столбы отличаются повышенными количествами
по отношению к рядовым рудам свинца, висмута, цинка, вольфрама, ртути, мышьяка. Установлены
высокие коэффициенты корреляции золота с медью, свинцом, цинком, висмутом, ртутью, а для сереб-
ра - только с сурьмой. В рудах месторождения, по данным химического и спектрального полуколиче-
ственного анализа, содержится небольшая примесь карбоната, окисного и закисного железа, глинозе-
ма, марганца, титана, магния, фосфора, окислов калия и натрия.
Минералогический состав и последовательность рудоотложения. Специфические особеннос-
ти золото-серебряного оруденения в терригенных толщах месторождения Промежуточное в значитель-
ной мере определяются его минералогией. К ним относится отсутствие адуляра - минерала, являюще-
гося типоморфным для эпитермального оруденения в вулканитах; наличие в рудах значительного коли-
чества высокопробного золота (850-990%о); развитие в рудах в качестве основного серебросодержаще-
го минерала - фрейбергита. Наиболее распространенным рудным минералом является пирит, заметно
развиты арсенопирит, антимонит, электрум, фрейбергит (табл. 39). Обычные для многих золото-сереб-
ряных месторождений селениды представлены науманнитом, селенистым аргентитом, миаргиритом и
пираргиритом. Общий список обнаруженных к настоящему времени минералов составляет более
40 наименований (см. табл. 39).
Таблица 39
Минеральный состав месторождения Промежуточное
Распро- странен- ность Минералы вмещающих пород Минералы рудных тел Минералы зоны окисле- ния
рудные нерудные рудные нерудные
Главные Пирит, мар- казит Кварц, серицит, гидромусковит, альбит Пирит, арсенопирит, фрейбергит, тетра- эдрит, антимонит, галенит Кварц, халце- дон, гидромус- ковит, диккит, каолинит Лимонит, гидро- гетит, пренит, каолинит, сер- вантит
Распространенные 1 Гематит Г идромусковит, анкерит, хлорит, каолинит, дик- кит, турмалин, биотит, гидро- биотит, анатаз, лейкоксен, апа- тит Золото сам., электрум, сфалерит, леллингит, марказит, халькопи- рит, пираргирит, миаргирит, аргентит, науманнит, агвила- рит, пирротин, джем- сонит, фрейеслебенит, бертьерит Барит, анкерит, хлорит, каль- цит, доломит, сидерит Скородит, ге- матит, гипс, ковеллин, ва- лентинит, це- руссит
Редкие Магнетит, ильменит Пренит, сфен, циркон Касситерит, кюсте- лит, сурьма сам. Флюорит, гра- нат, эпидот Малахит, азу- рит, куприт, реальгар
Примечание. Использованы данные: А. В. Волкова [1983], А. А. Сидорова [1966], В. М. Ольшевско-
го и др. [1985 г.].
Количество сульфидов в рудах не превышает 2%. При сравнительном изучении минералогии руд-
ных тел выявляется однотипность их минерального состава. Характерными для руд месторождения
являются: аллотриоморфно-, гипидиоморфно- и идиоморфнозернистые, шестоватые, двойникования,
распада твердых растворов, свободной и стесненной кристаллизации, деформации структуры. Наибо-
лее распространены в руде структуры свободной и стесненной кристаллизации. Первые связаны с дру-
зами, которые обычны для кварца и антимонита. Характерным представителем второй группы в рудах
является интерстициальная структура. Интерстиции в кварце выполняются электрумом, золотом, фрей-
бергитом, галенитом и другими рудными минералами.
К ранним допродуктивным образованиям на месторождении относится кварц-хлорит-пиритовая
минеральная ассоциация, развитая в метаморфогенных кварцевых жилах и прожилках. Пирит в этой
177
ассоциации представлен крупными кристаллами (до 5 мм) кубической и кубооктаэдрической форм.
Отличается от «рудных» пиритов большой дисперсией коэффициента термоЭДС (рис. 120). Для него
характерна невысокая примесь золота и серебра (табл. 40).
Рис. 120. Распределение величины и знака
термоЭДС в пиритах месторождения Промежуточ-
ное: а — пирит-1, сингенетический из конкреций вме-
щающих пород; б - пирит-2 из метаморфогенных квар-
цевых жил; в - пирит-3, пирит-блеклорудной минераль-
ной ассоциации; г — пирит-4 электрум-сульфоантимо-
нитовой минеральной ассоциации
Таблица 40
Среднее содержание Au и Ag в основных рудных
минералах месторождения Промежуточное
№ п/п Минерал п Содержание, г/т
золота | серебра
1 Арсенопирит(круп- нокристаллический) 3 123,1 938,95
2 Пирит-1 (диагенети- ческий, конкреций) 5 1,7 5,3
3 Пирит-2 (из метамор- фогенных жил) 3 0,4 33
4 Пирит-3 (рудный) 10 41,8 191,1
5 Пирит-4 (рудный) 5 2,8 3827,5
6 Галенит 2 2,4 2075
7 Антимонит 5 17,0 267,5
Примечание. Анализы выполнены методом атомной
абсорбции в химической лаборатории ЦНИГРИ.
Продуктивность рудных тел месторождения
определяют минеральные ассоциации кварц-супь-
фидной стадии (табл. 41). Главной в рудных телах
месторождения является пирит-блеклорудная ми-
неральная ассоциация, приуроченная к зальбан-
дам и местам выклинивания жил, а также к гра-
ницам обломков в брекчиях, где она образует не-
правильные и прерывистые темные полосы и вы-
тянутые линзы, состоящие из изометричных размазанных пятен. В количественном выражении среди
рудных минералов на первом месте стоит пирит, на втором - фрейбергит, на третьем - пираргирит, на
четвертом — арсенопирит.
Таблица 41
Стадии минералообразования месторождения Промежуточное
Стадия 1 Минеральная ассоциация | Условия рудообразования
Метаморфогенная Кварц-сульфидная Кварц-хлорит-пиритовая Арсенопирит-пиритовая Пирит-блеклорудная — СО = 60%, Т = 400-350°С, Р = 1,1 кбар NaCl = 20%, Т = 300-250°С, Р = 0,5 кбар
Золото-сульфидно-полиметалли- ~>NaCl = 15%, Т = 250—220°С,
Кварц-антимонитовая Кварц-карбонатная чес кая Электрум-сульфоантимонитовая Кварц-антимонитовая Кварц-карбонатная г коар NaCl = 17%, Т = 220-180°С, Р = 0,1 кбар NaCl = 20%, Т = 200-150°С, Р = 60 бар Т= 180-150°С
Пирит образует своеобразную цепочечную структуру из сросшихся кристалликов кубической фор-
мы, в которых иногда наблюдаются грани октаэдра и Пентагон-додэкаэдра (рис. 121). Отличается от
пиритов других минеральных ассоциаций высоким содержанием золота и серебра и другими элемен-
тами-примесями (см. табл. 40) и высокими значениями коэффициента термоЭДС (см. рис. 120). Фрей-
бергит (или серебристый тетраэдрит) содержит серебро в значительных количествах - от 13,6-32%
(табл. 42), цементирует выделения пирита (см. рис. 121), образует неправильные угловатые зерна, со-
держит многочисленные мельчайшие включения халькопирита, сфалерита, галенита, пираргирита, золо-
та (см. рис. 121). Состав серебряных минералов месторождения Промежуточное представлен в табл. 42.
178
Рис. 121. Рудные минералы месторождения Промежуточное (х60): а — звездчатый агрегат
арсенопирита замещается в центре пиритом-3; б— самородное золото выполняет интерстиции в квар-
це; в - пирит-3 цементируется фрейбергитом; г — электрум-сульфоантимонитовая минеральная ассо-
циация (пирит срастается с пираргиритом, в котором отчетливо проявлено включение аргентита)
Таблица 42
Серебросодержащие минералы месторождения Промежуточное
№ п/п Элемент Сумма Минерал
Ag Си Sb s Fe | Zn As Se Pb
1 32,0 14,78 25,7 21,2 5,5 0,38 — — — 99,67 Фрейбергит
2 28,32 17,8 25,98 21,74 4,11 2,02 0,17 — — 100,12 To же
3 27,73 18,0 26,61 22,28 2,48 3,74 — — 100,84 »
4 32,37 14,74 25,73 22,9 3,65 2,33 — — — 100,82 »
5 13,61 27,7 27,84 23,82 4,98 1,45 0,18 0,05 — 99,62 »
6 14.27 27,04 27,92 23,38 5,59 1,26 — — 99,45 »
7 60,18 — 21,61 16,43 — — 2,47 — 100,69 Пираргирит
8 58,76 — 22,1 15,96 — — — 2,28 - 99,09 То же
9 58,30 — 21,66 16,09 — 3,05 — 99,00 »
10 59,4 0,05 21,06 16.46 0,15 - 1,58 0,66 99,38 »
11 59,08 0,05 22,01 17,34 0,02 0,04 — 1,33 0,27 100,15 »
12 85,38 1,05 — 12,95 — — — — — 99,38 Аргентит
13 86,9 — — 14,75 — — — — — 101,65 То же
14 77,65 0,02 10,02 — 0.01 5,49 1,91 95,1 Агвиларит
15 73,50 — — 0,38 — — — 26,1 — 99,25 Науманнит
16 74,57 — 0,77 — 25,44 — 100,78 То же
17 74,5 — — 0,60 — — — 25,40 — 100,5 »
18 22,73 0,09 25,86 16,82 0,02 — — 2,42 28,75 96,7 Фрейеслебенит
19 22,15 од 26,44 18,28 0,03 — 0,32 — 28,07 95,39 То же
20 34,31 0,04 40,48 21,22 0,07 0,15 0,35 0,84 0,52 97,98 Миаргирит
21 34,93 0,01 40,97 21,27 0,16 0,02 - 0,58 — 97,94 То же
22 34,44 - 40,76 21,29 0,06 — — 0,30 0,89 97,94 »
23 34,69 0,09 40,78 20,8 0,03 0,03 — 2,80 1,22 100,24 »
Примечание Анализы выполнены на микрозонде «Камебакс» ЦНИГРИ аналитик С. М. Сандомирская.
179
Золото представлено крупными интерстициальными образованиями (до 1 мм), в рудных телах
Северного блока часто встречается в виде гнезд (см. рис. 121). Отмечаются срастания золота с пиритом
и галенитом. В некоторых случаях золотины выстраиваются в своеобразную цепочку вдоль контакта
обломков в брекчиях, причем удлиненные зерна ориентируются перпендикулярно к контакту. По дан-
ным атомно-абсорбционной фотометрии, пробность золота изменяется от 700 до 990%о (рис. 122).
Электрум распространен главным образом в бонанцах рудных тел Южного блока. Он образует
самостоятельные выделения (размером от 0,1 до 1 мм) или срастается с галенитом, миаргиритом, пи-
раргиритом, фрейбергитом, аргентитом. По данным микрозондовых исследований, выделения элект-
рума неоднородны по составу, в одном зерне пробность варьирует от 250 до 500%о (см. рис. 122), т. е. в
выделениях электрума отмечается кюстелит. В золоте и электруме разных рудных тел месторождения
Промежуточное отмечается примесь меди, марганца, свинца, сурьмы, железа и мышьяка (табл. 43), что
косвенно указывает, к какой минеральной ассоциации принадлежит золото.
Рис. 122. Распределение пробности
золота в рудах месторождения Промежу-
точное (использованы данные атомной
абсорбции, лаборатории ЦНИГРИ и ЦЛ
ПГО «Севвостгеология»)
Таблица 43
Содержание элементов-примесей в золоте месторождения Промежуточное и пробность золота по данным атомной абсорбции
№ п/п Рудное тело Пробность самород. золога. %о Элементы-примеси, %
Си Мп РЬ Sb Fc As
1 I 543 0,0004 — 0,006 0,01
2 I 903 0,03 — — 0,0006 —
3 XI 601 0,0005 0,0001 0,015 0,007 0,006
4 VIII 674 0,0006 0,0002 0,002 0,007 0,007 -
5 VIII 644 0,001 0,0015 — 0,003 0,01 0,1
6 VIII 707 0,001 — 0,008 0,0075 —
7 VIII 806 0,0004 0,01 0,005 —
8 VIII 740 0,0006 — — 0,007 — —
9 Россыпь 709 — 0,005 0,14 — 0,07 —
Примечание. Анализы выполнены в спектральной лаборатории
ЦНИГРИ, аналитик Н. Н. Ланцев.
Последовательность минералообразования и температурный режим рудоотложения показаны в
табл. 41. В дорудную стадию на месторождении сформировались диагенетический пирит вмещающих
терригенных отложений и метаморфогенные кварцевые жилы. Процесс рудообразования начался с
отложения раннего кварца (кварц-хлорит-пиритовая минеральная ассоциация), нараставшего на по-
верхность рудовмещающих трещин и сформировавшего зальбанды рудоносных жильных тел. Затем
отложился кварц из коллоидных растворов, выполнивший центральные части жил (метаколлоидные и
пластинчато-каркасные агрегаты). Вместе с этим кварцем выделилась основная масса рудных минера-
лов, что позволяет объединить их в кварц-сульфидную стадию (см. табл. 41). В этой стадии на основа-
нии структурных и текстурных особенностей размещения и взаимоотношений различных минералов
установлены четыре минеральные ассоциации: арсенопирит-пиритовая, пирит-блеклорудная, золото-
сульфидно-полиметаллическая, электрум-сульфоантимонитовая. Арсенопирит-пиритовая минеральная
ассоциация, по-видимому, наиболее ранняя, образовалась совместно с отложением кварца второй гене-
рации, что доказывается распространением ее неравномерной вкрапленности по всей массе жил.
Условия рудоотложения. Изучение условий рудообразования месторождения Промежуточное
проводилось методами термобарогеохимии. Определялись температура гомогенизации, морфологи-
ческая характеристика, особенности распределения в минерале-хозяине, фазовый состав; оценивались
концентрация и давление флюида. Характеристика включений в кварце различных генераций из раз-
личных жильных тел месторождения приведена в табл. 44.
Исследование метаморфогенного кварца показало, что наряду с газово-жидкими двухфазными
включениями встречаются трехфазные, содержащие углекислоту' (до 90%), включения. Температура
гомогенизации газово-жидких включений находится в интервале 350-250°С. Вторичные включения,
развитые по многочисленным трещинкам, гомогенизируются в диапазоне 170-130°С. С учетом замет-
ной концентрации углекислоты во включениях, обычно снижающую температуру, можно полагать, что
180
образование этого кварца
происходило при температу-
рах на 50°С выше, т. е. мак-
симум мог достигать 400сС.
Размеры включений не пре-
вышают 10 мкм; их форма
обычно изометричная, аме-
бообразная (рис. 123). Для
кварц-мюрит-пиритовой ми-
неральной ассоциации ха-
рактерны газово-жидкие
включения (иногда встреча-
ются углекислотные) изо-
метричной, з реугольной, ча-
сто овальной вытянутой фор-
мы, размером от 5 до 30 мкм,
гомогенизирующиеся при
температуре 300-290°С.
В продуктивных квар-
цах встречаются различные
типы включений: газово-
жидкие, газовые, углекис-
лотные, жидкие, многофаз-
Таблица 44
Характеристика и температуры гомогенизации включений
в кварцах различных минеральных ассоциаций
Минеральная ассоциация (разновидности кварца) Типы включений Размеры, см Температура гомогенизации, °C
включений фаз
Дорудная кварц-пиритовая гж 6 кг4 2 - 10'1 350-250
(метаморфогенный кварц) П ирит-арсено пир итовая гж, уг 2 Ю"3 8 10’4 300-250
(полупрозрачный массив- ный кварц) Золото-пираргирит-блекло- рудная: а) метаколлоидный кварц г*ж, г 6 10’3 8 10 4 250-200
б) кристаллический кварц гж, тф 6 Ю‘2 2 10’3 300-230
Полиметаллическая: а) полупрозрачный шее- гж, у г, тф 4 10 3 1 • 10~3 200-170
товатый кварц б) метаколлоидный пл а- гж 2 10 2 5 10 3 270-170
стинчатый кварц Антимонит-пиритовая гж, уг 1 10 3 4 103 220-130
(полупрозрачный кварц) Пострудные: а) молочно-белый кварц гж 6 10 4 2 10 4 290
б) аметист гж 8 10 2 3 Ю"2 390-340
Примечание гж - газово-жидкие; 1 - газовые, уг - углекислотные; тф -трехфазные
ные, первичные и вторич-
ные. Размеры включений обычно не пре-
вышали 30 мкм. Соотношение фаз в двух-
фазных первичных включениях варьиру-
ет от 1:10 до 10:1. Морфология включе-
ний самая разнообразная (см. рис. 123).
Наибольший интерес представляют вклю-
чения, выявленные в прозрачном крупно-
кристаллическом кварце электрум-суль-
фоантимонитовой минеральной ассоциа-
ции, размеры некоторых из них превыша-
ют 0,05 мм. Для этого кварца оказались
характерными трехфазные включения, с
твердой фазой, представленной кубичес-
кими кристаллами галита (см. рис. 123).
Рис . 123. Морфология включений в
кварце жил месторождения Промежуточ-
ное. Включения (а, в, г, д, е, ж) гомогенизи-
руются в жидкость при температуре выше
200“С; включения (б) и (з) - при температуре
ниже 200~С. Включения (а) и (ж) - тре.хфаз-
ные, отчетливо видны кубические кристалли-
ки NaCl (а- х800; б- хбОО; в- х500; г- хбОО;
д -хЮОО, е- к 1000; ж-х600;з- хЮОО)
181
Для этого кварца не характерны углекислотные включения, обычные для кварца других мине-
ральных ассоциаций. В кристаллах кварца они расположены зонально. Наибольшее количество изо-
метричных включений размером 30-50 мкм обнаружено в периферийных частях кристалла. Централь-
ные части кристаллов характеризуются различными по морфологии включениями, размеры которых
не превышают 10 мкм. По границе сросшихся кристаллов кварца отмечается развитие вторичных вклю-
чений цилиндрической формы. Температуры гомогенизации в пределах одного кристалла варьируют в
широком интервале - от 220 до 170°С. Естественно, что более низкотемпературные периферийные
включения. Температура гомогенизации вторичных включений составляет 120— 130°С. Для первичных
Рис. 124. Распределение тем-
ператур гомогенизации включений
в жильном кварце месторождения
Промежут очное
включений установлены два режима гомогенизации: в газ и в жид-
кость. Смена режима обычно наблюдается на рядом расположен-
ных включениях, что, как полагают Н. П. Ермаков и Ю. А. Долгов
[1979], позволяет говорить о вскипании минералообразующих ра-
створов в процессе рудообразования и равновесии в системе газ —
жидкость. В этом случае температуры гомогенизации отвечают ис-
тинным температурам минералообразования.
Таким образом, формирование кварцевых жил месторожде-
ния представляло собой сложный многоступенчатый пульсацион-
ный процесс (рис. 124): начиналось выделением раннего шесто-
ватого кварца (300-250°С), продолжалось отложением продуктив-
ного кварца (250-180°С), затем межпродуктивного кварца (200-
150°С) и завершалось метаколлоидным кварцем, ассоциирующим с антимонитом (220—150°С). По вклю-
чениям, содержащим галит, можно приближенно оценить давление при рудообразовании— 110—140 атм и
соленость растворов - 20-30%.
Глава 8
ЗОЛОТО-РЕДКОМЕТАЛЛЬНАЯ ФОРМАЦИЯ
Золото-редкометалльные рудопроявления известны на Северо-Востоке России с начала его осво-
ения. Однако промышленные месторождения были открыты сравнительно недавно (месторождение
Школьное). Оруденение золото-редкометалльной формации характеризуется тесной пространствен-
ной связью с гранодиоритовыми и диоритовыми интрузивными массивами и штоками, формирующи-
ми купольные структуры и активизированные тектонические блоки зон ТМА. Интрузии отличаются
сложным многофазным составом, сложены преимущественно гранодиоритами главной фазы и в мень-
шей степени диоритами, габбро последующих фаз. а также прорываются многочисленными дайками
аплитов, гранит-порфиров. лампрофиров и риолитов. Дайки и рудные тела образуют рудно-магмати-
ческую систему (пояс). Рудные тела располагаются кутисообразно и контролируются трещинами от-
рыва в минерализованных зонах дробления, сопровождающих глубинные магмо- и рудоподводящие
разломы в пределах интрузии и ее экзоконтактовой зоне. Рудные тела представлены прожилково-вкрап-
ленными линейными штокверками и жилами выполнения. Наиболее распространенными рудными
минералами являются арсенопирит, пирит, висмутин, золото, теллуриды, сульфосоли серебра и свин-
ца, галенит, шеелит, молибденит, вольфрамит, антимонит. Пробность золота изменяется от 500 до 850%о.
Наиболее широко распространено золото пробпостью 750%о. В пределах некоторых месторождений
установлено совмещение в одних рудных телах золото-редкометалльного и золото-серебряного типов
оруденения. Месторождения, залегающие в субвулканических интрузивах и штоках, могут быть отне-
сены к золото-порфировой формации. Нередко таковыми представляются золотоносные медно-молиб-
ден-порфировые месторождения в тех случаях, когда по промышленной ценности золотые руды суще-
ственно превосходят медно-молибденовые.
182
8.1. Месторождение Палянгай
Рудное поле Палянгай (см. рис. 16) выявлено геологами Северо-Чукотской ГРЭ в результате за-
ерки геохимических аномалий золота и серебра в 1987 г. [Добротин и др., 1990 г.]. В поисковых рабо-
ах и изучении рудного поля принимали участие Ю. Р. Добротин, А. В. Волков, Т. М. Садыков, М. Ю. Ант-
онов и др. В 1995-1997 гг. проведены поисково-оценочные работы силами Чаунского горно-геологи-
еского предприятия [Н. А. Новиков, И. В. Тибилов и др., 1998 г.]. Научно-исследовательские работы на
удном поле проводили Д. В. Дудкинский, С. Е. Евремов (ИГИГ, Иркутск), С. Ф. Петров (СВКНИИ ДВО
АН, Магадан). Рудные зоны месторождения оценены канавами и единичными скважинами колонко-
ого бурения. Содержание по рудным зонам колеблется от 0,9 г/т на мощность 47,0 м (рудная зона 3-а)
о 16,5 г/т на мощность 1,6 м (р. т. № 4). Проект полностью не был выполнен в связи с закрытием
1инансирования в 1997 г. По результатам поисково-оценочных работ месторождение отнесено к золо-
о-сульфидному вкрапленному типу [Н. А. Новиков, И. В. Тибилов, 1998 г.]. Технологические исследо-
ания руд на обогатимость не проводились. По нашим данным, месторождение Палянгай можно отне-
ги к золото-редкометалльной группе или к месторождениям золота, связанным с гранитоидами [Lang
tai., 2000].
Месторождение расположено в 10 км к югу от автомобильной дороги Певек - Комсомольский,
асстояние до пос. Комсомольский - базы старательской артели «Чукотка», около 20 км, до портового
Певек - около 100 км. В непосредственной близости от месторождения проходит ЛЭП Билибино -
евек. Рельеф местности относится к мелкогорью. Абсолютные отметки варьируют от 400 до 800 м над
эовнем моря. Месторождение может отрабатываться карьером.
Положение в региональных структурах. Месторождение локализовано в восточном эндокон-
1кте массива, выходящего на поверхность в центральной части Палянской ИКС, и ограничено с юго-
шада и северо-востока Центральным и Правым Палянским разломами, а с севера и юга - субширот-
>1ми разломами (см. рис. 15). Площадь месторождения около 4 км2.
В рудном поле широко развиты дайки риолитов, гранит-порфиров, гранодиорит-порфиров, дио-
1т-порфиритов, лампрофиров. Размеры даек колеблются от 200-300 м до первых километров при
)едней мощности 10-12 м. Простирание пояса даек субмеридиональное, северо-северо-западное.
Центральный разлом разделяет массив гранодиоритов на две половины (рис. 125). Его протяжен-
>сть в интрузии не менее 20 км, падение крутое, северо-восточное. Восточный блок сброшен по раз-
му на 50-100 м. Зона разлома несет повышенные концентрации золота, мышьяка, висмута, вольфра-
1, свинца, цинка, серебра, ртути. В рудовмещающих гранодиоритах, слагающих месторождение, раз-
1ты рудные зоны, представленные субмеридиональными крутопадающими (с падением на запад) спе-
ющими Центральный разлом разрывными нарушениями (рис. 126).
Морфология и вещественный состав рудных тел. Рудные зоны выполнены метасоматитами
зличного состава - кварц-мусковитовыми и кварц-полевошпатовыми грейзенами, березитами, вто-
1чными кварцитами. Протяженность рудных зон достигает 2 км, мощность метасоматитов в них
Ю м, установленный вертикальный размах по гипсометрии и скважинам колонкового бурения более
О м, на глубину рудные зоны не оконтурены. Рудные зоны и кварцевые жилы имеют тесную струк-
рную связь с секущими гранодиориты дайками лампрофиров, диорит-порфиритов, гранит- и грано-
орит-порфиров, а также с субвулканическими дайками риолитов.
Рудные тела представлены тремя морфологическими типами: 1) кварцевыми малосульфидными
1лами протяженностью более 500 м, мощностью от 0,3 до 3 м; 2) линейными штокверками, длиной
простиранию до 500 м и мощностью 15-20 м; 3) минерализованными зонами дробления с вкраплен-
ии оруденением.
Рудные жилы можно отнести к двум основным морфологическим типам: плитообразным и пре-
висто-линзовидным, причем первые распространены в основном в центральном и северном, а вто-
е - на южном и юго-восточном участках месторождения. Количество жил этих двух типов в рудных
нах также неодинаково: единицы - первого типа и десятки - второго.
К настоящему времени на месторождении (см. рис. 126) выделяется 8 рудных зон, которые вскры-
канавами и колонковыми скважинами (табл. 45). Поисково-оценочные работы проводились глав-
м образом для выявления и оценки богатого жильного оруденения, аналогичного месторождению
кольное. Штокверковое оруденение специально не изучалось и не оценивалось.
183
8.1. Месторождение Палянгай
Рудное поле Палянгай (см. рис. 16) выявлено геологами Северо-Чукотской ГРЭ в результате за-
верки геохимических аномалий золота и серебра в 1987 г. [Добротин и др., 1990 г.]. В поисковых рабо-
тах и изучении рудного поля принимали участие Ю. Р. Добротин, А. В. Волков, Т М. Садыков, М. Ю. Анти-
панов и др. В 1995-1997 гг. проведены поисково-оценочные работы силами Чаунского горно-геологи-
ческого предприятия [Н. А. Новиков, И. В. Тибилов и др., 1998 г.]. Научно-исследовательские работы на
рудном поле проводили Д. В. Дудкинский, С. Е. Евремов (ИГИГ, Иркутск), С. Ф. Петров (СВКНИИ ДВО
РАН, Магадан). Рудные зоны месторождения оценены канавами и единичными скважинами колонко-
вого бурения. Содержание по рудным зонам колеблется от 0,9 г/т на мощность 47,0 м (рудная зона 3-а)
до 16,5 г/т на мощность 1,6 м (р. т. № 4). Проект полностью не был выполнен в связи с закрытием
финансирования в 1997 г. По результатам поисково-оценочных работ месторождение отнесено к золо-
то-сульфидному вкрапленному типу [Н. А. Новиков, И. В. Тибилов, 1998 г.]. Технологические исследо-
вания руд на обогатимость не проводились. По нашим данным, месторождение Палянгай можно отне-
сти к золото-редкометалльной группе или к месторождениям золота, связанным с гранитоидами [Lang
et al., 2000].
Месторождение расположено в 10 км к югу от автомобильной дороги Певек - Комсомольский.
Расстояние до пос. Комсомольский - базы старательской артели «Чукотка», около 20 км, до портового
г. Певек - около 100 км. В непосредственной близости от месторождения проходит ЛЭП Билибино -
Певек. Рельеф местности относится к мелкогорью. Абсолютные отметки варьируют от 400 до 800 м над
уровнем моря. Месторождение может отрабатываться карьером.
Положение в региональных структурах. Месторождение локализовано в восточном эндокон-
такте массива, выходящего на поверхность в центральной части Палянской ИКС, и ограничено с юго-
запада и северо-востока Центральным и Правым Палянским разломами, а с севера и юга - субширот-
ными разломами (см. рис. 15). Площадь месторождения около 4 км2.
В рудном поле широко развиты дайки риолитов, гранит-порфиров, гранодиорит-порфиров, дио-
рит-порфиритов, лампрофиров. Размеры даек колеблются от 200-300 м до первых километров при
средней мощности 10-12 м. Простирание пояса даек субмеридиональное, северо-северо-западное.
Центральный разлом разделяет массив гранодиоритов на две половины (рис. 125). Его протяжен-
ность в интрузии не менее 20 км, падение крутое, северо-восточное. Восточный блок сброшен по раз-
лому на 50-100 м. Зона разлома несет повышенные концентрации золота, мышьяка, висмута, вольфра-
ма, свинца, цинка, серебра, ртути. В рудовмещающих гранодиоритах, слагающих месторождение, раз-
виты рудные зоны, представленные субмеридиональными крутопадающими (с падением на запад) опе-
ряющими Центральный разлом разрывными нарушениями (рис. 126).
Морфология и вещественный состав рудных тел. Рудные зоны выполнены метасоматитами
различного состава - кварц-мусковитовыми и кварц-полевошпатовыми грейзенами, березитами, вто-
ричными кварцитами. Протяженность рудных зон достигает 2 км, мощность метасоматитов в них
100 м, установленный вертикальный размах по гипсометрии и скважинам колонкового бурения более
300 м, на глубину рудные зоны не оконтурены. Рудные зоны и кварцевые жилы имеют тесную струк-
турную связь с секущими гранодиориты дайками лампрофиров, диорит-порфиритов, гранит- и грано-
диорит-порфиров, а также с субвулканическими дайками риолитов.
Рудные тела представлены тремя морфологическими типами: 1) кварцевыми малосульфидными
жилами протяженностью более 500 м, мощностью от 0,3 до 3 м; 2) линейными штокверками, длиной
по простиранию до 500 м и мощностью 15-20 м; 3) минерализованными зонами дробления с вкраплен-
ным оруденением.
Рудные жилы можно отнести к двум основным морфологическим типам: плитообразным и пре-
рывисто-линзовидным, причем первые распространены в основном в центральном и северном, а вто-
рые - на южном и юго-восточном участках месторождения. Количество жил этих двух типов в рудных
зонах также неодинаково: единицы - первого типа и десятки - второго.
К настоящему времени на месторождении (см. рис. 126) выделяется 8 рудных зон, которые вскры-
ты канавами и колонковыми скважинами (табл. 45). Поисково-оценочные работы проводились глав-
ным образом для выявления и оценки богатого жильного оруденения, аналогичного месторождению
Школьное. Штокверковое оруденение специально не изучалось и не оценивалось.
183
Рис. 125. Схематическая геологическая карта месторождения Палянгай (по Н. А. Но-
викову и др. [1998 г.[, дополненная). Условные обозначения см. на рис. 126
На месторождении установлены три стадии рудообразования: арсенопирит-пиритовая, золото-
висмутин-галенит-сфалеритовая и кварц-антимонитовая. В первую стадию образуется золотоносная
вкрапленная пирит-арсенопиритовая минерализация зон березитов. Во вторую стадию формируются
золото-редкометалльные и серебро-полиметаллические кварцевые жилы и прожилки. В третью - кварц-
антимонитовые жилы, секущие все более ранние образования. Кварц в жилах кристаллический, равно-
мернозернистый. В пустотах встречаются мелкодрузовые образования.
184
Ag + Pb + Zn + Bi
Рудные зоны
Рис. 126. Схематический геологический разрез вкрест простирания рудных зон месторождения
Палянгай (по Н. А. Новикову и др. [1998 г.], с дополнениями): 1 - алевролиты и песчаники верхнего триаса;
2 - гранодиориты; 3 - граниты; 4 - роговики; 5 - дайки риолитов; 6 - дайки диоритов; 7 - аргиллизитовые
метасоматиты; 8 - рудные зоны; 9 — зоны трещиноватости; 10 - разломы; 11 — условные границы; R — рудная зона
Арсенопирит — главный рудный ми-
нерал минерализованных и прожилково-
жильных зон месторождения, количество
которого в объеме достигает 5-10%. Лока-
лизуется в виде гнезд (до 2-3 см), массив-
ных линзовидных, прожилкообразных и
прерывистых выделений (до 10-15 см) по
зальбандам жил; нередко совместно с пири-
том метасоматически развивается в руцо-
вмещающих березитизированных породах.
Структурным травлением (50% HNO3)
Таблица 45
Параметры рудных зон месторождения Палянгай
Рудная зона Канавы (К) и скважины (С) Предполагаемые параметры Среднее содержание золота, г/т Средняя мощность, м
2 К55 1000 х 300 3,6 0,8
3 К55 1000 х 300 1,0 13,1
4 К55 2000 х 300 14,8 4,0
4 К52 — 16,0 1,0
4 С14 (141 м) — 35,4 0,9
3-а К54 2000 х 300 0,9 48,0
3-а К12 — 0,8 47,3
4-а К17 1000 х 300 3,0 11,1
выявлено внутреннее строение минерала трех типов: зональное, хаотично сдвойникованное, унаследо-
ванное полисинтетически сдвойникованное [Петров, 2001].
Зональное строение, характерное для монокристаллов, проявляется в 20% исследованных зерен и
свойственно арсенопириту, отлагавшемуся совместно с кварцем в центральных частях и по зальбандам
прожилков. Размеры отдельных индивидуумов составляют 1-2, реже 3-5 мм.
Хаотично сдвойникованные скопления арсенопирита составляют 50% от числа изученных зерен.
Встречаются и в метасоматитах, и в прожилках. Размер отдельных зерен резко варьирует, составляя в
среднем около 0,3-0,4 мм. Характерны разнообразные сочетания зональных и сдвойникованных выде-
лений.
Третий, унаследованный сдвойникованный тип внутреннего строения является псевдоморфным
и возникает вследствие замещения крупных скоплений биотита, изобилующего во вмещающих оруде-
нение кварцевых сиенитах. Арсенопирит в данном случае формирует плотные пластинчатые пакеты,
185
состоящие из пламеневидных и веретенообразных скоплений субиндивидов размером до 0,05x0,4 мм.
Часто в отслоениях среди пакетов фиксируются реликты вмещающей матрицы и пустоты, которые, по
нашим наблюдениям, представляют собой особую разновидность микроструктурных ловушек, благо-
приятных для осаждения минералов продуктивной золото-висмутовой с теллуридами Au ассоциации.
В арсенопирите установлено 17 элементов-примесей, из которых только Со (280-7280 г/т), Ni (15-
440 г/т) и Sb (120-230 г/т) изоморфно входят в кристаллическую решетку минерала. Остальные 14 мик-
рокомпонентов интерпретируются как составные части микроминеральных включений. Среди них (кон-
центрация, г/т): Bi - самородный висмут, висмутин (100-1250), РЬ- галенит (25-800), Мо - молибде-
нит (до 270), W - шеелит (до 280), Си - халькопирит (10-120), Zn - сфалерит (180-350), Ag - галенит,
самородное золото (5-50), Au - самородное золото (2-200). В отдельных пробах фиксируются концен-
трации Са (до 4,8%), обусловленные включениями позднего кальцита. Реликты вмещающих пород
ответственны за содержания Mg (до 1,72%), Мп (до 0,25%), Ti (до 0,11 %), Сг (240-610 г/т), Zr (до 330 г/т).
По падению рудных тел величина Ni/Co отношения в арсенопиритах месторождения уменьшает-
ся на порядок.
Содержание золота в арсенопирите, поданным чаунских геологов [Новиков и др., 1998 г.], колеб-
лется от 0,8 до 524 г/т (в среднем 303 г/т, 27 анализов), серебра- 4-44 г/т (в среднем 11 г/т, 30 анализов).
В пирите содержание золота не превышает 10 г/т.
Среди минералов висмута установлены: бисмутин, висмутин, самородный висмут, тетрадимит,
мальдонит. Они представлены мелкими зернами в тонких трещинах, часто в арсенопирите. Кроме того,
наблюдаются мелкие выделения и кристаллы пирита, чешуйки молибденита, галенита, реже встреча-
ются сульфосоли серебра, свинца, меди, аргентит. Незначительно развиты в рудах карбонаты. Золото
ассоциирует с минералами висмута и представлено интерстициальными выделениями. Преобладает зо-
лото 0,1-0,2 мм. Среднее содержание составляет 8-16 г/т. Для второго типа жил характерно обилие
сульфидной минерализации, преимущественно арсенопиритовой и пиритовой, слагающей крупные
гнезда и полосы. Встречаются также выделения сульфосолей серебра, меди, свинца. Содержание золо-
та в них не превышает 1 г/т, однако содержания серебра достигают 1 кг. Эти жилы избирательно при-
урочены к грейзеновым метасоматитам.
Содержание золота в минерализованных зонах березитов достаточно равномерное и составляет
0,8-0,9 г/т на мощность 47 м (рудная зона 3-а, соответственно канавы 12 и 54).
По результатам микрозондового анализа, проведенного в СВКНИИ ДВО РАН, пробность золота
варьирует от 801 до 950%о, среднее значение 873%о [Петров, 2001].
Наличие в месторождении по крайней мере трех различных типов кварцевых жил подтверждает-
ся исследованиями флюидных включений в кварце методом вакуумной декрепитации и гомогениза-
ции. На основании проведенных исследований построен сводный график температур гомогенизации
включений, на котором отчетливо выделяются три температурных интервала, соответствующих трем
различным типам кварца (рис. 127). Рудообразование на месторождении протекало в интервале темпе-
ратур от 60 до 140°С. Интервал 60-540°С характеризует формирование дорудных грейзенов. В диапа-
зонах 400-340 и 320-260°С образовались золотоносные и сереброносные кварцевые жилы. При темпе-
ратурах 140-80°С отлагались кварц-антимонитовые жилы и карбонатные прожилки.
Рис. 127. Распределение температур гомогенизации флюидных включений в кварцах жил
рудных зон месторождения Палянгай
186
На юго-восточном фланге месторождения широко развиты зоны грейзенов, контролирующие се-
реброносные кварцевые жилы; в центральной и северной частях месторождения развиты березиты,
вмещающие жильные рудные тела; здесь серебряная минерализация практически отсутствует. На се-
верном фланге месторождения установлены линейные штокверки, представленные коренными выхо-
дами гранодиоритов с интенсивным кварцевым прожилкованием (мощность прожилков 0,3-3 см), плот-
ность прожилков достигает 10-20 на 1 м, содержание золота колеблется от 1,4 до 26,8 г/т и составляет в
среднем 3 г/т (канава 17). В прожилках установлены следующие сульфиды: арсенопирит, висмутин,
бисмутин, пирит, а также золото; размеры выделений не превышают 3 мм. В геохимических полях
оруденение фиксируется контрастными аномалиями золота, мышьяка, серебра, висмута, вольфрама.
Наблюдается отчетливая зональность: западный фланг месторождения обогащен мышьяком и вольф-
рамом; восточный - мышьяком и серебром, а центральная часть - золотом.
Геолого-генетическая модель рудообразования представляется в следующем виде. Рудоподводя-
щей структурой, по геохимическим данным, можно считать Центральный разлом, являющийся запад-
ным ограничителем месторождения. Рудные зоны формировались над участком пересечения Цент-
ральным разломом магмоподводящего канала, установленного по гравиметрическим данным. Очевид-
но, что важную рудоконтролирующую роль сыграла система субширотных разломов, создавшая об-
ласть повышенной проницаемости для рудообразующих гидротермальных флюидов. Источник флюи-
дов, как и магматического расплава, скорее всего располагался на нижнекоровом - верхнемантийном
уровне.
Таким образом, по имеющимся данным, на месторождении наблюдается совмещение трех типов
оруденения: 1) золото-сульфидного вкрапленного, связанного с березитами; 2) серебро-полисульфид-
ного и золото-редкометалльного жильного; 3) кварц-антимонитового жильного.
Месторождение может рассматриваться как большеобъемное со штокверковым оруденением.
Аналоги: Форт Нокс, Даблин Галч, Трю Норф (штат Аляска, США) [Lang et al., 2000].
В пределах рудного поля необходимо завершить поисково-оценочные работы штокверкового ору-
денения; провести технологические исследования, особое внимание обратить на возможность кучного
выщелачивания.
Глава 9
УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ
И ИСТОЧНИКИ РУДНОГО ВЕЩЕСТВА МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Проведенные исследования показывают, что золоторудные месторождения характеризуются ря-
дом особенностей и закономерностей локализации. На изученных месторождениях различных золото-
рудных формаций наблюдается совмещение в одних структурах на одном горизонтальном уровне ран-
него вкрапленного и позднего жильного типов оруденения. Вкрапленные руды импрегнируют зоны
смятия, дробления и рассланцевания, а жильное и прожилковое оруденение выполняет трещины отры-
ва и зоны трещиноватости.
Таким образом, в рудовмещающих структурах месторождений установлена последовательная смена
вязких пластических деформаций, характерных для условий сжатия, на хрупкие деформации - растя-
жения. Такие условия тектонического развития рудовмещающих структур типоморфны не только для
месторождений золото-сульфидной вкрапленной формации, но и для золото-серебряных месторожде-
ний в терригенных толщах (Промежуточное) и золото-редкометалльных месторождений в гранитои-
дах (Палянгай).
В соответствии с существующими схемами структурной вертикальной зональности пластические
деформации характерны для глубинных условий, а хрупкие - для близповерхностных [Паталаха, 1985;
Сафонов, 1978]. Следует отметить, что аналогичные условия существовали при образовании куполов
[Уиссер, 1964]. В нижних частях и по периферии формирующегося купола преобладают условия сжа-
187
тия, а в верхних частях купола - растяжения. Интенсивная гидротермальная деятельность начинается
после эксплозивных явлений. Наличие в пределах одного горизонта разноглубинных деформаций можно
объяснить вертикальным смещением рудовмещающих структур синхронно с рудообразованием [Но-
вожилов, 1991]. Наиболее благоприятной средой для локализации вкрапленного оруденения (для вяз-
ких деформаций) являются пластичные алевролитовые толщи, напротив, жильное и прожилковое ору-
скс
раз
ког
денение локализуется в относительно хрупких породах - песчаниках и сланцах.
Для объяснения отмеченных выше особенностей нами вслед за А. И. Калининым [1991] предложе-
на схема геодинамического развития рудовмещающих структур в зонах ТМА, представленная на
Механизм активизации Тектонический режим Проницаемость среды
Открытость | Закрытость
Латеральные блоковые перемещения (сдвиги) Тангенциаль- ное сжатие !)
Сложные блоковые перемещения (взбросо-на- двигн, сдвиги) Растяжение 1
Ранняя фаза становления ИКС Сжатие 1
Поздняя фаза становления ИКС Растяжение
Рис. 128. Геодинамическая модель форми-
рования прожилково-вкрапленного (1) и жильно-
го (2) золотого оруденения в линейных зонах ТМА
средних глубин, переходящих из мезо- в катазону
рис. 128. Эта модель предполагает формирование зо-
лоторудных месторождений зон ТМА в течение дли-
тельного времени синхронно с тектоническими дви-
жениями в зонах глубинных разломов, в различных
тектонических обстановках, на разных глубинных
уровнях.
Геодинамический режим развития зон ТМА,
по-видимому, обусловливает формационные разли-
чия золоторудных месторождений. Так, золото-се-
ребряное и ртутное оруденение формируется в близ-
поверхностных условиях, где преобладали процес-
сы растяжения (месторождения Кукенейской и Па-
лянской ИКС). Золото-редкометалльное, золото-
кварцевое и золото-антимонитовое жильное и про-
жилковое оруденение образовалось в среднеглубин-
ных условиях, в хрупких породах, где также преоб-
ладали условия растяжения (месторождения Палян-
гай, Сыпучинское, Эльвенейское, Майское). Типо-
морфные особенности золото-сульфидного вкрап-
ленного оруденения определяются его образовани-
ем в режиме преобладающего сжатия в вязких раз-
ломах - зонах динамометаморфизма, развивающихся
в благоприятных пластичных породах, в условиях
Об этом свидетельствует значительный вертикаль-
ный размах вкрапленного оруденения, превышающий, по-видимому, 2 км (на месторождении Майское
вкрапленные руды с обычным содержанием золота подсечены структурной скважиной на глубине 1,5 км
от поверхности).
В результате анализа имеющихся материалов выявлены следующие общие закономерности про-
цесса рудообразования в зонах ТМА: 1) золоторудные месторождения формируются в близповерхност-
ных и среднеглубинных условиях; 2) с глубиной жильное оруденение постепенно выклинивается;
3) сходство вкрапленного оруденения золоторудных месторождений различных минеральных типов,
сформировавшихся в разных геолого-структурных обстановках, определяется сменой тектонического
режима сжатия на растяжение в условиях средних глубин; 4) в позднем жильном оруденении отмечает-
ся значительное увеличение количества минералов серебра, ртути, сурьмы, полиметаллов.
Модель формирования большеобъемных золоторудных месторождений Северо-Востока Рос-
сии. Из многих десятков золоторудных месторождений и рудопроявлений региона крупнейшими в на-
стоящее время являются Нежданинское (Якутия), Наталкинское (Колыма) и Майское (Чукотка). Эта
три месторождения залегают в черносланцевых толщах верхоянского комплекса и сопровождаются
многочисленными проявлениями-сателлитами золото-кварцевой, золото-порфировой, золото-редкоме-
талльной, олово-серебряной, золото-серебряной, сурьмяной и ртутной формаций. Нежданинское и
Наталкинское месторождения вмещаются пермскими глинистыми сланцами и песчаниками, Майское-
средне-верхнетриасовыми глинистыми сланцами и алевролитами. Месторождения расположены в пе-
ривулканической зоне постаккреционного ОЧВП (рис. 129): Нежданинское - вблизи западного фланга
этого 2500-километрового пояса, Майское - в пределах восточной (чукотской) ветви пояса и Наталкин-
188
ское - вблизи центрально-охотской его ветви. Минерализация на каждом из названных месторождений
развивалась в три этапа: 1) доаккреционный гидротермально-осадочный, сингенетичный осадкона-
коплению; 2) синаккреционный плутоногенно-метаморфогенный; 3) постаккреционный (табл. 46).
Рис. 129. Размещение золотых большеобъемных мес-
торождений Северо-Востока России (схема): 1 — постаккре-
ционный ОЧВП; 2 — крупнейшие отрицательные (кальдеро-
образные) вулканоструктуры; 3, 4 —террейны, аккретиро-
ванные до образования ОЧВП: 3 — колымские и чукот-
ские группы (преимущественно террейны пассивных
континентальных окраин), 4 - кратонные террейны;
5 - Корякско-Камчатская группа террейнов; 6 —
границы золото- и сереброносных районов в
ОЧВП; 7 - эпитермальные золото-серебряные
месторождения и рудопроявления; 8 - боль-
шеобъемные (уникальные) золотые место-
рождения (1 - Нежданинское, 2 - Натал-
кинское, 3 - Майское)
Чукотское море
Охотское море
400 км
0
Анадырский
залив
Таблица 46
Схема формирования полихронных золоторудных месторождений
в черносланцевых толщах (Северо-Восток России)
Этапные и стадийные
минеральные ассоциа-
______ции руд_____
Доаккреционные
Нежданинское (Якутия)
Наталкинское (Колыма)
Майское (Чукотка)
С инаккреционные
Постаккреционные:
1) эпитермальные
допорфировые
2) порфировые
Пиритовые (с золото-
кварцевыми жилами в
турбидитах смежных
районов по [Констан-
тинов, Косовец, 1996])
Ранние кварц-пирито-
вые с микроассоциа-
циями полиметалли-
ческих сульфидов и
золота; поздние пи-
рит-арсенопиритовые
с полиметаллически-
ми сульфидами и зо-
лотом
1. Золото-пирит-арсено-
пиритовые вкраплен-
ные руды в метасома-
титах
2. Золото-сульфидно-
шеелит-кварцевые с
Ag-сульфосолями и
антимонитом (пост-
интрузивная-2 по
[Гамянин и др., 2000])
Пиритовые с хлори-
том, карбонатами,
рутилом и углероди-
стым материалом
Ранние кварц-пирито-
вые с микроассоциа-
циями полиметалли-
ческих сульфидов и
золота(дегдеканский
тип); поздние кварц-
пирит-арсенопирито-
вые с полиметалли-
ческими сульфидами
и золотом
1. Золото-пирит-арсено-
пиритовые вкраплен-
ные руды в углероди-
стых метасоматитах;
адуляр-кварцевые жи-
лы с электрумом (по
П. И. Скорнякову,
1946 г.)
Пиритовые (выражены
слабо)
Кварц-пирит-арсенопи-
ритовые с полиметал-
лическими сульфида-
ми и золотом в смеж-
ных районах (Средний
Ичувеем)
1. Пирит-арсенопирито-
вые вкрапленные руды
с тонким золотом в уг-
леродистых метасома-
титах; кварцевые жилы
с Ag-сульфосолями
2. Золото-редкометал-
льная (кварц-арсено-
пиритовые жилы с ми-
нералами Sn, W, Мо,
Bi, Sb)
189
Во вмещающих породах Нежданинского месторождения, судя по публикациям [Силичев, 1970;
Гамянин и др., 2000] и личным впечатлениям авторов, на доаккреционном этапе (возможно, даже в пери-
од осадконакопления) широкое развитие получила сульфидная импреньяция (по выражению М. К. Си-
личева), представленная мелкой равномерно распределенной вкрапленностью пирита и арсенопирита.
Проявления седиментогенной золотоносности сульфидов в турбидитах Южной Якутии сравнительно
недавно рассматривались М. М. Константиновым и Т.Н Косовец [1996]. На синаккреционном этапе
(постинтрузивном-1, по Г. Н. Гамянину и др. [2000]) происходило образование многочисленных мета-
морфогенно-гидротермальных кварцевых жил с гнездовой вкрапленностью рудных минералов; выде-
лены следующие минеральные ассоциации: шеелит-пирит-арсенопиритовая, халькопирит-галенит-сфа-
леритовая, тетраэдрит-сульфоантимонитовая и антимонитовая. На постаккреционном этапе, связан-
ном с позднемеловым - палеогеновым магматизмом ОЧВП, значительное развитие получили мало-
мощные кварцевые и сидерит-кварцевые прожилки эпитермального типа с вкрапленностью арсенопи-
рита, пирита, а также овихиита, пираргирита и фрейбергита; минерализация сопровождалась гидро-
термальными изменениями типа пропилитизации и, по-видимому, сульфидизацией вмещающих по-
род. Пирит и арсенопирит позднего этапа представлены друзовидными сростками мелких кристаллов.
На месторождении Майское до- и синаккреционная минерализация на вскрытом уровне проявле-
на слабо, хотя в прилегающих Средне-Ичувеемском и Сыпучинском рудных полях распространены
син- и постаккреционные золото-кварцевые жилы, представляющие источники уникальных чукотских
россыпей золота; отмечены также седиментогенные золотоносные пирит-марказитовые конкреции в
черносланцевых триасовых толщах; в карнийских неизмененных сланцах в 1981 г. А. А. Сидоровым
было обнаружено прожилкоподобное выделение высокопробного золота вне ассоциации с какими-
либо другими минералами; в кварце базальных конгломератов, подстилающих вулканогенные толщи,
отмечалась вкрапленность галенита, сфалерита и пирита. Основные рудные тела месторождения пред-
ставлены зонами мелко- и тонковкрапленной сульфидизации (арсенопирит, пирит) в глинистых слан-
цах и алевролитах черносланцевой толщи, и только в пределах верхних горизонтов месторождения
развиты эпитермальные жилы кварца с вкрапленностью сульфидов, сульфосолей серебра и электрума.
Объем жильных руд, включая самые поздние кварц-антимонитовые жилы, незначителен. Основная
масса золота (90%) заключена в виде субмикроскопических самородных выделений в арсенопирите и
пирите. Интересно отметить, что мелкие и тонкие выделения золотоносных срастаний игольчатого
арсенопирита и пирита в углеродистых метасоматитах терригенных триасовых толщ подобны анало-
гичным и более крупным срастаниям друзовидного арсенопирита и пирита в эпитермальных халце-
дон-кварцевых жилах, несущих также гнездовую вкрапленность сульфосолей серебра и электрума [Си-
доров, 1966].
Наталкинское месторождение сравнительно недавно считалось типичным представителем золото-
кварцевой россыпеобразующей формации [Фирсов, 1980]. Однако еще П. И. Скорняков в 40-х гг. в
первых своих отчетах охарактеризовал его как эпитермальное золото-серебряное. Если учитывать, что
верхние горизонты месторождения давно отработаны, то возникает убеждение об ошибочности этого
утверждения. Тем более, что значительная часть руд на месторождении представлена мезотермальны-
ми золото-кварцевыми жилами колымского типа. Не менее значительная часть прожилково-вкраплен-
ных руд рассматривалась в качестве околожильных образований. И только после обнаружения в рай-
оне месторождения эпитермальных жил и сравнительного изучения вкрапленных майских и наталкин-
ских руд, а также выявления золотоносного пирита во вмещающих пермских турбидитах стала очевид-
ной полихронность Наталкинского месторождения: от доаккреционной золотоносной пиритизации и
синаккреционных золото-кварцевых жил колымского типа до постаккреционных пирит-арсенопири-
товых вкрапленных руд майского типа и эпитермальных образований.
На всех трех большеобъемных месторождениях объем вкрапленных (прожилково-вкрапленных)
руд преобладает (на Майском > 90%, на Нежданинском >50%, на Наталкинском >40%). По аналогии с
гидротермально-осадочными месторождениями можно предположить, что доакккреционная золото-
носность преимущественно золото-пиритовая, не имеющая существенного промышленного значения
на синаккреционных жильных месторождениях, хотя, судя по смежному с Наталкинским Дегдекан-
Токичанскому рудному узлу, вкрапленность пирита «сухоложского» типа [Буряк, Хмелевская, 1997] в
районе достаточно распространена. Вполне возможно, что эта вкрапленность в пределах полихронных
190
месторождений была регенерирована и переотложена в золото-кварцевых жилах уже в виде арсенопи-
рит-пиритовых и золото-пирит-сфалерит-галенитовых парагенезисов. Учитывая, что черносланцевые
толщи обычно обогащены мышьяком, проявление большого количества арсенопирита в синаккреци-
онных метаморфогенно-гидротермальных жильных рудах представляется вполне закономерным. Вме-
сте с тем, как показывает большой опыт исследований околожильных изменений вмещающих пород,
золото-кварцевые жилы колымского типа сопровождаются незначительной (2-3 см) призальбандовой
сульфидизацией. И, следовательно, основная часть метасоматических руд с мелкой и тонкой вкраплен-
ностью золотоносных арсенопирита и пирита связана в большинстве случаев с постаккреционной ак-
тивизацией в ранне- и позднемеловые этапы ОЧВП. Эти руды нередко представляют «корневую систе-
му» (нижний ярус оруденения) эпитермальных золото-серебряных жил [Сидоров, Волков, 1998].
Таким образом, полихронные месторождения приурочены к внешней (перивулканической) части
постаккреционной металлогенической зоны ОЧВП, с которым связаны также золото-порфировые и
позднемеловые эпитермальные золото-серебряные месторождения. Последние, как показали наши ис-
следования [Сидоров, 1998], развивались унаследованно от до- и синаккреционных металлогеничес-
ких эпох. Вклад постаккреционной минерализации в полихронное рудообразование значителен, а на
месторождении Майское - определяющий.
На основе исследований металлоносных углеродистых и гидротермальных метасоматитов этих и
других месторождений черносланцевых толщ происходит сближение (по «принципу дополнительнос-
ти») таких альтернативных концепций рудообразования, как осадочно-биогенная, флюидно-углеводо-
родная и гидротермальная [Сидоров, Гончаров, 1999].
Изложенный материал показывает, что золото-сульфидные месторождения вкрапленных руд харак-
теризуются целым рядом геолого-генетических особенностей, повторяющихся в различных геолого-струк-
турных обстановках, связанных с процессами ТМА в мезозойских складчатых структурах (табл. 47). В
значительной мере неразработанными и дискуссионными остаются многие проблемы генезиса этих
месторождений.
Таблица 47
Характеристика различных типов золото-сульфидных месторождений вкрапленных руд
Признаки Типы месторождений
золото-сульфидный золото-сульфидно- кварцевый 30Л0Т0- антимонитовый золото-антимонит- киноварный
1 2 3 4 5
Рудовмещающие структуры Релаксационные ИКС Рудоносные тектониче- ские блоки с надын- трузивной позицией Рудоносные тек- тонические бло- ки глубинных разломов Рудоносные тектониче- ские блоки глубинных разломов
Магматические образования в пределах место- рождений Многочисленные дай- ки пестрого состава (до 30% от объема месторождения) Единичные дайки ки- слого и среднего со- става Отсутствуют Отсутствуют
Особенности ру- довмещающих структур Минерализованные зоны дробления, смятия, рассланце- вания Минерализованные зо- ны дробления, смятия, с осевыми кварцевы- ми жилами и зонами прожилков Шовные зоны раз- ломов с осевыми кварц-антимони- товыми жилами Минерализованные зо- ны дробления, смятия, рассланцевания с кварц-антимонитовы- ми и карбонат-кино- варными зонами про- жилков
Особенности рудной минера- лизации Преобладающее раз- витие золото-суль- фидной вкраплен- ной минерализации Совмещение золото- сульфидного вкрап- ленного, золото-квар- цевого и золото-сере- бряного типов оруде- нения Совмещение золо- то-сульфидного вкрапленного и золото-антимо- нитового типов оруденения Совмещение золото- сульфидного вкрап- ленного, золото- антимонитового и зо- лото-киноварного ти- пов оруденения
Око л орудные из- менения Серицитизация Березитизация Серицитизация Серицитизация
Содержание «упор- ного» золота в рудах, % 50-90 20-40 Не определено 80-90
191
Окончание табл. 47
1 2 3 4 5
Содержание золо- та во вкраплен- ных рудах, г/т 12 2-5 6-8 6-8
Продуктивные минеральные ассоциации Золото-пирит-арсено- пиритовая Золото-пирит-арсено- пиритовая, золото- кварцевая, золото- серебро-полиметал- лическая Золото-пир ит-ар- сенопиритовая, золото-антимо- нитовая Золото-пирит-арсено- пиритовая, золото- антимонитовая, золото- киноварная
Золото-серебряное отношение в ру- дах 3 : 1 1 : 3 (5) 10(5): 1 10 (5): 1
Геохимический профиль Au, As, Sb, Ag, Pb, Zn, Mo Au, As, Ag, W, Pb, Zn, Sb Au, As, Sb, Au, As, Sb, Hg
Корреляционные связи золота с другими элемен- тами (>0,5) As, иногда Sb, Pb As, Ag, Pb As, Sb As, Sb, иногда Hg
Примеры место- рождений Майское, Сильное, Эльвенейское, Ту- манное Нежданинское, Натал- кинское, Сыпучин- ское Сарылах, Сента- чан Кючус
В последние годы в связи с развитием концепции гидротермально-осадочного (стратиформного)
рудообразования многие исследователи считают вкрапленное золото-сульфидное оруденение в черно-
сланцевых толщах первично осадочным.
С помощью этой концепции они пытаются объяснить следующие особенности месторождений
этой формации: 1) развитие золотоносных сульфидов преимущественно в углеродсодержащих толщах;
2) стратиформное залегание рудных тел; 3) равномерное распределение золота и сульфидов в рудных
телах; 4) отсутствие зональности оруденения.
Одни полагают, что вкрапленные руды формируются в результате перераспределения золота и
сульфидов в потенциально рудоносных, первично обогащенных золотом и сульфидами в период осад-
конакопления углистых флишоидных терригенных толщ, на фоне процессов тектоно-магматической
активизации [Курбанов, 1988; Жабин, 1986]. Другие [Radtke et al., 1980], основываясь на данных изуче-
ния соотношения стабильных изотопов серы, кислорода и водорода во вмещающих неизмененных по-
родах и рудах, доказывают, что золото-сульфидные вкрапленные руды месторождения Карлин и Кор-
тец образуются фильтрационным путем, мобилизуя золото и другие рудные элементы из вмещающих
терригенно-карбонатных пород. Высокотемпературные гидротермальные растворы возникают и цир-
кулируют в результате подогрева метеорных вод теплом глубинного магматического очага. Очевидно,
что установленный этими исследователями метеорный состав гидротерм соответствует близповерхно-
стным и малоглубинным (600-1000 м) условиям рудообразования. Однако в недавней работе [Kuehn,
Rose, 1995] приведены термобарогеохимические данные, свидетельствующие о более глубоком (1,7—
3,6 км) формировании оруденения этих месторождений.
Французские исследователи [Bonnemaison, Marcous, 1990] предложили трехстадийную модель
формирования золоторудных месторождений в зонах смятия. На первой (ранней) стадии идет накопле-
ние вкрапленных золотоносных сульфидов в зонах смятия. На второй (промежуточной) стадии в связи
с гидротермальным метаморфизмом руд происходит укрупнение и переотложение тонкодисперсного
золота из сульфидов, образуются единичные кварцевые жилы и прожилки. На третьей (поздней) фор-
мируются основные штокверковые и жильные руды в результате гидротермальной переработки ранней
вкрапленной и прожилково-вкрапленной минерализации.
Отечественные сторонники метаморфогенно-гидрогермальной гипотезы рудообразования золото-
сульфидных вкрапленных месторождений, считают источником рудообразующих растворов относи-
тельно поднятые блоки литосферы, характеризующиеся высокотемпературным метаморфизмом и гра-
нитизацией. Миграция золотоносных растворов происходит в направлении опущенных синклинорных
блоков со слабоизмененными породами. Основную роль при этом играет степень первичного обогаще-
192
ния пород рудными компонентами. В рудах образующихся месторождений стадийность не проявляет-
ся [Буряк, 1982]. Обстоятельная критика этой модели была высказана Н. В. Петровской [1973], которая
отмечала образование однотипной минерализации среди различных метаморфических зон. Кроме того,
в соответствии с вышеизложенными представлениями должна наблюдаться зональность гидротермаль-
но-метаморфогенной минерализации по отношению к продуцирующим ее поднятым блокам, которая
до настоящего времени никем не отмечена. Подчеркнем, что для золото-сульфидных вкрапленных ме-
сторождений характерно многостадийное рудообразование.
В рудноформационном ряду месторождений золото-сульфидной вкрапленной формации широко
представлено оруденение со значительной ролью сурьмяной (кварц-антимонитовой) минерализации,
выделяющейся на заключительном этапе рудообразования (золото-сульфидно-антимонитовый тип).
В. И. Бергер [1978] относит его к самостоятельной золото-антимонитовой березитовой формации, со-
пряженной с гранитоидным магматизмом, проявившимся на инверсионной стадии формирования гео-
синклиналей. Однако связь его с батолитами или добатолитовыми дайками, как считает этот исследо-
ватель, не может рассматриваться прямолинейно: она проявляется опосредованно через рудоконтроли-
рующие зоны разломов. Согласованность распределения оруденения с зональным метаморфизмом и
общие металлогенические особенности говорят в пользу метаморфогенно-гидрогермальной гипотезы
с первичным накоплением золота, сурьмы и других металлов в вулканогенных и черносланцевых ком-
плексах трогов с последующей их мобилизацией и переотложением в период батолитового гранитооб-
разования [Бергер, 1978].
Некоторые исследователи, выделяя золото-ртутную формацию [Берзон и др., 1980; Степанов,
Моисеенко, 1993] вместо золото-сульфидно-киноварного минерального типа золото-сульфидной фор-
мации, считают, что образование этих месторождений уникально и определяющую роль в их формирова-
нии играли рифтовые океанические структуры, погружающиеся под литосферные плиты. Образование
гидротермальных рудообразующих растворов в этой гипотезе связывается с мантийными источниками.
А. А. Сидоров с соавторами [1984] вначале полагали, что вкрапленные руды являются корневыми
частями гидротермальных колонн и образовались в условиях сжатия в рассланцованных глинистых
толщах, служивших своеобразным фильтром-сорбентом, осадившим золотоносные сульфиды из гид-
ротермальных растворов, поступающих из нижнекоровых, возможно, мантийных источников. В даль-
нейшем вкрапленное оруденение служило промежуточным источником рудного вещества для жиль-
ных месторождений. Позднее А. А. Сидоровым совместно с И. Н. Томсоном [1987] была предложена
гипотеза негидротермального (газофлюидного) формирования зон золотоносной сульфидизации в чер-
носланцевых толщах. В этой гипотезе уже не отрицается возможность преобразования первично обо-
гащенных золотом и сульфидами гидротермально-осадочных горизонтов мантийными, содержащими
углекислоту и водород газофлюидами. На основе этой модели А. А. Сидоровым разработана упоминае-
мая ранее концепция базовых рудных формаций [1987].
Проведенные исследования показывают, что в линейных зонах ТМА существуют три геолого-
структурные обстановки формирования золото-сульфидных вкрапленных месторождений: 1) интру-
зивно-купольные структуры; 2) тектонические блоки надынтрузивной зоны; 3) тектонические блоки
синаккреционных разломов. В каждой обстановке формируются золото-сульфидные месторождения
вкрапленных руд различных минеральных типов.
К геолого-структурным и минералого-геохимическим специфическим особенностям месторож-
дений золото-сульфидного минерального типа (см. табл. 47) относятся: 1) широкое развитие на место-
рождениях и в рудных зонах даек пестрого состава; 2) четкие тектонические границы рудных тел; 3)
изометричная форма рудных полей; 4) развитие допродуктивного редкометалльного этапа рудообразо-
вания; 5) высокие содержания золота (12-15 г/т) во вкрапленных рудах; 6) преобладание «упорных»
вкрапленных руд в балансе запасов (50-90%).
Формирование месторождений этого минерального типа характерно для линейных зон ТМА Чу-
котки (см. рис. 2, 4). На первом этапе ТМА происходило становление релаксационных интрузивно-
купольных структур, связанных с очагами палингенной гранитизации в фундаменте мезозоид, в линей-
ных зонах глубинных разломов. Наиболее благоприятными для внедрения интрузий были узлы пересе-
чения продольных и поперечных разломов на крыльях крупных брахиантиклинальных складок. Маг-
моконтролирующими являлись северо-восточные синвулканические разломы, сопряженные со струк-
турами ОЧВП.
193
В активизированных узлах пересечения крупных разломов релаксационной зоны на втором этапе
формировались дочерние купольно-блоковые структуры. Многоэтапные дислокации приводили к из-
менению простирания вмещающих пород, формированию горстовых рудовмещающих блоков в цент-
ральных частях дочерних куполов. На ранних этапах куполообразования по крупным разломам вне-
дрялись свиты даек, генетически связанные с раннемеловыми гранитоидами. Позднее в рудоносных
блоках, ограниченных крупными разломами и дайками первого этапа внедрения, формировался каркас
кулисных трещин, в которых локализовались субвулканические дайки, комагматичные верхнемело-
вым эффузивам ОЧВП. Внедрение магматических масс сопровождалось воздыманием рудовмещаю-
щих блоков, образованием эксплозивных брекчий и внутриблоковой системы рудовмещающих зон
динамометаморфизма. Начало магматической деятельности сопровождалось поступлением ранних
порций гидротермальных растворов, сформировавших ореолы серицитовых метасоматитов и допро-
дуктивную редкометалльную минерализацию. После эксплозивных явлений в продуктивный этап ру-
дообразования в зонах смятия и дробления в пластичных алевролитах в условиях сжатия формирова-
лись золото-сульфидные вкрапленные руды. В последующие этапы рудообразования условия сжатия в
структурных и литологических неоднородностях рудных зон, в связи с подъемом рудовмещающих бло-
ков, изменились на условия растяжения. В это время произошло формирование кварцевых жил, про-
жилковых зон, брекчий, сопровождавшееся отложением послепродуктивных минеральных комплек-
сов: золото-кварцевого, золото-редкометалльного, серебро-полиметаллического, золото-серебряного и
кварц-антимонитового.
Месторождения золото-сульфидно-кварцевого типа (см. табл. 47) характеризуются следующими
особенностями: 1) приуроченностью к линейно вытянутым тектоническим блокам с надынтрузивной
позицией; 2) развитием в рудных зонах редких даек лампрофиров и риолитов; 3) линейно вытянутой
формой рудных полей; 4) площадь месторождений достигает 12-30 км2; 5) вмещающие породы пред-
ставлены достаточно хрупкими монотонными песчано-сланцевыми толщами; 6) невысоким содержа-
нием золота вкрапленных руд (<5 г/т); 7) широким развитием золото-кварцевого и серебро-полиметал-
лического жильного и прожилкового оруденения; 8) слабым развитием кварц-антимонитовых жил; 9)
незначительным количеством упорного золота (20-40%); 10) низкой пробностью позднего самородно-
го золота (550-700%о).
Формирование этих месторождений, по нашим данным, обусловлено процессами постаккреци-
онной тектоно-магматической активизации в связи со становлением ОЧВП. На начальном этапе в фун-
даменте мезозоид возникают очаги палингенного магматизма, а в мезозойском чехле над ними синвуп-
каническое разломообразование приводит к обособлению по разломам своеобразных активизирова-
ных тектонических блоков. В пределах последних формируется структурный каркас кулисообразных
зон смятия, дробления и трещиноватости, внедряются дайки. Затем формируются линейные зоны ме-
тасоматитов (березитов, серицитолитов) и отлагаются вкрапленные золотоносные сульфиды.
На втором этапе, в связи с воздыманием рудовмещающих блоков, под влиянием постепенного
уменьшения тектонических напряжений, условия сжатия сменяются растяжением, проницаемость среды
увеличивается, возникают зоны трещиноватости по кливажу, трещины отрыва, брекчии, куда поступа-
ют новые порции гидротермальных растворов, формирующие золото-кварцевое жильное оруденение
второго продуктивного этапа рудообразования. Не исключено, что часть золота и сульфидов в золото-
кварцевых рудах образуются вследствие регенерации и переотложения вкрапленных руд. На заключи-
тельном этапе ТМА, синхронно с проявлением золото-серебряного и серебро-полиметаллического ору-
денения в вулканоструктурах ОЧВП, в рудовмещающие структуры рассматриваемых месторождений
поступают гидротермальные растворы третьего этапа рудообразования, отлагающие золото-серебря-
ную и серебро-полиметаллическую минерализацию третьего продуктивного этапа.
Месторождения золото-сульфидно-антимонитового и золого-сульфидно-киноварного минераль-
ных типов весьма схожи между собой и имеют следующие общие отличительные черты от других
месторождений золото-сульфидной вкрапленной формации (см. табл. 47): 1) образуются в активизиро-
ванных тектонических блоках в коллизионных зонах разломов; 2) в их пределах отсутствуют магмати-
ческие образования; 3) широко развита поздняя золото-кварц-антимонитовая и золото-киноварная ми-
нерализация; 4) позднее самородное золото имеет весьма высокую пробность (> 990%о); 5) содержание
серебра в рудах незначительно; 6) площадь месторождений не превышает 10 км2; 7) содержание золота
194
в золото-сульфидных вкрапленных рудах составляет в среднем 6-8 г/т; 8) количество упорных вкрап-
ленных руд в общем балансе запасов достигает 70-80%.
Формирование рудовмещающих структур месторождений этих минеральных типов обусловлено
тектоническими процессами, связанными с завершающим позднемеловым этапом аккреции Колымо-
Омолонского супертеррейна к пассивной окраине Сибирской платформы [Парфенов и др., 1988]. Рудо-
носные блоки формируются в узлах пересечения продольных коллизионных разломов обрамления су-
пертеррейна с более поздними поперечными разломами, пространственно совпадающими с ядрами
линейных синклинальных и антиклинальных складок мезозоид. На ранних этапах формирования ру-
довмещающих блоков в результате тангенциальных движений по разломам в условиях сжатия форми-
ровались рудовмещающие зоны динамометаморфизма, где отлагались вкрапленные золото-сульфид-
ные руды (см. рис. 128). Затем в связи с вертикальными тектоническими движениями при воздымании
блоков в этих зонах в условиях смены режима сжатия на растяжение (геодинамической пульсации) из
гидротермальных растворов, содержащих значительные количества сурьмы и серы, сформировалось
жильное оруденение. Эти условия способствовали интенсивной метасоматической переработке вкрап-
ленной золотоносной минерализации, освобождению из сульфидов и укрупнению тонкодисперсного
золота и переотложению его вместе с антимонитом, кварцем и другими жильными минералами.
Проведенные исследования позволяют предложить для месторождений золото-сульфидной вкрап-
ленной формации единую модель формирования оруденения, отражающую общую для всех месторож-
дений последовательность отложения рудообразующих минеральных ассоциаций и околорудных гид-
ротермальных изменений, закономерности их пространственного размещения, поведение золота в ста-
дийном процессе отложения руд (см. рис. 128).
Анализ данных позволяет считать, что рудоотложение происходило в условиях средних глубин,
при средних и низких температурах и давлениях. Предполагается, что перенос золота осуществлялся
гидротермальными газово-жидкими флюидами, содержащими углекислоту, другие соединения угле-
рода, кремнекислоту, мышьяково-сернистые соединения, хлориды щелочей, которые обычно устанав-
ливаются при изучении газово-жидких включений. Предполагается коровый и нижнекоровый (грани-
тизированные породы основания и черносланцевый комплекс) источник рудоносных флюидов и ос-
новной части рудных элементов (золота, мышьяка, сурьмы, серебра, ртути) при весьма вероятном уча-
стии в рудообразовании метеорных вод.
Проведенные термобарогеохимические исследования [Волков, Сидоров, 2005] позволили допол-
нить рядом положений модель рудообразования. Начало формирования золото-сульфидных вкраплен-
ных руд нами связывается с глубинным, возможно, углеводородным флюидом. Вкрапленные руды отла-
гались в момент прорыва флюида в тектонические зоны динамометаморфизма, что согласуется с выво-
дами В. Н. Сорокина [1980] и А. М. Гаврилова с соавторами [1982] о быстрой совместной кристаллиза-
ции тонкодисперсного золота и сульфидов в результате резкого нарушения равновесия в зонах разгруз-
ки флюида. Золото-сульфидное вкрапленное оруденение формируется на начальном этапе рудообразо-
вания в условиях преобладающего сжатия, исключающих отложение жильного кварца. Оно развивает-
ся в рассланцованных, будинированных и кливажированных слоистых осадочных породах преимуще-
ственно алевролитового состава, испытавших максимальные пластические деформации.
Отложение вкрапленных руд происходило, по данным В. И. Гончарова и А. А. Сидорова [ 1979], из
нейтральных или слабощелочных растворов при относительно высоких температурах (440-320°С) и
давлениях (0,8-1,5 кбар). По А. Б. Кольцову и Н. В. Котову [1985], совместная кристаллизация золота и
сульфидов осуществлялась в условиях устойчивого Т-РН режима, в котором система Fe-C-0-H-S
буферировала параметры f Н2 и H2S, создававшие умеренно восстановительные условия, необходимые
для образования высоких концентраций золота в растворе в присутствии таких сильных комплексооб-
разователей, как As и S. Наиболее полная картина процесса образования золотоносных арсенопиритов
получена французскими исследователями [Wu X. et al., 1990]. Золотоносные игольчатые арсенопириты
были синтезированы в интервале температур 400-500°С при давлении 1-2 кбар (Н2О) в химической
реакции:
Fe2O3 + AsS = 2FeAsS + As2.
Мейсбауэрская спектроскопия показала, что золото включено в структуру арсенопирита. Высо-
кие содержания золота (1,7%) отмечены по периферии кристаллов в зоне, богатой мышьяком. Невысо-
195
кое содержание золота соответствует обедненным мышьяком зонам кристаллов арсенопирита. Высо-
кое (до 40%) содержание мышьяка может быть обусловлено субмикроскопическими включениями лел-
лингита или самородного мышьяка и соответствует быстрому росту кристаллов арсенопирита в нерав-
новесных условиях. По мнению этих исследователей, температура не является основным фактором
образования золотоносных арсенопиритов. Более низкие температуры способствуют быстрому росту
при неравновесных условиях мелких игольчатых кристаллов арсенопирита с золотом, занимающим
структурные ячейки в кристаллах арсенопирита. Равномерное содержание золота во вкрапленных ру-
дах и отсутствие ярко выраженной вертикальной зональности рудоотложения в интервале до 2000 м, а
также наложенный характер метасоматизма и жильного оруденения в верхних ярусах месторождений
свидетельствуют в пользу весьма эффективного раннего предгидротермального этапа рудообразова-
ния [Сидоров, Томсон, 2000].
Минерализация второго продуктивного минерального комплекса представлена малосульфидны-
ми золото-кварцевыми жилами и прожилками, распространенными достаточно неравномерно в имп-
регнированных сульфидами рудных зонах. Этот комплекс образовался в условиях уменьшения сжатия,
способствовавших формированию зон трещиноватости, трещин отрыва и брекчий в участках струк-
турных неоднородностей рудовмещающих зон. Формирование жильного и прожилкового оруденения
происходило при более низких температурах (350-200°С) и давлениях (0,5-1 кбар) из углекислотно-
водных растворов. Ранние сульфиды, присутствующие в кварцевых прожилках, представлены пири-
том и арсенопиритом, возможно, образовались за счет вкрапленного оруденения. Эти сульфиды слабо-
золотоносны и вместе с тем являются осадителями золота, связанного с более поздними минеральны-
ми ассоциациями. В составе последних присутствуют халькопирит, сфалерит, галенит, сульфосоли.
Золото, ассоциирующее с поздними сульфидами кварцевых жил и прожилков, является свободным в
отличие от тонкодисперсного золота, связанного с вкрапленными пиритом и арсенопиритом. В рудных
телах не наблюдается прямой зависимости между степенью обогащенное™ пород вкрапленными суль-
фидами и интенсивностью проявления гидротермального кварца. Напротив, максимумы их концентра-
ций пространственно разобщены. Наши наблюдения на ряде месторождений Северо-Востока России
свидетельствуют о том, что вкрапленная минерализация развивалась до образования в тех же зонах
золото-кварцевых жил и прожилков. Как уже отмечалось, в рудных телах не наблюдается тесной про-
странственной связи между вкрапленной минерализацией и кварцевыми жилами и прожилками, в кон-
троле их распределения доминируют различные факторы (соответственно литологические и структур-
ные). Жильный кварц выполняет трещины, секущие породы с вкрапленностью сульфидов, или цемен-
тирует обломки вкрапленных руд в брекчиях.
Третий продуктавный на золото минеральный комплекс представлен жильно-прожилковой кварц-
антимонитовой минерализацией со свободным высокопробным золотом, часто в парагенезисе с ауро-
стибитом. В некоторых случаях с образованиями данного комплекса связано появление рудных столбов.
Непостоянная связь золота с антимонитом, высокая пробность самородного золота, его весьма мелкие
размеры и округлые выделения позволяют предполагать, что золото в составе сурьмяной минерализа-
ции является регенерированным, из ранних сульфидов под воздействием содержащих сурьму раство-
ров [Волков, 1989а]. Золото в минерализации этого комплекса проявляется только в участках развития
вкрапленного оруденения. Встречаются участки, где обломки вкрапленных руд цементируются кварц-
антимонитовыми агрегатами. Кроме того антимонит в рудных зонах часто накладывается на более
ранний кварц второго минерального комплекса, иногда отмечаются самостоятельные жильно-прожил-
ковые выделения во вмещающих породах. Структурно-морфологические особенности кварц-антимо-
нитовой минерализации свидетельствуют об ее образовании в условиях, которые характеризуются ма-
лыми глубинами рудоотложения, преобладающим развитаем хрупких деформаций. Образование сурь-
мяной минерализации происходило из щелочныххлоридных растворов при температурах 220-150°С и
низких давлениях (0,05-0,1 кбар), соленость растворов достигала 20%. Отложение этой минерализа-
ции сопровождалось незначительным околорудным окварцеванием, серицитизацией, аргиллизацией
вмещающих пород.
Поздний минеральный комплекс представлен прожилковой кварц-карбонатной минерализацией с
проявлениями киновари, самородного мышьяка, реальгара, аурипигмента с разной ролью этих минера-
лов на конкретных месторождениях. Иногда с киноварной минерализацией связано небольшое количе-
196
ство позднего переотложенного высокопробного золота. Минеральные образования позднего комплек-
са имеют сходные черты с сурьмяной, более ранней минерализацией, но отличаются обычно меньшей
интенсивностью развития и сопровождаются аргиллизитовыми околорудными изменениями вмещаю-
щих пород. Отложение этой минерализации происходило при еще более низких температурах (180—
120°С) и давлениях (0,05-0,08 кбар) в условиях более высокого окислительного потенциала. Структур-
но-текстурные особенности поздней минерализации свидетельствуют о формировании ее в условиях
открытости гидротермальной системы. Поздняя минерализация характерна для самых верхних частей
золото-сульфидных вкрапленных месторождений.
В соответствии с предложенной моделью выделенные нами минеральные типы золото-сульфид-
ного вкрапленного оруденения отвечают различным ярусам единой рудной колонны: золото-сульфид-
ный и золото-сульфидно-кварцевый соответствуют нижним и средним частям, золото-сульфидно-ан-
тимонитовый - средним и верхним частям, золото-сульфидно-киноварный - верхним частям.
Об особенностях совмещения жильных и вкрапленных руд. На месторождениях золото-суль-
фидных вкрапленных руд в зонах ТМА Верхояно-Колымской и Чукотской складчатых систем установ-
лено совмещение редкометалльного (оловянного, вольфрамового, висмутового, молибденового) и раз-
нообразного золотого (вкрапленного золото-сульфидного, золото-кварцевого, золото-серебряного, зо-
лото-сурьмяного, золото-ртутного) типов оруденения. Руды некоторых месторождений являются комп-
лексными. Формационную принадлежность таких месторождений установить достаточно сложно, так
как даже в одном рудном теле могут быть локализованы минеральные ассоциации, принадлежащие к
двум или более общепринятым рудным формациям. И. Я. Некрасов [1990] предлагает относить такие
месторождения к полиформационным, многоэтапным. А. А. Сидоров [1987] считает эти месторожде-
ния базовыми, полагая, что рудную формацию определяет единство или родство источников рудного
вещества, а не физико-химические условия отложения руд.
Редкометалльное оруденение широко развито в золото-сульфидных вкрапленных месторождени-
ях Чукотки (Майское, Туманное, Эльвенейское). В этих месторождениях редкометалльная минерали-
зация обычно пространственно разобщена с основными золоторудными телами и не формирует комп-
лексных руд. Например, в месторождении Майское в ранний редкометалльный этап образуется бедная
молибденит-кварцевая и вольфрамит-кварцевая минерализация, приуроченная к метасоматическому
ореолу серицитолитов, структурно разобщенная с основным золото-сульфидным вкрапленным оруде-
нением. Редкометалльное и золото-сульфидное вкрапленное оруденение на этом месторождении явля-
ются продуктами деятельности двух магматических комплексов разного состава и возраста, совмещен-
ных в единой рудообразующей ИКС.
Весьма принципиальным является вопрос об очередности выделения вкрапленного сульфидного
и кварцево-жильного оруденения. Многие исследователи считают, что пирит и арсенопирит с тонко-
дисперсным золотом, образующие вкрапленные руды, являются ранней ассоциацией сульфидной ми-
нерализации кварцевых жил и прожилков и выделяются после кварца [Гамянин и др., 1985; Калинин и
др., 1991]. При таком подходе золото-сульфидные месторождения вкрапленных руд сопоставляются с
месторождениями золото-сульфидно-кварцевой формации.
Наши наблюдения на Майском, Сыпучинском, Эльвенейском (Чукотка) и на Наталкинском (Цен-
трально-Колымский район), а также на Олимпиадненском (Енисейский кряж) месторождениях свиде-
тельствуют о том, что вкрапленная минерализация преимущественно сформировалась до образования
золото-кварцевых жил и прожилков. В рудных телах не наблюдается тесной пространственной связи
между вкрапленной минерализацией и кварцевыми жилами и прожилками; в контроле их распределе-
ния доминируют различные факторы (соответственно литологические и структурные). Жильный кварц
выполняет трещины, секущие породы с вкрапленностью сульфидов, или цементирует обломки вкрап-
ленных руд в брекчиях. Основные сульфиды (арсенопирит и пирит) в кварцевых жилах обнаруживают
отчетливые признаки неоднократной перекристаллизации и переотложения (см. рис. 72). В ряде случа-
ев отмечается определенная зависимость содержания золота в богатых рудах от количества кварцевых
прожилков на 1 м рудной зоны с вкрапленной золото-сульфидной минерализацией (рис. 130). На многих
месторождениях (Наталкинское, Нежданинское, Сыпучинское, Сильное) значительные массы вкраплен-
ных руд по технологическим свойствам и невысокому содержанию золота не представляют промышлен-
ного интереса и гавным образом поэтому не привлекают внимания исследователей (см. табл. 6; рис. 131).
197
Рис. 130. Зависимость содержания зо-
лота от количества кварцевых прожилков в
линейном штокверке месторождения Натал-
кинское (по А. И. Калинину [1992])
Доминирующая роль антимонита и свя-
занного с ним переотложенного, свободного
золота, присутствие на некоторых объектах
киновари, высокой примеси ртути в самород-
ном золоте позволяют многим исследователям
выделять самостоятельные золото-сурьмяную
и золото-ртутную формации [Бергер, 1978;
Индолев и др., 1980; Степанов, Моисеенко,
1993]. Вместе с тем развитое в значительных
количествах на этих месторождениях вкрап-
ленное золото-сульфидное оруденение как
формационно-образующее игнорируется.
В последнее время в сурьмяно-ртутных
Рис. 131. Среднее содержание золота в сульфидах
различных месторождений
и золото-сурьмяных рудных зонах, полях и на отдельных месторождениях выявляются золото-сульфид-
ные вкрапленные руды (месторождения Олимпиаденское, Удерейское, Енисейский кряж; Туманное,
Эльвенейское, Случайное, Якорь, Эломбал (Чукотка); Сарылах, Сентачан, Кючус, Тарынское (Якутия)
и др.). В рудах всех этих месторождений в значительном количестве присутствуют антимонит, иногда
киноварь, с которыми часто ассоциирует регенерированное из вкрапленного оруденения высокопроб-
ное самородное золото.
Многие исследователи золото-сурьмяные месторождения связывают генетически и парагенети-
чески с золото-кварцевой малосульфидной формацией, так как они находятся в ареалах развития мес-
торождений и рудопроявлений последней [Бергер, 1978; Индолев и др., 1980]. А золото в кварц-анти-
монитовых рудных телах считается экстрагированным из золото-кварцевых малосульфидных жил и
зон прожилков.
По нашему мнению, месторождения золото-сульфидных вкрапленных руд отличаются от так на-
зываемых золото-сурьмяных и золото-ртутных месторождений лишь интенсивностью проявления по-
зднего сурьмяного или сурьмяно-ртутного этапов процесса рудообразования. На вкрапленное орудене-
ние поздняя кварц-антимонитовая минерализация месторождения Майское накладывается с резким
тектоническим перерывом, обычно с образованием внутрирудных брекчий, в которых обломки вкрап-
ленных руд цементируются кварц-антимонитовыми агрегатами (см. рис. 56). Антимонит в рудных зо-
нах часто накладывается на более ранний кварц либо образует самостоятельные жилы и прожилки.
Отмечается преимущественное развитие этой минерализации в верхних частях рудных тел. С этой
минерализацией на месторождении Майское связано появление рудных столбов со свободным золотом
(см. рис. 55). Установлено, что за пределами рудных зон месторождений, где ранняя вкрапленная золо-
то-сульфидная минерализация отсутствует, кварц-антимонитовые жилы не содержат золота [Волков,
1989]. Известны следующие характерные особенности самородного золота золото-сурьмяных место-
198
рождений: оно весьма высокопробное, тонкое, и проба его не изменяет-
ся с глубиной, размеры золотин в среднем 0,1-0,25 мм. Распределено
золото в рудных телах относительно равномерно [Индолев и др., 1980].
Сравнение гистограмм пробное™ золота (рис. 132) показывает, что
кривая распределения пробности на золото-сурьмяных отличается от
кривой, характерной для золото-кварцевых, и более сходна с кривой зо-
лото-сульфидных вкрапленных месторождений. Расчетная пробность
тонкодисперсного золота в сульфидах составляет почти 1000%о и очень
близка к пробности позднего самородного золота золото-сурьмяных ме-
сторождений, достигающей 990-998%о. Известно также, что регенери-
рованное золото отличается мелкими и тонкими размерами зерен. На
его регенерационную природу указывают также округлая или овальная
форма выделений в антимоните, широкое развитее специфических зо-
лото-сурьмяных минералов - ауростибита, ауроантимонита. Отметим,
что количество вкрапленных сульфидов практически не изменяется в
рудных зонах по простиранию и на глубину, как и пробность тонкодис-
персного золота в них, что обусловливает сравнительно равномерное
распределение позднего регенерированного золота и слабое изменение
его пробности в кварц-антимонитовых рудных телах.
Изучение золотоносности кварц-антимонитовых жил месторожде-
ния Майское позволило установить, что их продуктивность находится
в прямой зависимости от концентрации золота в ранних вкрапленных
сульфидных рудах [Сидоров, Новожилов и др., 1984]. Поэтому весьма
вероятно, что кварц-антимонитовые рудные тела с высоким содержа-
нием золота золото-сурьмяных месторождений образовались за счет
сопоставимых по концентрации золота вкрапленных руд, а не слабо-
концентрированной золотоносной минерализации, как предполагается
другими исследователями [Индолев и др., 1980].
Рис. 132. Гистограммы
пробности золота месторожде-
ний золото-кварцевой (а), зо-
лото-сульфидной вкраплен-
ной (б, в) формации золото-
сульфидного (б) и золото-суль-
фидно-антимонитового (в) ми-
нерального типа
О роли углеродистого вещества в рудообразовании месторождения Майское. Многими ис-
следователями роль углеродистых соединений для генезиса золото-сульфидных вкрапленных руд оце-
нивается как весьма существенная [Иванкин и др., 1984; Томсон и др., 1986; Нарсеев и др., 1990].
Углеродистое вещество (керит-антраксолитового ряда) присутствует в переменных количествах в ру-
дах рассматриваемых месторождений. Отмечается его участие в процессах предрудного динамомета-
морфизма. Однако попытки выяснить соотношения золота с углеродистым веществом дали противоре-
чивые результаты для разных месторождений. Так, В. М. Яновский [1984,1990] выделил золото-углеро-
дистую формацию на том основании, что в рудных зонах изученных им месторождений отмечается
увеличение концентраций Ссрг в 1,2-1,5 раза по сравнению с вмещающими породами. В ранних публи-
кациях [Radtke, Shainer, 1970] подчеркивалась значительная роль золото-углеродистых соединений в
рудах месторождения Карлин. Однако позднее [Wells, Mullens, 1973] было установлено, что в первич-
ных рудах этого месторождения преобладают вкрапленные золотоносные сульфиды - пирит и арсено-
пирит, на которые ранее не обращали внимание, наличие же в рудах золото-органических соединений
не подтвердилось. Однако сравнительно недавно С. Куин и А. Роз [Kuehn, Rose, 1995], также изучавшие
месторождение Карлин, пришли к выводу, что концентрация углистого вещества в рудных телах соот-
ветствует его содержанию во вмещающих породах.
Месторождение Майское является типичным представителем золото-сульфидной вкрапленной
формации в терригенных углеродистых толщах. В измененных породах месторождения Майское вы-
деляются два вида углеродистых соединений: ранние, представленные скрытокристаллическим угле-
родом типа графит-антрацит, и поздние, представленные битумоидами. В распределении Сорг в поро-
дах наблюдается обратная зависимость его содержания от степени и характера метасоматических из-
менений. Так, в сильно осветленных серицитизированных алевролитах и песчаниках содержание С
колеблется соответственно от 0,19 до 0,52% и от 0,08 до 0,16%. В темно-серых (до черных) алевроли-
тах рудных тел содержание Сорг составляет 0,47-1,44% (см. табл. 20). В неизмененных породах отмеча-
ются близкие содержания Сорг(см. табл. 18).
199
Роль углерода в процессе рудообразования изучалась на представительных разрезах рудных тел
(см. рис. 52) по результатам анализов 216 групповых проб (табл. 48). Групповые пробы были составле-
ны из дубликатов рядовых проб, отобранных по разведочным (подсчетным) сечениям вкрест простира-
ния основных рудных тел (скважины, подземные горные выработки). И представляют собой один -
золото-сульфидный вкрапленный - тип руды. Групповые пробы были проанализированы на следую-
щие элементы (см. табл. 48) для подсчета запасов второстепенных - вредных и полезных - компонен-
тов. Большое количество анализируемых проб, систематичность их отбора и представительность, ох-
ватывающая основные рудные тела месторождения, высокая точность выбранных аналитических ме-
тодов позволяют считать полученные результаты достоверными. Содержание Copr, S, As, Sb, FeO, Fe2O3
определялось химическим, а содержание Au и Ag - пробирным анализом. Среднее содержание в руд-
ных телах составило: Со г - 0,5%, Au - 10,3 г/т, Ag - 3,3 г/т, As - 0,89, Sb -0,28, S - 3,2% (по данным
анализа групповых проб*).
Таблица 48
Распределение содержания рудообразующих элементов и соединений в зависимости от концентрации
органического вещества (по данным анализов групповых проб рудных тел месторождения Майское)
№ п/п Классы содержания Сорг в рудах, % Кол-во проб в анализе Среднее значение
Au, г/т Ag, г/т | As, % | Sb, % S,% Coor.% 1 FeO, % Fe2O3, %
1 0,05-0,1 28 7,34 2,4 0,79 0,049 4,0 0,069 2,7 7,6
2 0,1-0,2 37 8,67 2,6 0,84 0,016 3,7 0,13 2,8 7,4
3 0,2-0,5 55 11,95 4,6 0,9 0,4 3,1 0,34 3,0 5,5
4 0,5-1,0 79 11,8 з,з 1,0 0,37 2,9 0,7 3,6 4,0
5 > 1,0 17 6,54 2,1 0,61 0,38 2,8 1,7 4,2 3,0
Статистические исследования результатов анализов групповых проб из рудных тел месторожде-
ния Майское показали, что углистое вещество распределено в них крайне неравномерно (см. табл. 48,
рис. 63). В составе рудных тел месторождения Майское постоянно присутствуют алевролиты и тонко-
зернистые песчаники, переслаивающиеся между собой, однако вариации содержания С в рудах весь-
ма значительные - от 0,05 до 1,7%. Повышенные концентрации УВ (> 1%) отмечаются на северном
замыкании рудных тел месторождения, где в разрезе вмещающих толщ преобладают углистые черные
алевролиты. Однако содержание золота и мышьяка здесь наиболее низкое (см. рис. 63). Содержание
УВ меньше 0,2% характерно для песчанистого разреза рудных тел, менее благоприятного для образо-
вания вкрапленных руд. Концентрация золота здесь не превышает 9 г/т. Эти участки рудных тел харак-
теризуются также отсутствием сурьмяной минерализации, что отчетливо видно на рис. 133, б.
Р и с . 133. Содержание рудообразую-
щих элементов в зависимости от концен-
трации органического вещества (по дан-
ным анализов 216 групповых проб, ото-
бранных из рудных тел месторождения
Майское, Центральная Чукотка)
200
Участки рудных тел, сложенные равномерно переслаивающимися алевролитами и тонкозернис-
тыми песчаниками (содержание УВ находится в интервале 0,2-1%), по плотностным характеристикам
наиболее благоприятны для отложения вкрапленных руд. Именно эти участки отмечаются максималь-
ными значениями золота, мышьяка, сурьмы (см. рис. 63). В первичных рудах отсутствует корреляция
между золотом и углистым веществом и между мышьяком и углистым веществом (см. рис. 133, а, б). С
другой стороны, отмечается высокая корреляционная зависимость элементов, характерных для вмеща-
ющих пород и углистого вещества (см. рис. 133, в).
Таким образом, в результате исследований установлено, что в рудных телах месторождения Май-
ское не проявляется отчетливой связи в распределении УВ с размещением концентраций золота и мы-
шьяка и золотосодержащих пирита и арсенопирита. Существенного привноса углистого вещества в
рудные тела месторождения Майское или его выноса в связи с образованием вкрапленных руд не отме-
чается. Содержание углистого вещества в рудных телах соответствует его содержанию во вмещающих
породах (в среднем 0,5%). Весьма вероятно, что концентрация УВ в рудных телах изменяется пропор-
ционально его содержанию в разрезе вмещающих терригенных толщ.
Условия формирования месторождений золото-серебряной формации. Золото-серебряное ору-
денение распространено в терригенных толщах и реликтах вулканитов в линейных зонах ТМА мезо-
зойских складчатых структур. На Северо-Востоке России открытию крупного золото-сульфидного ме-
сторождения Майское предшествовало выявление золото-серебряной минерализации в терригенных
толщах Центральной Чукотки [Сидоров, 1966; Волков 1981]. Сравнительно недавно открыты золото-
серебряные месторождения в терригенных толщах Хурчан-Оротуканской зоны ТМА в Центрально-
Колымском рудном районе. В терригенных толщах близкого состава залегают золото-серебряные мес-
торождения Высоковольтное, Косманычи Центральных Кызылкумов [Антонов, 1984; Арифулов, 1979].
В зарубежной литературе золото-серебряные месторождения в терригенных толщах не упоминаются.
Г. Шнейдерхен [1958] в своей известной работе отмечает, что вне изверженных пород золото-серебря-
ные руды обычно отсутствуют. В сводной работе по Южно-Карпатской золотоносной провинции
А. Хельке [1946] пишет, что в черных средиземноморских сланцах золото-серебряные жилы выклини-
ваются, проникая в них на 50 м. После работ этих исследователей терригенные толщи принято считать
неблагоприятной средой для локализации золото-серебряного оруденения. По нашим данным, основ-
ное влияние на локализацию золото-серебряного оруденения в терригенных толщах Центральной Чу-
котки оказали рудовмещающие купольно-блоковые структуры, занимавшие благоприятное положение
относительно глубинных рудоподводящих зон разломов. Основную роль для локализации оруденения
имели рудовмещающие трещины отрыва, сформировавшиеся в рудоносных структурах под действием
магматизма и тектонических напряжений. Характерной особенностью этих структур является их про-
явление в системе более ранних линейных рудных зон смятия и дробления.
Таким образом, рудовмещающие структуры золото-серебряных месторождений в терригенных
толщах были сформированы в соответствии с упоминаемой ранее моделью, в результате смены текто-
нического режима сжатия на растяжение (см. рис. 128). На эксплозивную природу вмещающих трещин
указывает широкое развитие в рудных телах месторождений дорудных и внутрирудных брекчий, после
образования которых происходило рудоотложение. Неоднократное приоткрывание трещин, о чем сви-
детельствует установленная стадийность в образовании минеральных комплексов, говорит о сложном
пульсирующем поступлении гидротермальных рудообразующих растворов. Дайки и ореолы серицито-
вых метасоматитов, сложенные более плотными породами, по сравнению с существенно алевролито-
выми рудовмещающими толщами являлись для рудоносных растворов экранирующими барьерами.
Текстурные особенности руд однозначно свидетельствуют о существенной роли коллоидных раство-
ров при рудоотложении. Результаты изучения газово-жидких включений [Волков, 1982; Волков, Сидо-
ров, 2005] показывают, что в дорудный период гидротермальные растворы содержали значительное
количество углекислоты, во время рудоотложения гидротермы имели хлоридно-натровый состав, кон-
центрация солей на начальных стадиях минералообразования не превышала 7-8%, а на заключитель-
ной стадии достигала 20%.
Современные гидротермальные источники Южных Карпат, Новой Зеландии, Камчатки имеют
аналогичный состав вод. Химический состав воды из гидротермального источника, расположенного
около месторождения Бая-Маре в Южных Карпатах (Румыния), по данным А. Хельке [1946], следую-
201
щий, %: NaCl - 13,7, MgCl2 - 6,2, MgO4 - 0,9, FeO4 - 0,06, сумма - 20,86; температура воды 35-50°C.
Кроме кислых натровых, в окрестностях этого месторождения имеются и сероводородные источники.
Однако содержание золота и серебра, а также других рудообразующих элементов в подобных гидро-
термальных растворах ничтожно малы. По данным Б. Вайсберга [Waisberg, 1969], содержание рудных
элементов в горячих водах зоны Таупо в Новой Зеландии всего в 10 раз превышает их содержания в
морской воде. Вместе с тем осадок, образующийся из этих вод, представляет собой богатую золото-
серебро-сурьмяную руду: Au - 80, Ag - 500, Sb - 10, Hg - 0,2, As - 2%. Отсюда следует, что высокие
концентрации рудообразующих элементов в гидротермальных растворах для образования золото-се-
ребряных эпитермальных руд не обязательны.
По нашим данным, температуры гидротермальных растворов, формировавших золото-серебря-
ное оруденение в терригенных толщах Майского рудного узла, изменялись от 300 до 150°С, отложению
собственно руд соответствовал интервал температур от 250 до 180°С, антимонитовая минерализация
формировалась на разных глубинах при температурах от 230 до 120°С. По данным Б. Вайсберга
[Waisberg, 1969], температура современных гидротермальных растворов в зоне Таупо на глубине 1 км
составляет 290-250°С (по замерам в глубоких скважинах), что хорошо согласуется с нашими вывода-
ми. Результаты исследований термобарогеохимических особенностей вулканогенного рудообразования,
проведенных В. И. Гончаровым и А. А. Сидоровым [1977], показали, что основное влияние на рудоотло-
жение оказывает изменение давления в гидротермальной системе, а не изменение температуры. По их
данным, близповерхностному рудообразованию соответствуют давления в интервале 0,02—0,3 кбар. По
нашим данным, давления рудообразующих растворов на золото-серебряных месторождениях в терри-
генных толщах не превышали 0,2 кбар. Глубина образования этого оруденения, рассчитанная по мето-
ду, предложенному В. И. Гончаровым и А. А. Сидоровым [1979], составляет 0,8-1 км. Таким образом,
золото-серебряное оруденение в терригенных толщах зон ТМА формировалось в условиях малых глу-
бин из среднетемпературных хлоридно-натровых растворов при периодическом гелеобразовании и гид-
ротермальных эксплозиях. Вопрос о возрасте золото-серебряного оруденения в терригенных толщах
решается достаточно просто. Рудные тела месторождений пересекают дайки андезибазальтов, завер-
шающие магматическую деятельность, имеющие позднемеловой возраст.
Существует несколько гипотез об источниках рудного вещества золото-серебряного оруденения.
По В. Линдгрену [1932, 1935], эпитермальные жилы образуются из гидротермальных растворов, кото-
рые возникали в глубинных очагах, где магма дифференцировалась, давая начало различным эффузив-
ным породам. Этим эпитермальные месторождения отличаются от большинства мезотермальных мес-
торождений, растворы которых возникают в батолитах вблизи поверхности. Этот вывод Э. Уиссер [1964]
подтверждает следующими фактами: 1) эпитермальные месторождения не формировались до тех пор,
пока сложное поднятие Кордильер не достигло максимума, и в это время они образовались на всей
площади поднятия; 2) при формировании поднятий создавались условия для подъема магмы и рудо-
носных растворов из очень больших глубин; 3) слои нижнего яруса аномально близки к поверхности;
4) эпитермальные месторождения характеризуются относительно постоянным минеральным составом,
что отличает их от месторождений с крайне изменчивым составом. А. А. Сидоров [1978] полагал, что
вулканогенная группа рудных формаций является независимой от состава и характера интрузивного
гипабиссального магматизма и сопутствующего ему оруденения. Эта группа рудных формаций свой-
ственна вулканогенным поясам, наложенным на эв- и миогеосинклинальные складчатые системы, что
может служить доказательством связи этих формаций с мантийными источниками.
Зарубежные исследователи, изучавшие золото-серебряные месторождения Невады и Мексики,
придерживаются иной точки зрения. В основном они находятся на позициях Р. Бойля [Boyl, 1979],
развивающего в своих работах латераль-секреционную гипотезу происхождения золоторудных место-
рождений. В частности, П. Эйман [Eiman, 1978] в качестве источника рудного вещества месторождения
Гуанохуато (Мексика) предлагает вулканогенные покровы. А. Гросс [Gross, 1975], используя результа-
ты изучения стабильных изотопов серы и геохимических исследований, полагает, что мезозойские тер-
ригенные толщи основания вулканогенных отложений служили в качестве источника золота и серебра
этого месторождения. В заключение анализа существующих представлений об источниках золото-
серебряного оруденения отметим, что предполагаемые связи золото-серебряного оруденения с магма-
тическими образованиями или с мобилизацией вещества из геосинклинальных толщ до настоящего
202
времени не получили убедительного подтверждения. Более логичными казались представления о мантий-
ных или нижнекоровых источниках золото-серебряного оруденения. Однако в 1980-1990 гг. А. А. Сидоро-
вым установлено, что эпитермальные золото-серебряные месторождения входят в различные рудные
комплексы и имеют разнородные источники рудного вещества. Черты их сходства (конвергенции) оп-
ределены близкими РТ условиями минералоотложения и пространственно-временными связями с вул-
канической деятельностью. Крупные бонанцевые месторождения, как правило, развивались унаследо-
вание от более древних рудных комплексов и тяготеют к известным районам колчеданных (Япония)
стратиформных сульфидных, сульфидных вкрапленных руд и порфировых месторождений (западные
штаты США, Северо-Восток России и др.).
Условия формирования месторождений золото-редкометальной формации. К настоящему
времени в линейных зонах ТМА открыто одно месторождение и большое количество рудопроявлений
этой формации. В результате наших исследований выяснилось, что существуют две геолого-структур-
ные обстановки формирования золото-редкометалльного оруденения: 1) в малых габбро-гранодиори-
товых интрузиях и штоках продольных зон ТМА; 2) в гранодиоритовых массивах интрузивно-куполь-
ных структур дискордантных зон ТМА. Месторождения и рудопроявления, приуроченные к субвулка-
ническим интрузивам, следует относить к золото-порфировой формации. С последней тесно связаны
только высокозолотоносные месторождения медно-молибден-порфировой формации. К типоморфным
особенностям золото-редкометалльного оруденения относятся: 1) тесная пространственная связь с гра-
нитоидами габбро-гранодиорит-гранитной серии; 2) золото-висмут-серебро-вольфрам-мышьяковый
геохимический профиль; 3) весьма мелкие размеры золота, его тесные срастания с минералами висму-
та, теллуридами; 4) березитовый тип околорудных изменений; 5) развитие на раннем этапе рудообразо-
вания вкрапленного золото-сульфидного оруденения; 6) высокие содержания серебра.
А. П. Осипов и А. А. Сидоров [1973] связывали проявления золото-редкометалльной формации с
позднемеловым магматизмом, характерным для ОЧВП. Глубина формирования месторождений соот-
ветствовала глубине магматического очага (2—4 км). Г. Н. Гамянин и Н. А. Горячев [1991] полагают, что
источником гидротермальных рудообразующих растворов золото-редкометалльных месторождений яв-
ляются сами рудовмещающие интрузии. Этот вывод, по их мнению, вытекает из известных фактов
перехода аплитовых жил в кварцевые с золото-редкометалльным оруденением. По данным А. П. Собо-
лева [1984], после внедрения гранитов и их кристаллизации происходило последнее отделение от них
флюида, давшее рудопроявления золото-редкометалльной формации. По представлениям А. А. Сидоро-
ва и А. В. Волкова [2000], рассматриваемое оруденение относится преимущественно к сульфидному
ряду рудных формаций. Базовая формация этого полихронного ряда представлена зонами тонкорассе-
янной золотоносной сульфидизации (арсенопирита и пирита) в углисто-глинистых толщах мезозоид
рамы рудовмещающих интрузивов или в более древних толщах фундамента. Анализ имеющихся в
нашем распоряжении материалов показывает, что золото-редкометалльное оруденение линейных зон
ТМА является наложенным на домеловые штоки гранитоидов (абсолютный возраст 160 млн лет) или
ранне-позднемеловые массивы (100-90 млн лет) и формировалось вслед за внедрением в их пределах
позднемеловых даек, связанных с вулканизмом. Промышленные месторождения образуются в резуль-
тате совмещения в одних рудовмещающих структурах золото-сульфидного вкрапленного, золото-ред-
кометалльного и золото-серебряного типов оруденения. Логично предположить, что формирование рас-
сматриваемых месторождений происходило в течение длительного времени и связано с долгоживущи-
ми магматическими очагами, располагающимися в фундаменте мезозоид. Изучение температур рудо-
образования по газово-жидким включениям показывает, что дорудные грейзены формировались в ин-
тервале температур 600-540°С. Интервалы 400-340 и 320-260°С соответствуют отложению золото-
редкометалльных и серебро-полиметаллических кварцевых жил. Завершающее кварц-антимонитовое
оруденение формируется в интервале 200-140°С. Отметим, что формирование раннего вкрапленного
пирит-арсенопиритового оруденения осуществлялось в условиях закрытой гидротермальной системы,
метасоматическим путем в зонах березитов, развивавшихся вдоль рудоконтролирующих разломов.
Напротив, жильное золото-редкометалльное и золото-серебряное оруденения образовались в условиях
открытой системы, о чем свидетельствуют текстурные особенности руд, в трещинах отрыва и скола,
наследующих плоскости сместителей рудовмещающих разломов. Штокверки формировались вслед-
ствие резкого уменьшения тектонических напряжений по зонам кливажа.
203
Еще в 30-х гг. Т. Нолан [1937] в рудных районах западных штатов США описал эпитермальные
золото-серебро-теллуридные месторождения как залегающие в небольших интрузивных телах или в
непосредственной близости от них. Мы полагаем, что эти и подобные им месторождения есть основа-
ния отнести к верхнему ярусу интрузивно-субвулканической рудно-магматической системы. Напро-
тив, большинство золото-редкометалльных месторождений и рудопроявлений Северо-Востока России
относятся к нижнему ярусу этой системы. Собственно порфировые месторождения представляют, ес-
тественно, средний ярус рудно-магматической системы. Таким образом, золото-редкометалльные и зо-
лото-порфировые месторождения развиты в пределах важнейших рудноформационных рядов, как пор-
фировых, так и сульфидных. В пространственно-временном отношении они тесно связаны с интрузи-
ями широкого по составу спектра - от натровых и кали-натровых монцонитов и гранодиоритов до
калиевых лейкократовых гранитов. Золотоносные интрузии относятся как к раннему коллизионному
(добатолитовому) комплексу, так и к постаккреционным комплексам ОЧВП и его перивулканической
зоны. В ряде случаев наблюдается вполне определенная положительная связь между развитием золо-
то-редкометалльного и золото-порфирового оруденения с ранними допорфировыми зонами тонкорас-
сеянной золотоносной сульфидизации различного генезиса. Учитывая масштабы сульфидизации и
мобилизационные возможности тонкорассеянных в черносланцевых толщах рудных минералов, эти
зоны мы рассматриваем в качестве важных источников рудного вещества золото-редкометалльных и
золото-порфировых месторождений. Есть основания думать, что степень постмагматической золото-
носности интрузивов определяется не только и, возможно, не столько петрохимическим составом гра-
нитоидных комплексов, сколько взаимоотношениями магм с более ранними зонами золотоносной суль-
фидизации и, разумеется, особенностями постмагматических процессов.
Источники рудного вещества. Формирование месторождений в связи с тектоно-магматической
активизацией свидетельствует о том, что особенности их рудообразования могли быть обусловлены
коровыми и подкоровыми процессами и что значительная часть рудных компонентов могла быть при-
внесена из подкоровых мантийных очагов. Этот вывод получил подтверждение при анализе изотопии
свинца и серы (рис. 134, 135).
Рис. 134. Изотопный состав свинца арсенопирита и га-
ленита золоторудных месторождений Северо-Востока России
[Изотопы..., 1988; Горячев и др., 2000]. Месторождения: 1 —
Сарылах; 2 - Пламенное; 3 - Майское; 4 - Туманное; 5 - Совиное;
6 - Нежданинское; 7 - Наталкинское; 8 - Школьное; 9 - золото-
кварцевые месторождения Яно-Колымского и Чукотского поясов
и эпитермальные месторождения ОЧВП; 10 - Песчанка; 11 — За-
падно-Палянское; 12 - Сентачан; 13 - Кубака
Наиболее радиогенным оказался свинец из руд месторождения Майское, на котором до- и синак-
креционная минерализация выражены крайне слабо; значительно менее радиогенным является свинец
месторождения Наталкинское, на котором существенно проявлена до- и синаккреционная минерализа-
ция (дегдеканский золото-пиритовый и колымский золото-кварцевый типы); свинец месторождения
Нежданинское занимает промежуточное положение, что хорошо объясняется очевидными наложения-
ми постаккреционной минерализации, связанной с формированием ОЧВП. Изотопный состав серы
сульфидов руд месторождений (см. рис. 135) смешанный, с преобладанием отрицательных значений,
показывает, что часть серы могла быть мобилизована из вмещающих пород, а часть поступала из маг-
матических очагов.
Вместе с тем рудные минералы золото-сульфидных, золото-кварцевых месторождений Яно-Ко-
лымского пояса и золото-серебряных месторождений прилегающего отрезка ОЧВП обладают одина-
ковыми в целом свинцово-изотопными отношениями (см. рис. 134) и совпадают с изотопными отноше-
ниями свинца арсенопиритов золото-редкометалльных, скарновых и месторождений олова, генетичес-
ки связанных с позднемезозойскими гранитоидами, которые имеют как коллизионные, так и острово-
дужные геохимические характеристики [Горячев и др., 2000].
204
Рис. 135. Изотопный состав серы сульфидов из вмещающих
пород (а) и рудных тел (6) золоторудных месторождений Северо-
Востока России. Месторождения: 1 - золото-кварцевые Иньяли-Де-
бинского района Яно-Колымского пояса; 2 - золото-кварцевые Кэпэр-
веемского района Чукотского пояса; 3 - Нежданинское; 4 - Майское; 5 -
Туманное; 6 - Наталкинское; 7 - Сарылах; 8 - Кючус; 9 - Сентанан; 10 -
Палянское. Анализы выполнены в ИГЕМ РАН, аналитик Л. П. Носик.
При составлении диаграммы использованы данные Н. А. Озеровой и др.
[1991], Д. М. Воинкова и др. [1976], Н. С. Бортникова и др. [1998]
25 20 15 10 5 ^0 -5 -10-15-20-25
8 S, %о
Изотопный состав серы антимонитов и других сульфидов
месторождений (см. рис. 135) смешанный, с преобладанием от-
рицательных значений, показывает, что часть серы могла быть
мобилизована из вмещающих пород, а часть поступала из маг-
матических очагов. Максимально обогащены легким изотопом
арсенопириты и антимониты месторождений Нежданинское,
Майское и Туманное. Кроме того, для этих месторождений от-
четливо устанавливается неоднородное распределение изотопно-
25 20 15 10
5 „О -5 -10-15-20-25
8 S, %о
го состава серы, отражающее, по-видимому, многоэтапную исто-
рию формирования руд. В целом для золоторудных месторождений Северо-Востока России характерен
сходный изотопный состав серы сульфидов, что свидетельствует о близости условий их формирования.
Результаты изотопных исследований подтверждают представления о том, что особенности рудо-
образования месторождений связаны с коровыми и подкоровыми процессами ТМА, а часть рудных
компонентов могла быть привнесена из мантийных источников.
Глава 10
О НЕКОТОРЫХ АНАЛОГИЯХ ПРОЦЕССОВ РУДООБРАЗОВАНИЯ
НА МЕСТОРОЖДЕНИЯХ ЗОЛОТА
10.1. Золото-сульфидные месторождения Майское и Карлин (штат Невада, США)
Суммарные запасы золота в рудном районе Карлин (Провинция Бассейнов и Хребтов) превыша-
ют 5000 т (рис. 136). Это одно из уникальных открытий, сделанных геологами США во второй полови-
не XX в. По данным Д. Хаусена и П. Керра [1973], месторождения этого рудного района приурочены к
силурийским глинисто-карбонатным толщам, выступающим из-под тектонического покрова эвгеосин-
клинальных осадков. Тектонические окна образовались в результате размыва аллохтона на куполовид-
ных поднятиях и прослеживаются вдоль северо-западных разломов, контролирующих размещение даек
кварцевых порфиров. Рудные тела согласны с литологически благоприятными горизонтами алевро-
литистых известняков и алевролитов.
В пределах восточной части Провинции Бассейнов и Хребтов (включая штат Юта), с которой
одному из авторов удалось познакомиться во время научной экскурсии 1978 г., оруденение карлинского
типа пространственно тесно ассоциирует с кайнозойскими медно-порфировыми (Бингем), золото-
редкометалльными (Ок-Майн и др.), полиметаллическими (Тинтик), эпитермальными золото-серебря-
ными (Гетчел, Кортез и др.) и ртутными (Меркер) вулканогенными месторождениями. Первичные (не-
окисленные) руды золото-сульфидных месторождений нередко отличаются от вмещающих глинисто-
карбонатных пород лишь повышенным содержанием тонкорассеянных сульфидов. Основная масса
золота сосредоточена в виде округлых субмикроскопических выделений (до 0,04—0,3 мкм) в мышьяко-
вистом пирите. Среднее содержание золота в первичных рудах 8-9 г/т; окисленные руды более богаты
и весьма благоприятны для добычи и переработки. На первых этапах исследования в первичных рудах
не было обнаружено самородного золота, и поэтому их золотоносность связывалась исключительно с
205
золото-органическими соединениями [Radtke, Scheiner, 1970]. Последующие исследования [Wells,
Mullens, 1973] убедительно показали, что руды этого месторождения подобны сульфидным рудам мно-
гих месторождений с тонкодисперсным золотом.
Cette* \
T/Wd I '
Evf9ka Tend
r /лзесепоепд
Trert 4
Qai
NEVADA
Bootstrap
N
Stoclastic Rocks
Carbonate Rocks
Alluvium, Valley Fl
Volcanic Rocks
Coarse Clastic Rocks
Rossi
Dee
ROSSI STORM DEPOSIT
Looking North
Lantern
CARLIN TREND
10 ml
1524 m
CARL/N
— 1219 m
| DEPOSITS
MAJOR FAULTS
0 200 400 feet
Boundary of Gold
(> 0.150 ol7at|
0 50 WO meters
i Popovich
Bootstrap Limestone
Member iTI
E
— 1125 m
Popovich
Formation
Ordovcian
vimni Fm
rar
prmg
Rodeo Creek
Unit :
Unddrardund
r-Deep .Star
Genesis
k/rvyest Leevi!!e!p5s)?x-
rS >-Hardie Footwall<
Carlin
Pete
Fv
eas
$gWTara
-дл/ i**-. - »
North Star
vwCwkXkBobca''
У&&5Х Blue Star
0 5 10 15km
Pzs
Pzc
Qal
p??
Pzo
ANTICLINE
>Griffin
- Goldbug odeo
r- Betze //Post
7use
Gold
'Quarry
Ra |дл<!рг?й>гс
8
0
P и c. 136. Распределение золотых месторождений в рудном районе Карлин (штат Невада, США)
и геологический разрез месторождения Росси, показывающий соотношение оруденения и брекчии
коллапса [Teal, Jackson, 1997]
Руды месторождения Карлин развивались преимущественно по пластам глинисто-песчанистого
доломита и доломитизированного аргиллита. Породы состоя? из мелких и тонких зерен доломита (25—
45%), кварца (20-30%), иллита (15-20%), кальцита (5—20%) и других менее распространенных мине-
ралов. Наиболее значительные изменения при оруденении пород связаны с выносом СаО и СО2и при-
вносом SiO2; некоторый привнос А12О3, К2О и Н2О+ обусловлен развитием в рудах каолинита и серици-
та. Привнос железа, серы и мышьяка определяется главным образом развитием тонкорассеянного пи-
рита; отмечен также привнос ВаО и ТЮ2, что связано с отложением тонкозернистого вкрапленного
барита и недиагностированного титанового минерала. В зоне окисления почти полностью выщелоче-
ны карбонаты, а также пирит и углеродистое вещество. Золотоносные породы (руды) сложены здесь
мелкозернистым кварцем, иллитом, небольшим количеством каолинита и серицита, а также слабораз-
витым монтмориллонитом, остаточным доломитом и гидроокислами железа.
Месторождение Майское расположено в триасовой толще глинистых сланцев (алевролитов) и
песчаников в зоне тектоно-магматической активизации, связанной с развитием ОЧВП [Поисково-
оценочные..., 1982; Волков, 1995]. Рудовмещающая структура представлена куполовидным подняти-
ем в узле пересечения важнейших региональных разломов района. Оруденение и дайки гранит-порфи-
ров и риолитов сосредоточены в горстообразном блоке в приразломных зонах динамометаморфизма.
Интенсивность оруденения обнаруживает отчетливую зависимость от зон пластической деформации,
слоистости и сланцеватости пород. Золото в рудах так же, как и на месторождении Карлин, тонкодис-
персное и образует субмикроскопические включения в игольчатом арсенопирите и мышьяковом пири-
те; среднее его содержание в рудных телах, оконтуренных в минерализованных зонах по данным хи-
206
мических и химико-спектральных анализов, 12 г/т. В рудном поле отмечены жилы и прожилки различ-
ного минерального состава: от кварц-молибденитовых, кварц-касситеритовых, арсенопирит-пирито-
вых, халькопирит-пирротиновых и галенит-сфалеритовых до эпитермальных серебро-сульфоантимо-
нитовых, антимонит-кварцевых и диккит-самородномышьяковых. Однако их объем в рудах месторож-
дения незначителен. Вместе с тем эти жилы и прожилки хорошо отражают металлогеническую специ-
ализацию рудного района. В частности, золото-сульфидное оруденение в Майском рудном районе тес-
но связано с эпитермальными золото-серебряными и сурьмяно-ртутными месторождениями. По дан-
ным Д. Хаусена и П. Керра [1973], месторождения карлинского типа также тесно связаны с эпитермаль-
ными золото-серебряными, сурьмяно-ртутными и ртутными месторождениями Провинции Бассейнов
и Хребтов. В последнее время в Карлинском тренде (см. рис. 136) выявлены не выходящие на поверх-
ность залежи вкрапленных руд, тесно ассоциирующие с брекчиями «коллапса» [Teal, Jackson, 1997], весьма
сходными с эксплозивными брекчиями месторождения Майское.
Таблица 49
Спектрографические анализы проб руд разных типов
(первичных, окисленных и выщелоченно-окисленных)
месторождения золота Карлин, окно Линн, округ Эрика, штат Невада
[Radtke et al., 1980]
Если проанализировать
состав карлинских и майских
руд (табл. 49-51; см. табл. 20),
то нетрудно увидеть ряд анало-
гий по содержанию рудоген-
ных (Au, Ag) и петрогенных
элементов - от содержания Сорг
(1,9-0,17% в рудах Карлина и
1,44-0,08% в майских) до по-
ведения калия и натрия в рудо-
носных метасоматитах. И это
при том, что вмещающие поро-
ды месторождения Карлин су-
щественно карбонатные, а
Майского - глинистые. Состав
гипогенных вкрапленных руд на
глубину в изученных интерва-
лах (более 2000 м) остается не-
изменным, что указывает, по-
видимому, на осадочное или
гидротермально-осадочное ру-
дообразование. Элементы руд-
ной зональности отмечаются
только для минеральных ассо-
циаций жил и прожилков, что
подтверждает их гидротер-
мальное образование. При этом
в минералах эпитермальной
зоны резко возрастает количе-
ство серебра (см. табл. 23), от-
мечаются также серебряные
сульфосоли. Подобные харак-
теристики вкрапленных и
жильных руд легко обнару-
жить на таких крупных золо-
то-сульфидных месторожде-
ниях, как Бакырчик (Казах-
стан), Кумтор (Киргизия), Да-
угызтау (Узбекистан), Нежда-
нинское (Якутия), и многих
других. Что же касается само-
Элемент I 2 1 3 |
Si 10,0 10,0 10,0
Al 5,0 7,0 0,5
Fe 2,0 2,0 0,5
Mg 5,0 10,0 0,15
Ca 7,0 10,0 0,003
Na 0,05 0,1 0,03
К 1,5 3,0 0
Ti 0,2 0,2 0,02
P 0 0 0
Mn 100 150 7
Ag 0 0 1
As 154 800 385
Au 9 18 23
В 150 70 7
Ba 200 200 500
Co 7 5 0
Cr 70 70 10
Cu 50 20 70
Ga 15 15 0
Hg 25 40 55
La 50 0 0
Mo 15 7 5
Nb 0 7 0
Ni 50 20 3
Pb 15 0 0
Sb 40 150 40
S 10 15 0
Sr 150 0 10
Tl 70 200 0
V 200 0 70
w 20 20 20
Y 20 30 0
Yb 2 2,5 0
Zn 51 114 6
Zr 100 150 20
Тип руды
4 5 6 7 8
10,0 10,0 10,0 10,0 10,0
2,0 3,0 5,0 5,0 5,0
з,о 1,5 2,0 2,0 2,0
5,0 10,0 7,0 5,0 0,5
7,0 10,0 10,0 10,0 0,2
0,05 0,1 0,07 0,03 0,07
1,5 1,5 2,0 1,5 2,0
0,1 0,1 0,15 0,15 0,3
0 0 2,0 0 0
150 500 150 150 10
0 2 0 0 0,7
180 480 1,000 1,450 790
6 5 69 10 50
20 100 30 70 70
100 500 500 130 300
7 3 3 3 1,5
30 70 70 50 100
30 70 50 20 30
7 7 10 10 20
25 20 200 35 100
50 0 50 70 50
15 50 10 5 5
0 0 0 0 10
70 100 20 20 15
10 15 0 15 30
40 60 115 129 360
7 7 10 15 15
100 200 150 100 100
0 0 150 50 0
100 700 70 50 200
20 30 20 20 20
15 70 20 30 30
1 3 1,5 3 3
7 100 5 163 65
100 70 150 200 300
Примечание. Описание руд (1—8) приведено в примечании к табл. 50.
Элементы от Si до Р включительно даны в процентном содержании, остальные — в г/т.
207
Таблица 50
Химические анализы проб руд разных типов
(первичных, окисленных и выщелоченно-окисленных)
месторождения золота Карлин, окно Линн, округ Эрика, штат Невада
[Radtke et al., 1980]
Элемент Тип руды
1 2 1 з 4 5 6 7 1 8
SiO2 32,6 39,6 95,7 51,9 33,4 42,1 50,9 73,9
А12О3 5,2 6,7 1,6 4,2 з,з 6,0 5,5 12,0
Fe2O3 0,69 1,9 0,66 3,3 1,2 1,9 2,0 3,1
FeO 1,0 0,84 0,1 1,1 0,14 0,68 0,12 0,16
MgO 8,0 9,3 0,06 7,3 11,2 9,1 4,9 1,3
CaO 22,1 14,4 0 10,3 18,0 13,1 15,6 0,48
BaO 0,03 0,02 0,08 0,01 0,09 0,06 0,02 0,03
MnO 0,04 0,03 0,21 0,04 0,05 0,04 0,03 0
Na2O 0,12 0 0 0 0,53 0,03 0,20 0,04
K2O 1,5 1,7 0,26 1,0 1,1 1,06 1,3 3,5
TiO2 0,26 0,36 0,03 0,26 0,15 0,30 0,23 0,63
P2O5 0,07 0,12 0,07 0,12 1,1 0,25 0,12 0,09
H2OH 0,17 0,42 0,10 0,41 0,23 0,39 0,24 1,1
h2i(+) 1,2 1,6 0,83 1,1 1,2 1,8 1,4 3,1
co2 26,0 21,6 0,02 15,9 25,6 19,1 16,9 0,04
^общ 0,72 0,82 0,11 2,8 0,8 2,2 0,2 0,11
c ^opr. 0,20 0,31 0,17 0,51 1,9 0,5 0,2 0,05
As 0,02 0,09 0,04 0,02 0,06 1,11 0,15 0,08
Bcerc j 99,92 99,8 100,04 100,27 100,05 99,72 99,71 100,71
Примечание. 1 — нормальный тип, главное рудное тело, высота 6300 м; Au =
= 9 г/т; 2 - то же, высота 6280 м; Au = 18 г/т; 3 — кремнеземистый тип, восточное
рудное тело, высота 6300 м; Au = 23 г/т; 4 — пиритовый тип, главное рудное тело,
высота 6300 м; Au = 6 г/т; 5 — углеродистый тип, восточное рудное тело, скважина
колонкового бурения Р8; Au = 5 г/т; 6 — мышьяковистый тип, восточное рудное
тело, высота 6380 м; Au = 69 г/т; 7 - окисленный тип, главное рудное тело, высота
6330 м; Au = 10 г/т; 8 - выщелоченный, окисленный тип, главное рудное тело, высота
6320 м; Au = 50 г/т.
го вкрапленного золото-суль-
фидного оруденения, то оно в
той или иной мере проявлено
в пределах каждого золото-
носного рудного района. Со-
став элементов-примесей в
тонкорассеянном пирите и ар-
сенопирите вкрапленных руд
обычно корреспондирует с
минеральными ассоциациями
жил и прожилков, хотя усло-
вия образования последних
представляются иными. Золо-
торудные месторождения
тонковкрапленных руд по за-
пасам благородного металла
нередко относятся к больше-
объемным и уникальным. Од-
нако первичные (гипогенные)
руды этих месторождений яв-
ляются «упорными» и требу-
ют значительных затрат при
извлечении из них золота. Ги-
пергенные процессы (зоны
окисления), а также метамор-
физм руд, способствующий
разложению золотоносных
сульфидов и укрупнению зо-
лотин, многократно увеличи-
вают промышленную цен-
ность месторождений.
Таблица 51
Химический состав руд
месторождения Майское
Оксиды и элементы Содержание, % Среднее содержание, %
SiO2 58-79 68,5
А12О3 8-17,4 12,7
FeO+Fe2O3 3-7,6 5,3
MgO 0,54-1,7 1,12
CaO 0,47-1,2 0,835
K2O 2,8-3,1 2,96
Na2O 0,28-0,5 0,39
MnO 0,04-0,26 0,15
TiO2 0,55-0,90 0,785
P2O5 0,1-0,21 0,155
CO2 2,96-5,42 4,19
c '“'opr. 0,03-0,84 0,435
^супьф. 1,91-3,35 2,63
As 0,5-1,7 0,6
Sb 0,19-1,3 0,745
Au, г/т 8,1-17,3 12,7
Ag, г/т 2-5 3,5
Таким образом, вкрапленные руды в конкретных руд-
ных районах, по-видимому, как парагенетически, так и ге-
нетически связаны с жильными рудами. В первом случае
вкрапленные и жильные руды имеют единый источник руд-
ного вещества, во втором вкрапленные руды представля-
ются промежуточным источником рудного вещества жиль-
ных месторождений. Учитывая преимущественно дожиль-
ный (как на месторождениях Карлин и Майское) возраст
вкрапленных руд, логично рассматривать их в качестве на-
чального базового элемента в универсальной геолого-ге-
нетической модели образования полихронных золоторуд-
ных месторождений.
10.2. Золото-кварцевые месторождения Совиное
и Бендиго (Австралия)
По аналогиям геологических условий - структурной
региональной обстановке, эволюции магматизма, этапам ру-
дообразования, парагенезису минеральных ассоциаций в
кварцево-жильных рудных телах и др. - месторождения
208
Рис. 137. Положение рудного поля Бендиго
в тектонических структурах (Sharpe, Mac’Geehan,
1990]
Куульского рудного района Северной Чукотки могут быть сопоставлены с мезотермальными золотыми
месторождениями Восточной Австралии. Для золото-кварцевых месторождений Восточной Австра-
лии и Севера Чукотки могут быть отмечены черты генетического родства, закономерно и последова-
тельно проявляющиеся в дугообразных складчатых поясах, огибающих жесткие структуры платформ в
разных участках западной ветви Тихоокеанского пояса. Отметим, что геолого-структурная изученность
месторождения Бендиго с его более чем 100-летней историей эксплуатации значительно выше его чу-
котского аналога. Поэтому материалы о деталях геологического строения и структурно-литологичес-
ком контроле промышленного оруденения на золоторудных месторождениях Восточной Австралии пред-
ставляют несомненный интерес для специалистов, изучающих недавно открытые месторождения Кууль-
ского района Чукотки и других районов Северо-Востока России и Якутии.
В рудном районе Бендиго (Восточная Австралия) известно около 20 рудных полей, из которых,
учитывая связанные с ними россыпи, было добыто более 2300 т золота [Mac’Andrew, 1965]. Непосред-
ственно из рудного поля Бендиго добыто 684 тзолота; 310 т из россыпей [Sharpe, Mac’Geehan, 1990]. В
золото-кварцевых месторождениях типа Совиного сосредоточены, по нашему мнению, основные запа-
сы коренного золота Куульского рудного района Чукотки. Из россыпных месторождений Пильхинкууль-
Рывеемского рудно-россыпного узла к настоящему времени добыто более 300 т золота.
По данным У. Рамсея и А. Вандерберга [Ramsay, Vanderberg, 1990], золото-кварцевые месторож-
дения Восточной Австралии приурочены к Лэчи-
анскому складчатому поясу герцинского возраста,
протянувшемуся параллельно окраине континен-
та на 4000 км. Этот складчатый пояс образовался
в результате последовательных коллизий вдоль
континентальной окраины Гондваны и древнего
Тихого океана.
Геологическое строение рудного района Бен-
диго показано на рис. 137. Рудный район состоит
из двух складчатых зон: Ставел и Бендиго-Балла-
рат. Зона Беидиго-Балларат представляет собой
субмеридиональное складчатое сооружение длиной
120 км и шириной 40-60 км, вероятно, фиксирую-
щее зону скрытого разлома глубокого заложения,
поперечного к общему простиранию Лэчианского
складчатого пояса. Рудный район сложен богаты-
ми кварцем ордовикскими терригенными толщами.
Местами ордовикские толщи, общая мощность ко-
торых составляет около 2000 м, прорваны много-
численными гранитными массивами девонского
возраста. Внедрение гранитоидов происходило пос-
ле завершения складчатости, так как контакты ин-
трузии часто рвут и срезают сформировавшиеся
складки. В восточных районах штата Виктория гра-
нитоидные интрузии представлены весьма широ-
ко; создается впечатление, что на глубине они, воз-
можно, сливаются в единый гигантский батолит. В
среднем девоне вмещающая толща была смята в
изоклинальные складки и разбита многочисленны-
ми поперечными и параллельными общему направ-
лению складчатости разрывными нарушениями с
субвертикальным падением. Складчатая структура
зоны полого погружается в северном и южном на-
правлении. Строение складчатой зоны можно пред-
ставить как гармоневидный шеврон с углами паде-
ния крыльев отдельных складок 40-50° и длиной
150-300 м.
209
Рис. 138. Проекция на поверхность осей
основных рудовмешаюших антиклиналей мес-
торождения Бендиго [Sharpe, Mac’Geehan, 1990]
Среди рудных тел преобладают седловид-
ные жилы, приуроченные преимущественно к
замкам антиклиналей. Из седловидных жил до-
быто 80% золота месторождения. Реже встре-
чаются «обратные» седловидные жилы, при-
уроченные к замкам синклиналей. Однако на-
ряду с ними достаточно часто встречаются се-
В рудном поле Бендиго прослежены оси более
чем 20 антиклиналей, но основные запасы золота
приурочены к шести из них (рис. 138). В ходе регио-
нальных деформаций вмещающие породы были сла-
бо метаморфизованы (пренит-пумпеллиитовая - зе-
леносланцевая ступень). Редкие лампрофировые дай-
ки - единственные неосадочные породы в рудном
поле Бендиго. Они приурочены к некоторым круп-
ным осевым разломам основных антиклиналей. Дай-
ки богаты оливином; их возраст, определенный К-Аг
методом, 150 млн лет (юрский). Все дайки рвут и
метаморфизуют кварцево-жильные рудные тела. Од-
нако устанавливается отчетливое обогащение золо-
том рудных тел в зонах их контактов с дайками.
Таким образом, рудное поле Бендиго представ-
ляет собой субмеридиональную антиклинальную
структуру общей площадью 125 км2. Вмещающая ниж-
неордовикская толща сложена ритмично переслаива-
ющимися песчаниками, турбидитами, карбонатными
и углистыми сланцами (группа Сандхорст, рис. 139).
Рис. 139. Циклы турбидитов в осадочном разре-
зе группы Сандхорст, район Бендиго [Sharpe, Mac’-
Geehan, 1990]
кущие жилы, связанные с многочисленными разрывными нарушениями (см. рис. 138). Месторожде-
ния, как правило, представляют собой комбинации секущих и седловидных жил, этажно расположен-
ных в замковых частях одной или нескольких соседних антиклиналей (рис. 140). Однако не все седло-
210
Рис. 138. Проекция на поверхность осей
основных рудовмещающих антиклиналей мес-
торождения Бендиго [Sharpe, Mac’Geehan, 1990]
Среди рудных тел преобладают седловид-
ные жилы, приуроченные преимущественно к
замкам антиклиналей. Из седловидных жил до-
быто 80% золота месторождения. Реже встре-
чаются «обратные» седловидные жилы, при-
уроченные к замкам синклиналей. Однако на-
ряду с ними достаточно часто встречаются се-
В рудном поле Бендиго прослежены оси более
чем 20 антиклиналей, но основные запасы золота
приурочены к шести из них (рис. 138). В ходе регио-
нальных деформаций вмещающие породы были сла-
бо метаморфизованы (пренит-пумпеллиитовая - зе-
леносланцевая ступень). Редкие лампрофировые дай-
ки - единственные неосадочные породы в рудном
поле Бендиго. Они приурочены к некоторым круп-
ным осевым разломам основных антиклиналей. Дай-
ки богаты оливином; их возраст, определенный К-Аг
методом, 150 млн лет (юрский). Все дайки рвут и
метаморфизуют кварцево-жильные рудные тела. Од-
нако устанавливается отчетливое обогащение золо-
том рудных тел в зонах их контактов с дайками.
Таким образом, рудное поле Бендиго представ-
ляет собой субмеридиональную антиклинальную
структуру общей площадью 125 км2. Вмещающая ниж-
неордовикская толща сложена ритмично переслаива-
ющимися песчаниками, турбидитами, карбонатными
и углистыми сланцами (группа Сандхорст, рис. 139).
Рис. 139. Циклы турбидитов в осадочном разре-
зе группы Сандхорст, район Бендиго [Sharpe, Mac’-
Geehan, 1990]
кущие жилы, связанные с многочисленными разрывными нарушениями (см. рис. 138). Месторожде-
ния, как правило, представляют собой комбинации секущих и седловидных жил, этажно расположен-
ных в замковых частях одной или нескольких соседних антиклиналей (рис. 140). Однако не все седло-
210
видные кварцевые жилы содержат промышленное ору-
денение. На рис. 141 показан разрез по стволу шахты,
где 24 седловидные жилы встречены до глубины 630 м
в антиклинали Хастлер, но только 6 из них содержали
промышленное золотое оруденение. Вертикальный раз-
мах оруденения превышает 1,5 км. Формирование мно-
гочисленных кварцевых жил синхронно проявлению
складчатости на рубеже раннего и среднего девона.
Рис. 140. Морфологические типы квар-
цевых жил месторождения Бендиго [Sharpe,
Mac’Geehan, 1990]: 1 — послойные, 2 - замковые,
3 - разломов
Морфология седловидных жил весьма разнооб-
разна (см. рис. 140). Зачастую наблюдаются сочетания
Р и с. 141. Геологический разрез по ство-
лу шахты, антиклиналь Хастлер, месторожде-
ние Бендиго [Sharpe, Mac’Geehan, 1990]
седловидных и секущих жил в пределах одного и того
же рудного тела, а также их многочисленные апофизы.
Текстуры жил массивные, местами полосчатые и
брекчиевые. Типичным для жил является так называе-
мый книжный кварц (рис. 142). Околожильные метасоматические изме-
нения на месторождении развиты слабо и представлены пиритизацией и
карбонатизацией. Размещение рудных столбов обычно контролируется
структурными ловушками, которые определяют локальные условия рас-
тяжения. К типичным структурным ловушкам относятся изгибы плоско-
сти рудовмещающего разлома, замки антиклиналей, участки положитель-
ных ундуляций шарниров антиклиналей. Минералогическим индикатором
рудных столбов может служить появление в жилах сфалерита и галенита.
Рудные тела представлены исключительно кварцевыми жилами. В
рудах, кроме белого крупнозернистого кварца, отмечены анкерит, каль-
цит и доломит, хлорит и фенгитовая слюда, альбит, апатит, рутил. Количе-
ство сульфидов изменяется от 0,5 до 2,5%.
Рис. 142. Текстура «книжного» кварца, слагающего основные рудные
тела месторождения Бендиго [Sharpe, Mac’Geehan, 1990]
211
Основные сульфидные минералы представлены пиритом и арсенопиритом, в обогащенных учас-
тках обычно присутствуют и второстепенные пирротин, сфалерит, галенит и халькопирит. Наименее
распространены пентландит, виоларит, миллерит, ковеллин, тетраэдрит и антимонит. Минералогичес-
кая зональность не отмечалась. Кроме того, в связи с постоянством и однообразием состава рудных тел
специального изучения последовательности минералообразования не проводилось. Отмечено лишь,
что золото образовалось после сульфидов.
В жилах преобладает крупное свободное видимое золото (от 0,1 до 2 мм) в виде рассеянных
изолированных зерен или нитевидных включений в кварце. Небольшое количество (5%) тонкого золота
(0,001-0,015 мм) заключено также в сульфидах. В рудах часто встречаются срастания крупных золотин
с галенитом. Отмечалась также ассоциация золота с графитом.
Содержания золота в рудах составляют 10-30 г/т. Рудные столбы сосредоточены вдоль осей анти-
клиналей и обычно приурочены к одному из крыльев (рис. 143). Протяженность рудных столбов вдоль
крыла антиклинали не превышает нескольких сотен метров, тогда как седловидные жилы в замках
протягиваются на несколько километров. Аналогичные особенности морфологии рудных тел выявле-
ны на месторождении Совиное. Золотоносные кварцевые жилы сопровождаются околорудным орео-
лом вкрапленного крупнокристаллического арсенопирита и сидерита шириной до 20 м.
Рис. 143. Проекция на вертикальную плоскость нескольких рудных столбов месторождения Бенди-
го [Sharpe, Mac’Geehan, 1990]
Ореол характеризуется слабыми концентрациями золота - 0,002-0,2 г/т и аномалией мышьяка от
0,1 до 0,8%. В рудных столбах содержания золота увеличиваются на порядок и более. Пробность золота
в среднем около 850%о.
По данным изучения газово-жидких включений, месторождение Бендиго образовалось при тем-
пературе около 300°С и давлении 150 МПа из низкосоленых водных растворов, содержащих неболь-
шое количество углекислоты или метана. Поданным изотопии водорода, кислорода и серы сульфидов,
гидротермальные растворы имели метаморфогенное происхождение.
В последние годы доминирует следующая модель формирования месторождения Бендиго. В ре-
зультате регионального метаморфизма в среднем девоне произошла дегидратация глубокозалегающих
пород фундамента. Высвободившиеся при этом растворы по мере подъема к дневной поверхности
выщелачивали из «материнской» породы золото и кремнезем, а затем сфокусировались вдоль регио-
нальных разрывных нарушений. Разгрузка растворов происходила преимущественно в участках растя-
жения, приуроченных к взбросам и замковым частям антиклиналей, где и сформировались рудные тела.
Месторождение Совиное, как отмечалось в предыдущих главах, расположено в нижнекарбоно-
вой песчано-сланцевой толще, которая по составу, степени известковистости, наличию турбидитов,
ритмичному переслаиванию, метаморфическим изменениям весьма сходна с ордовикскими вмещаю-
212
гцими породами, слагающими рудное поле Бендиго. Весьма сходными являются также региональное
тектоническое строение рудных районов, рудовмещающая складчатая структура, седловидные золото-
кварцевые жилы, значительный вертикальный размах оруденения этих месторождений. Многие из
морфологических типов кварцевых жил Бендиго (см. рис. 140), отмечаются также на месторождении
Совиное. Для обоих месторождений характерны близкий вещественный состав и текстуры руд, отсут-
ствие минералогической зональности. В рудных телах наблюдается сходное распределение золота, ко-
торое образует своеобразные рудные столбы. Установлены также близкие околорудные изменения вме-
щающих пород (ореолы арсенопиритовой и сидеритовой минерализации). В целом отмечается амагма-
тичность рудных полей. На месторождении Бендиго встречаются только редкие пострудные дайки лам-
профиров.
Сравнительный анализ показывает не только заметное сходство, но и ряд различий в строении
месторождений, что может быть связано с недостаточной изученностью Совиного подземными горны-
ми выработками, а также с тем, что геологическое изучение Бендиго проводилось довольно однообраз-
но в процессе эксплуатации, пик которой приходится на прошлый век, и многие важные структурно-
морфологические особенности, такие как прожилково-вкрапленные рудные тела, выявленные на Со-
вином в результате поисково-разведочного бурения, могли остаться незамеченными на Бендиго.
В последние годы в районе месторождения Бендиго открыто несколько золото-сульфидных мес-
торождений вкрапленных руд, которые успешно отрабатываются.
Заключение
В последние 10 лет стало очевидным широкое развитие золоторудных месторождений в зонах
ТМА Восточной, Центральной и Западной Чукотки. Прогнозно-поисковые критерии этих месторожде-
ний рассмотрены в ряде работ А. А. Сидорова, В. И. Гончарова, А. В. Волкова, А. И. Калинина, А. И. Садов-
ского, И. С. Розенблюма, Ю. И. Новожилова, С. А. Григорова.
Настоящая работа посвящена весьма перспективным, преимущественно золотым и золотосодер-
жащим месторождениям вкрапленных руд, а также сопряженным с ними золото-кварцевым, золото-
серебряным и золото-редкометалльным месторождениям, характерным для уникальных рудных узлов
Чукотки. Установлено, что формирование большинства этих месторождений завершилось в постак-
креционную стадию развития Чукотских террейнов, связанную со становлением ОЧВП. На примерах
основных рудных узлов, полей и месторождений провинции рассмотрены особенности пространствен-
ного размещения и намечены главные закономерности локализации золоторудных месторождений в
зонах тектоно-магматической активизации.
Постаккреционная активизация в рудных районах Чукотки проявляется в формировании поясов
даек, малых гипабиссальных интрузий, вулканических покровов, субвулканических тел, рудоносных
ИКС и тектонических блоков, в интенсивном разломообразовании и изменении плана складчатых де-
формаций. Эти преобразования происходят в зонах глубинных разломов, занимающих согласное и по-
перечное положение по отношению к складчатым структурам, определяемым авторами как зоны ТМА.
В работе показано, что узловая металлогения Чукотки связана с интрузивно-купольными структу-
рами, формирующимися в зонах ТМА. В Центральной Чукотке выявлены четыре зоны ТМА, попереч-
ные по отношению к ОЧВП, с многочисленными рудоносными интрузивно-купольными структурами.
По геолого-структурным особенностям выделяются три различных типа ИКС: приразломный, инвер-
сионный и сателлитный. В рудном районе преимущественно распространены интрузивно-купольные
структуры приразломного типа; установлены одна сателлитная (Кукенейская) и одна инверсионная
(Пал янская) структуры.
Наиболее продуктивным в металлогеническом отношении является сателлитный тип, с которым
связаны крупные комплексные месторождения. Анализ закономерностей регионального размещения
месторождений и рудопроявлений в тектонических, геофизических и геохимических полях на примере
Майской, Эльвенейской, Экугской сателлитных ИКС показал, что они связаны между собой в пределах
своеобразной релаксационной зоны повышенной тектонической активности, сопровождающей ста-
213
новление интрузивных массивов. Последняя отчетливо дешифрируется на аэрофотоснимках, фиксиру-
ется гравитационной аномалией и геохимическим полем мышьяка и золота. В ней практически все
разрывные нарушения и измененные в различной степени терригенные толщи содержат арсенопирит-
пиритовую сульфидную вкрапленную минерализацию, в которой отмечается от 0,5 до 3 г/т золота. Для
релаксационной зоны характерно развитие локальных рудовмещающих куполов, положение которых
определяется узлами пересечения крупных разломов. В этих дочерних (сателлитных) купольных струк-
турах локализуются многочисленные месторождения и рудопроявления золото-сульфидной (вкраплен-
ных руд), золото-серебряной, золото-кварцевой, золото-сурьмяной, золото-редкометалльной, олово-се-
ребро-полиметаллической, касситерит-сульфидной, касситерит-кварцевой, вольфрамит-кварцевой, а
также сурьмяной, ртутной и пятиэлементной формаций. Сравнительное изучение проявлений различ-
ных рудных формаций в сателлитных ИКС показывает, что для них характерно развитие сходных ми-
нералого-геохимических ассоциаций. В этих структурах выявлена своеобразная рудная зональность:
по мере приближения к интрузиву эпитермальное золото-серебряное оруденение сменяется мезотер-
мальным золото-сульфидным вкрапленным и серебро-полиметаллическим оруденением, а в непосред-
ственной близости от массива располагаются касситерит-сульфидные, касситерит-кварцевые, вольф-
рамит-кварцевые и более глубинные рудные тела. Вместе с тем отмечается и телескопирование или
даже совмещение этих зон минерализации, что, по всей вероятности, связано в ряде случаев с подняти-
ями вмещающих блоков пород в процессе рудообразования, а в других случаях - с одновременной
раскристаллизацией кремнеземных гелей различных стадий рудоотложения.
Выявлено, что в различных типах ИКС формируются золотые, оловянные, вольфрамовые и ртут-
ные месторождения, относящиеся к вулканогенно-плутоногенному рудноформационному ряду, кото-
рые нередко накладываются на более раннее метаморфогенное золото-кварцевое оруденение. Показа-
но, что наиболее яркими представителями этого ряда являются месторождения золото-сульфидной
формации (вкрапленных руд). Предложена новая систематика основных минеральных типов золото-
сульфидных месторождений, построенная с учетом геолого-структурных условий локализации и осо-
бенностей минеральных комплексов. На основании этих критериев выделены четыре минеральных
типа: золото-сульфидный, золото-сульфидно-кварцевый, золото-антимонитовый и золото-антимонит-
киноварный.
Рассмотрены геологические условия формирования и минералого-геохимические особенности
вещественного состава рудных месторождений каждой формации с описанием основных эталонных
месторождений. На основании анализа и обобщения этой информации сделан важный вывод, что со-
вмещение разных типов оруденения в золоторудных месторождениях зон ТМА, широко распростра-
ненное в этих зонах, приводит к формированию крупных и уникальных полихронных месторождений
с комплексным оруденением.
Тесная связь изученных месторождений с тектоно-магматической активизацией Чукотских тер-
рейнов свидетельствует о том, что дифференциация рудного вещества и рудообразование обусловлены
преимущественно коровыми процессами. Однако при этом признается перспективной гипотеза не-
гидротермального обогащения черносланцевых толщ рудогенными элементами в результате деятель-
ности глубинного углеродистого флюида.
Для большинства рассмотренных рудных месторождений Чукотки отмечена постоянная повторя-
емость сходной по составу и текстурно-структурным особенностям минерализации вне зависимости от
их тектонического положения. Выявлены общие закономерности процесса рудообразования в зонах ТМА:
1) сходство оруденения золоторудных месторождений зон ТМА определяется в значительной мере
геодинамическим режимом процессов активизации, которые протекают на раннем этапе в условиях
преимущественного сжатия верхних горизонтов земной коры, благоприятных для отложения вкрап-
ленных руд, а на позднем - в условиях преимущественного растяжения, благоприятных для локализа-
ции жил;
2) золоторудные месторождения зон ТМА мезозойских складчатых структур формируются в близ-
поверхностных и среднеглубинных условиях. С глубиной жильное оруденение в пределах месторож-
дений постепенно выклинивается. В позднем жильном оруденении этих месторождений отмечается
значительное увеличение содержания серебра, сурьмы, мышьяка, полиметаллов, ртути;
214
3) месторождения вкрапленных руд (а также зоны рудной наноминерализации) обычно представ-
ляют базовые рудные формации и либо развиваются одновременно с жильными рудами (парагенети-
ческие связи), либо служат источником рудного вещества при позднем жилообразовании (генетический
тип связи).
Для золоторудных месторождений различных формаций линейных зон ТМА предложены геоло-
го-генетические модели формирования, отражающие последовательность формирования оруденения
и особенности минерализации разных минеральных комплексов в пределах рудных тел и месторожде-
ния в целом.
Изучение минерального состава руд и околорудных измененных пород, условий рудообразования
показывают, что минеральные ассоциации рассматриваемых месторождений формировались из газо-
во-жидких гидротермальных растворов относительно низких концентраций в интервале температур
450-100°С (возможно, ниже) и в широком интервале давлений 1,5-0,02 кбар. Рудообразующий про-
цесс был многостадийным и протекал в пульсирующем режиме. Основная масса руд отлагалась из
истинных растворов, а в близповерхностных условиях - из коллоидов.
На основании полученных результатов может быть уточнен комплекс прогонозно-поисковых кри-
териев золоторудных месторождений. Совершенно очевидно, что уникальные рудные районы (узлы
месторождений) развиваются унаследованно и связаны прежде всего с геохимическими аномалиями
основания вулканогенного пояса или даже докембрийского фундамента. Именно поэтому интрузивы и
гидротермально измененные породы идентичного состава высокорудные в одних районах и нерудо-
носные (малорудоносные) в других. На Чукотке прогнозируется по крайней мере еще несколько перс-
пективных (не считая уже существующих) рудных узла: Эльвинейский, Экугский, Южно-Анюйский,
Эргувеемский и, возможно, столь неудачно дебютировавший в начале XX в. район хр. Золотой.
Литература
Аксенова В. Д., Сизых В. И., БерлимблеД. Г. и др. Особенности рудопроявлений золото-сурьмяно-мышьяко-
вого типа на Чукотке // Колыма. - 1978. - № 11. - С. 42-44.
Алексеенко А. В., Гончаров В. И., Горячев Н. А. и др. Перспективные типы золоторудных месторождений в
гранитоидах Северо-Востока Азии // Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных окраин Севера
Пацифики. - Магадан : СВКНИИ ДВО РАН, 2003. -Т. 3. - С. 115-117.
Амузинский В. А., Анисимова Г. С., Жданов Ю. А. и др. Сарылахское и Сентачанское золото-сурьмяные
месторождения. — М.: МАИК «Наука/Интерпериодика», 2001. - 218 с.
Антонов А. Е. Типы месторождений золото-серебряной формации // Сов. геология. - 1984. —№ 2. - С. 27-32.
Арифулов Ч. X. Зональность золото-серебряной минерализации на рудном поле в терригенной углеродистой
толще // Тр. ЦНИГРИ. - 1979. - Вып. 149. - С. 49-50.
Белый В. Ф. Геология Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. - Магадан : СВКНИИ ДВО РАН, 1994. - 76 с.
Бергер В. И. Сурьмяные месторождения. - Л. : Недра, 1978. - 292 с.
Берзон Р. О., Левитан Г. М., Степанов В. А. Золото-ртутное оруденение и геотектонические условия его
формирования // Сов. геология. - 1980. — № 9. - С. 37-39.
Берман Ю. С., Найбородин В. И. Вторичные кварциты и золото-серебряное оруденение Пепенвеемского
рудного поля // Рудоносность вулканогенных образований Северо-Востока и Дальнего Востока. — Магадан, 1967. -
С. 117-120.
Бортников Н. С., ГамянинГ. И. и др. Минералого-геохимические особенности и условия образования Нежда-
нинского месторождения золота(Саха-Якутия, Россия)//Геол. рудн. месторожд.- 1998. -Т. 40,№ 2.- С. 137-156.
Буряк В. А. Метаморфизм и рудообразование. - М.: Недра, 1982. - 255 с.
Буряк В. А., Хмелевская Н. М. Сухой Лог - одно из крупнейших золоторудных месторождений мира. - Вла-
дивосток : Дальнаука, 1997. - 156 с.
Василенко В. П. Метасоматиты Пепенвеемского рудного поля // Геодинамика, магматизм и минерагения
континентальных окраин Севера Пацифики. - Магадан : СВКНИИ ДВО РАН, 2003. - Т. 3. - С. 145-148.
Ващилов Ю. Я. Глубинные разломы Яно-Колымской складчатой области и Охотско-Чукотского вулканоген-
ного пояса и их роль в образовании гранитных интрузий и формировании структур (по геофизическим данным) И
Сов. геология. - 1963. - № 4. - С. 64-72.
ВоинковД. М„ Гриненко Л. Н., Давиденко И. М. Об источниках вещества золоторудных проявлений Чукот-
ской складчатой области (по изотопным данным серы) И Изв. вузов. Геология и разведка. - 1976. - № 2. — С. 74-79.
215
Воларович Г. П. Перспективы выявления близповерхностных золоторудных месторождений с целью созда-
ния устойчивой базы для добычи рудного золота на Северо-Востоке СССР. - М.: ЦНИГРИ, 1971. - 71 с.
Волков А. В. Золото-серебряное оруденение в терригенных толщах И Изв. вузов. Геология и разведка. — 1981.—
№ 8. - С. 50-57.
Волков А. В. Термобарогеохимия минералообразующих растворов золото-серебряного оруденения в терри-
генных толщах // Тр. ЦНИГРИ. - 1982. - Вып. 167. - С. 76-79.
Волков А. В. Опыт изучения структурных взаимоотношений комплексных золото-сереброносных рудных
тел и даек для уточнения возрастных и пространственных закономерностей размещения оруденения // ЭИ. —
ВИЭМС.- 1983.-Вып. 2.-С. 1-11.
Волков А. В. Критерии оценки уровня эрозионного среза при прогнозировании золотого оруденения И Раз-
ведка и охрана недр. - 1986. - № 2. - С. 11-15.
Волков А. В. Близповерхностное оруденение в терригенных толщах перивулканической зоны Охотско-Чу-
котского вулканогенного пояса // Тихоокеан. геол. - 1989а. - № 4. - С. 97-100.
Волков А. В. К генезису золото-сурьмяного оруденения И Тихоокеан. геол. — 19896. - № 6. - С. 84-87.
Волков А. В. Золото-кварцевое оруденение перивулканической зоны Охотско-Чукотского вулканогенного
пояса // Изв. вузов. Геология и разведка. - 1989в. - № 10. - С. 63-70.
Волков А. В. Золоторудные месторождения Центральной Чукотки // Геол. рудн. месторожд. — 1995. - Т. 37,
№ 6. - С. 482^199.
Волков А. В. Факторы регенерационного происхождения золото-кварцевого оруденения Чукотки // ДАН
СССР, - 1991.-Т. 320, №6.-С. 1433-1437.
Волков А. В. Оруденение в интрузивно-купольных структурах Чукотки И Колыма. - 1992. — № 7. - С. 4—9.
Волков А. В. Генетические особенности золото-сульфидного вкрапленного оруденения перивулканической
зоны Охотско-Чукотского вулканогенного пояса И Проблемы рудноформационного анализа и поисковой минера-
логии на Северо-Востоке России. - Магадан : СВКНИИ ДВО РАН, 1994. - С. 32-40.
Волков А. В. Рудоносные интрузивно-купольные структуры Центральной Чукотки // Изв. вузов. Геология и
разведка. - 1999. -№ 1. - С. 50-59.
Волков А. В., Воронин И. А. Золото-кварцевое оруденение Куульской антиклинальной зоны Северной Чукот-
ки // Колыма. - 1993. — № 1. - С. 9-15.
Волков А. В., Добротин Ю. Р. Условия образования золото-редкометалльного оруденения в зоне глубинного
разлома И Рудообразование в зонах глубинных разломов: тез. докл. Всесоюз. совещ. - Иркутск, 1989. - С. 180-181.
Волков А. В., Добротин Ю. Р. Новый тип оловянного оруденения в перивулканической зоне Охотско-Чукот-
ского вулканогенного пояса //ДАН СССР. — 1990. — Т. 311, № 6. - С. 1423-1426.
Волков А. В., Сидоров А. А. Уникальный золоторудный район Чукотки. - Магадан : СВКНИИ ДВО РАН,
2001.- 180 с.
Волков А. В., Сидоров А. А. Условия формирования вкрапленных золото-сульфидных руд И Докл. РАН. -
2005. - Т. 403, № 5. - С. 700-703.
Волчков А. Г, СокиркинГ. И., Шишаков В. Ф. Геологическое строение и состав Анюйского медно-порфиро-
вого месторождения Северо-Востока СССР И Геол. рудн. месторожд. - 1982. - № 4. — С. 89—94.
Гаврилов А. М., Плешаков А. П. и др. Субмикроскопическое золото в сульфидах некоторых месторождений
вкрапленных руд // Сов. геология. - 1982. -№ 8. - С. 81-86.
Гамянин Г. Н., Горячев Н. А. Золоторудно-магматические системы гранитоидного ряда на Северо-Востоке
СССР // Рудно-магматические системы Востока СССР. - Якутск, 1991. - С. 37-48.
Гамянин Г. Н„ Бортников Н. С., Алпатов В. В. Нежданинское золоторудное месторождение - уникальное
месторождение Северо-Востока России. - М.: ГЕОС, 2000. - 228 с.
Гамянин Г. Н., Жданов Ю. А., Суплецов В. М. и др. Типоморфные особенности пирита и арсенопирита
золоторудных месторождений // Новые данные о минералах. - М. : Наука, 1982. - С. 64-70.
Гельман М. Л. О связи вулканической деятельности с интрузиями гранитоидов на Западной Чукотке // Изв.
АН СССР. - 1963. -Т. 149, № 6. - С. 127-134.
Гельман М. Л., Березнер О. С., Крутоус М. П. и др. Картирование малоглубинных метаморфических комп-
лексов. - Новосибирск : Наука, 1982. - С. 136-148.
Геология СССР. Т. 30. Северо-Восток СССР. Полезные ископаемые. - М. : Недра, 1983. - 264 с.
Гончаров В. И. Режим давлений и глубины формирования некоторых золото-серебряных месторождений
Северо-Востока СССР // Колыма. - 1973. - № 12. - С. 78-85.
Гончаров В. И., Волков А. В. Геология и генезис золоторудного месторождения Совиное (Северная Чукотка). -
Магадан : СВКНИИ ДВО РАН, 2000. - 230 с.
Гончаров В. И., Сидоров А. А. Термобарогеохимия вулканогенного рудообразования. — М. : Наука, 1979. —
С. 197-205.
Гончаров В. И., Сидоров А. А. Реювенация вулканогенных месторождений //Тихоокеан. геол.— 2000. -Т. 16.-
С. 93-116.
216
Гончаров В. И., Буряк В. А., Горячев Н. А. Крупнообъемные месторождения золота и серебра вулканогенных
поясов // Докл. РАН. - 2002. — Т. 387, № 5. — С. 678-680.
Городинский М. Е., Гулевич В. В., Титов В. А. Проявления медного оруденения на Северо-Востоке СССР //
Материалы по геол, и полезн. ископ. Северо-Востока СССР. - Магадан: Кн. изд-во, 1978.-Вып. 24.-С. 151-158.
Горячев Н. А. Геология мезозойских золото-кварцевых жильных поясов Северо-Востока Азии. - Магадан :
СВКНИИ ДВО РАН, 1998. - 210 с.
Горячев Н. А., Половинкин В. Л. Минералого-геохимические признаки связи золотого оруденения с магма-
тизмом (На примере Иннахского рудного узла, Западная Чукотка) И Минералогические особенности эндогенных
рудных образований Якутии. — Якутск : ЯИГ СО АН СССР, 1979. - С. 115-129.
Горячев Н. А., Чарч С. Е., Ньюберри Р Дж. Контраст в свинцово-изотопных характеристиках золоторудных
месторождений Северо-Востока Азии и Аляски И Золотое оруденение и гранитоидный магматизм Северной Па-
цифики. - Магадан : СВКНИИ ДВО РАН, 2000. - Т. 1. - С. 149-158.
Гусев Г С. Складчатые структуры и разломы Верхояно-Колымской системы мезозоид. - М.: Наука, 1979. —
207 с.
Давиденко Н. М. Минеральные ассоциации и условия формирования золотоносных кварцевых жил Мало-
Анюйского района Западной Чукотки. - Новосибирск : Наука, 1975. — 134 с.
Дагис А. С., Архипов Ю. В., Бычков Ю. М. Стратиграфия триасовой системы Северо-Востока Азии. - М. :
Наука, 1979. - 245 с.
Ермаков Н. П., Долгов Ю. А. Термобарогеохимия. — М. : Недра, 1979. - 271 с.
Жабин А. Г. Два гетерогенных этапа рудообразования на мышьяковом месторождении Лухуми, Централь-
ный Кавказ /7 ДАН СССР. - 1986. - Т. 288, № 1. - С. 193-196.
Загрузина И. А. Геохронология мезозойских гранитоидов Северо-Востока СССР. - М.: Наука, 1977. - 279 с.
Зилъберминц А. В. Геология и генезис Иультинского оловянно-вольфрамового месторождения. - М.: Наука,
1966.- 186 с.
Иванкин П. Ф., Иншин 77. В., Назарова Н. И. Формы переноса и условия отложения золота в черносланце-
вых зонах // Тр. ЦНИГРИ. - 1984. - Вып. 184.
Изотопы свинца и вопросы рудогенеза. — Л. : ВСЕГЕИ, 1988. — Т. 342. - 480 с.
Индолев Л. Н„ Жданов Ю. А., Суплецов В. М. Сурьмяное оруденение Верхояно-Колымской провинции. -
Новосибирск : Наука, 1980. - 232 с.
Калинин А. И. Золото-кварцевые месторождения Центрально-Колымского района. Месторождение Наталка//
Многофакторные прогнозно-поисковые модели месторождений золота и серебра Северо-Востока России. - М. :
ЦНИГРИ, 1992.-С. 5-11.
Калинин А. И., Епифанова А. П„ Орлов А. Г. Проблема соотношения разных типов золотого и серебряного
оруденения в структурах активизации Верхояно-Чукотской складчатой области И Соотношение разных типов
оруденения вулкане-плутонических поясов Азиатско-Тихоокеанской зоны сочленения. — Владивосток, 1991. —
С. 61-75.
Калинин А. И., Константинов М. М., Стружков С. Ф. Геологическое строение золото-серебряного место-
рождения Ольча, Смоленский массив И Руды и металлы. - 2002. - № 4. — С. 41-46.
Киселев А. А., Огородников А. В. Минерально-сырьевая база золота Чукотского АО. Перспективы освоения
и развития // Минеральные ресурсы России. - 2001. - № 1. - С. 6-12.
Кольцов А. Б., Котов Н. В. Термодинамическая модель формирования месторождений золота в терриген-
ных толщах И Генетические модели эндогенных рудных формаций. — Новосибирск, 1985. - Т. 2. - С. 142-143.
Константинов М. М., Косовец Т. М. Стратиформное золото-кварцевое оруденение в турбидитах Южной’
Якутии И Руды и металлы. - 1996. - № 3. - С. 7-21.
Константинов М. М., Некрасов Е. М., Сидоров А. А., Стружков С. Ф. Золоторудные гиганты России и
мира. - М. : Науч, мир, 2000. - 270 с.
Костин А. В.. Зайцев А. И., Шошин В. В. и др. Сереброносная провинция Западного Верхоянья. - Якутск :
ЯНЦСОРАН, 1997.- 155 с.
Кочнева Н. Т. Позиция крупных рудных районов в орогенных структурах Центральной Чукотки (по данным
морфоструктурного анализа) // Тихоокеан. геол. - 2003. - Т. 22, № 2. - С. 49-56.
Курбанов Н. К. Геолого-генетические модели формирования золоторудных месторождений в углеродисто-
терригенных комплексах // Рудоносность осадочных комплексов. - Л., 1988. — С. 138-147.
Лингрен В. Месторождения золота и платины. - М.: Цветметиздат, 1932. - 72 с.
Лингрен В. Минеральные месторождения. - М. : ОНТИ, 1935. - 394 с.
Милов А. П. Позднемезозойские гранитоидные формации Центральной Чукотки. - Новосибирск : Наука,
1975.- 133 с.
Митчелл А., Гарсон М. Глобальная тектоническая позиция минеральных месторождений. - М.: Мир, 1984. —
495 с.
Многофакторные прогнозно-поисковые модели месторождений золота и серебра Северо-Востока России /
науч. ред. М. М. Константинов, И. С. Розенблюм, М. 3. Зиннатуллин. - М.: Комитет по геологии и недропользо-
ванию недр РФ, 1992. - 140 с.
217
Найбородин В. И., Сидоров А. А. О происхождении пластинчатых агрегатов кварца золото-серебряных ме-
сторождений // Научные основы и практическое использование типоморфизма минералов. — М. : Недра, 1980. —
С. 137-142.
Новожилов Ю. И. Динамика формирования гидротермальных месторождений // Тр. ЦНИГРИ. — 1991. -
Вып. 236. -С. 128-132.
Новожилов Ю. И., Гаврилов А. М. Золото-сульфидные месторождения в терригенных углеродистых толщах. —
М.: ЦНИГРИ, 1999. - 175 с.
Нолан Т. Эпитермальные месторождения драгоценных металлов И Геол. рудн. месторожд. Западных штатов
США. - М. : ОНТИ, 1937. - С. 540-557.
Озерова Н. А., Бергер В. И., Виноградов В. И. и др. Источники серы ртутных и сурьмяных месторождений
Верхояно-Колымской провинции // Геол. рудн. месторожд. - 1991. -№ 3. - С. 5-23.
Ольшевский В. М. О находке аквамарина в золото-кварцевых жилах Каральвеемского месторождения (За-
падная Чукотка) // ДАН СССР. - 1973. - Т. 212, № 5. - С. 1208-1209.
Осипов А. П., Сидоров А. А. Особенности и перспективы золото-редкометалльных формаций И Новые дан-
ные по геологии Северо-Востока СССР. — Магадан, 1973. — С. 163-173. - (Тр. СВКНИИ ; вып. 55).
Парфенов Л. М. и др. Геодинамика, магматизм и металлогения Верхояно-Колымских мезозоид И Законо-
мерности размещения полезных ископаемых. - М.: Наука, 1988. - Т. 15. - С. 179-188.
Парфенов Л. М„ Натапов Л. М. и др. Террейны и аккреционная тектоника Северо-Востока Азии И Геотек-
тоника. - 1993. -№ 1. - С. 68-78.
Паталаха Е. И. Тектоно-фациальный анализ складчатых сооружений фанерозоя. -М.: Недра, 1985,- 168 с.
Петров С. Ф. Внутреннее строение и элементы-примеси арсенопирита золото-редкометалльного место-
рождения Палянгай (Центральная Чукотка) И Проблемы геологии и металлогении Северо-Востока Азии на рубе-
же тысячелетий. - Магадан : СВКНИИ ДВО РАН, 2001. - С. 166-167.
Петровская Н. В. Самородное золото. — М. : Наука, 1973. —348 с.
Петровская Н. В., Бернштейн П. С. Геологическое строение и особенности генезиса золоторудных место-
рождений Балейского рудного поля (Восточное Забайкалье) // Тр. ЦНИГРИ. - 1961. - Вып. 45. - 240 с.
Петровская Н. В., Сафонов Ю. Г. Шер С. Д. Формации золоторудных месторождений // Формации эндо-
генных месторождений. - М.: Наука, 1976. - Т. 2. - С. 3-110.
Поисково-оценочные критерии золоторудных месторождений перивулканических зон : методические реко-
мендации. - Магадан, 1982. - 68 с.
Рождественский Ю. П., Едовин Ю. И., Игошина И. И., Калабашкин С. Н. О медно-порфировом оруденении
Олойской зоны (Западная Чукотка) И Геол. рудн. месторожд. - 1976. — № 6. - С. 86-94.
Сафонов Ю. Г. Структуры жильных золоторудных месторождений различных глубинных уровней И Геоло-
гические структуры эндогенных рудных месторождений. - М. : Наука, 1978. - С. 267-288.
Сидоров А. А. Золото-серебряное оруденение Центральной Чукотки. — М. : Наука, 1966. — 146 с.
Сидоров А. А. Золото-серебряная формация Восточно-Азиатских вулканогенных поясов. - Магадан, 1978.—
368 с.
Сидоров А. А. Рудные формации фанерозойских провинций. - Магадан : СВКНИИ ДВНЦ АН СССР, 1987. -
84 с.
Сидоров А. А. О незавершенных рядах рудных формаций на Северо-Востоке СССР // ДАН СССР. -1991.-
Т. 319, №6.-С. 1405-1408.
Сидоров А. А. Рудные формации и эволюционно-исторический анализ благороднометалльного оруденения. -
Магадан : СВКНИИ ДВО РАН, 1998. - 246 с.
Сидоров А. А., Волков А. В. Об антимонитовой минерализации на золоторудных месторождениях // ДАН
СССР. - 1982. - Т. 266, № 2. - С. 433^135.
Сидоров А. А., Волков А. В. О некоторых аналогиях в строении и составе рудных залежей на золото-сульфид-
ных месторождениях Карлин (США, штат Невада) и Майское (Россия, Чукотка) И Докл. РАН. - 1998. - Т. 359,
№ 2. - С. 226-229.
Сидоров А. А., Волков А. В. О золоторудных месторождениях в гранитоидах И Докл. РАН. - 2000. — Т. 375,
№6.-С. 807-811.
Сидоров А. А., Волков А. В. О докембрийских эпитермальных месторождениях // Докл. РАН. - 2002. —Т. 385,
№ 1.-С. 87-91.
Сидоров А. А., Гончаров В. И. Металлогеническаяунаследованность и рудообразование втерригенных ком-
плексах // Наука на Северо-Востоке России (К 275-летию Российской академии наук). - Магадан : СВНЦ ДВО
РАН, 1999. - С. 49-67.
Сидоров А. А., Еремин Р. А. и др. Металлогения Северо-Востока России И Геол. рудн. месторожд. — 1994а. -
Т. 36, №3,-С. 271-277.
Сидоров А. А., Томсон И. Н. Базовые рудные формации// Тихоокеан. геол. - 1987. -№ 5. - С. 102-108.
Сидоров А. А., Еремин Р. А., Найбородин В. И. и др. О рудных формациях перивулканических зон тихооке-
анских континентальных вулканогенных поясов // ДАН СССР. - 1978. - Т. 238, № 6. - С. 1437-1440.
218
Сидоров А. А., Новожилов Ю. И., Волков А. В. Вкрапленное оруденение как промежуточный источник руд-
ного вещества жильных месторождений / XXVIIМГК : тез. докл. - М., 1984. — Т. 6.
Сидоров А. А., Новожилов Ю. И., Гаврилов А. М. О связи месторождений золотоносных вкрапленных суль-
фидных руд с вулканогенным золото-серебряным оруденением // ДАН СССР. — 1981. - Т. 261, № 6. — С. 1398-1401.
Сидоров А. А., Шпикерман В. И., Горячев Н. А. и др. Металлогения Северо-Востока России с позиций аккре-
ционной тектоники // Металлогения складчатых систем с позиции тектоники плит : тез. докл. - Екатеринбург,
19946.-0 44^45.
Силичев М. К. Геологическое положение и особенности структуры Нежданинского золоторудного место-
рождения // Геол. рудн. месторожд. - 1970. - Т. 12, № 2. - С. 96-102.
Скорняков П. И. Система золоторудных месторождений Северо-Востока СССР И Материалы по геол, и
полезн. ископ. Северо-Востока СССР. - Магадан, 1949. - Вып. 4. - С. 52-62.
Соболев А. П. Мезозойские габбро-гранитные серии Северо-Востока СССР. - Магадан : СВКНИИ ДВНЦ
АН СССР, 1984.
Сорокин В. Н. Минерально-геохимические и генетические особенности вкрапленного золото-сульфидного
оруденения И Сов. геология. - 1980. - № 8. - С. 82-86.
Степанов В. А., Моисеенко В. Г. Геология золота, серебра и ртути. — Владивосток: Дальнаука, 1993. - 227 с.
Стружков С. Ф., Константинов М. М. Металлогения золота и серебра Охотско-Чукотского вулканогенного
пояса. - М.: Науч, мир, 2005. - 318 с.
Тильман С. М., Натапов Л. М., Парфенов Л. М. Аккреционная тектоника и металлогения Северо-Востока
СССР //Актуальные проблемы тектоники СССР. -М.: Недра, 1988. - С. 104-111.
Томсон И. Н. Металлогения рудных районов. - М. : Недра, 1988. - 215 с.
Томсон И. Н. и др. Металлогенический анализ в областях активизации. - М. : Наука, 1977. - 175 с.
Томсон И. Н. и др. Металлогения орогенов. - М. : Наука, 1992. - 270 с.
Томсон И. Н, Садовский А. И. и др. Рудоносные орогенные структуры. - М. : Наука, 1981. - 230 с.
Томсон И. Н., Сидоров А. А. и др. Графит-ильменит-сульфидная минерализация в рудных районах Востока
СССР // Геол. рудн. месторожд. - 1984. - № 6. - С. 19-21.
Уиссер Э. Связь оруденения с купольными структурами в Североамериканских Кордильерах И Проблемы
эндогенных месторождений. - М. : Мир, 1964. - Вып. 2. - С. 9-196.
Умитбаев Р. Б. Охотско-Чаунская металлогеническая провинция. - М. : Наука, 1986. —286 с.
Фадеев А. П., Палымский Б. Ф., Розенблюм И. С., Волков А. В. Перспективы выявления кварцево-жильного
оруденения дуэтского типа в Магаданской области И Колыма. - 1986. - № 8. - С. 33-34.
Фирсов Л. В. Золото-кварцевая формация Яно-Колымского пояса. - Новосибирск : Наука, 1980. - 217 с.
ХаусенД., Керр П. Месторождение тонкодисперсного золота Карлин, штат Невада // Рудные месторожде-
ния США. - М. : Мир, 1973. - Т. 2. - С. 590-623.
Хельке А. Молодые вулканогенные золото-серебряные месторождения Карпатской дуги. - М.: Изд-во Все-
союз. торг, палаты, 1946. -450 с.
Чантурия В. А., Гуляев В. И., Бунин И. Ж. и др. Влияние мощных электромагнитных импульсов на повыше-
ние извлечения золота из упорного минерального сырья И Тр. И междунар. симп. «Золото Сибири». — Красноярск,
2001.-С. 110-112.
Шаповалов В. С. Вещественный состав и условия формирования золото-серебряного и медно-молибденового
оруденения Баимского узла (Западная Чукотка) : автореф. дис.... канд. геол.-минер. наук. - Иркутск, 1985. - 17 с.
Шахов Ф. Н. Текстуры руд. - М.: Изд-во АН СССР, 1961. - 180 с.
Шевченко В. М., Аксенова В. Д. О полихронности золотого оруденения на Омолонском массиве // Золотое
оруденение и гранитоидный магматизм Северной Пацифики. - Магадан : СВКНИИ ДВО РАН, 2000. - Т. 1. -
С. 87-94.
Шило Н. А., Бабкин П. В., Копытин В. И. Металлогения ртути северного сегмента Тихоокеанского рудного
пояса. - М.: Наука, 1978. - 236 с.
Шило Н. А., Ганчаров В. И., Алыиевский А. В. и др. Условия формирования золотого оруденения в структу-
рах Северо-Востока СССР. - М. : Наука, 1988. — 179 с.
Шило Н. А., Гончаров В. И., Сидоров А. А. и др. Золото и серебро Северо-Востока Азии: металлогенические
эпохи и крупнообъемные месторождения // Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных окраин
Севера Пацифики. - Магадан : СВКНИИ ДВО РАН, 2003. - Т. 3. - С. 5-10.
Шнейдерхен Г Рудные месторождения. - М. : ИЛ, 1958. - 500 с.
Шпикерман В. И. Домеловая минерагения Северо-Востока Азии. - Магадан : СВКНИИ ДВО РАН, 1998. -
333 с.
Шпикерман В. И., Горячев Н. А. Металлогеническая история Северо-Востока Азии с позиций аккреционной
тектоники И Новые данные по геологии и металлогении Северо-Востока России. - Магадан : СВКНИИ ДВО
РАН, 1997.-С. 146-161.
Шпикерман В. И., Чернышев И. В., Агапова А. А., Троицкий В. А. Геология изотопов рудного свинца цент-
ральных районов Северо-Востока России. - Магадан : СВКНИИ ДВО РАН, 1993. — 36 с.
219
Яновский В. М. Основные особенности месторождений золото-углеродистой формации И Вопросы типиза-
ции золоторудных месторождений и районов и принципы прогнозирования золотого оруденения. — 1984. - С. 35—
42. - (Тр. ЦНИГРИ ; вып. 165).
Яновский В. М. Рудоконтролирующие структуры терригенных миогеосинклиналей.-М.: Недра, 1990.-248 с.
Arne D. С., Lu J., Mernogh Т. Р., Jackson Т New development in understanding the fostervill gold deposits II The
second GPIC Conference on recent Development in Victorian geology and mineralization. — Australian Institute of
Geosciences. - 1998. - Bull. No. 24. - P. 87-97.
Batchelor R. A., Bowden P Petrogenetic interpretation of granitoid rock series using multicationic parameters //
Chemical Geology. - 1985. - No. 48. - P. 43-55.
Bonnemaison M., Marcous E. Auriferous mineralization in same shear zones: a three-stage model of metallogenesis //
Miner, deposits. - 1990. - Vol. 25, No. 2. - P. 96-112.
Boyl R. IV. The geochemistry of gold and its deposits. - Ottawa, 1979. - 584 p.
Cox D. P, Singer D. A. Mineral deposits models // US Geol. Surv. Bull. - 1986. - No. 1693.
Daly R. A. Igneous rocks and the depths of the Earth. - N.Y.: Hafner, 1933. - 598 p.
Eiman P. Explotation for elements gold and silver deposits. The epethermal model / The 1 -st international symposium
on smale mine economic and expantion. - Taxco Mexico, 1978.
Goncharov V. I., Buryak V. A., Sidorov A. A. et al. Large-Volume Gold Lodes in sedimentary and volcanism-related
areas of their geologic setting, genesis and formaition mechanisms // Proc, of the 2nd International Symposium of
Geosciences of NE Asia and the 9th China-Korea Joint Symposium of Geology on Crustal Evolution in NE Asia. Aug. 4,
2002. - Changchun, China, 2002. — P. 124—127.
Gross W. H. New ore discovery and sourth of Silver-Gold viens, Guanajuato, Mexico // Econ. Geol. -1975. - Vol. 70,
No. 7.-P. 1175-1189.
Harker A. The natural history of igneous rocks. - L.: Methuel, 1909. - 384 p.
Hedenquist J. W, Lowenstern J. B. The role of magmas in the formation of hydrotemal ore deposits 11 Nature. -
1994. - Vol. 370. - P. 519-527.
Izava E., Urashima Y., Ibaraki K. et al. The Hishikari gold deposit // Epithermal gold mineralization of the Circum-
Pacific. — Elsevier, 1990. - Vol. 2. — P. 1-56.
Kerrich R.. Goldfarb R., Groves D., et al. The characteristics, origins, and geodynamic settings of supergiant gold
metallogenic provinces // Science in China (Ser. D). - 2000. — Vol. 43. — Supp. - P. 1-68.
Kuehn C. A., Rose A. W. Carlin Gold Deposit, Nevada: Origin in a Deep Zone of Mixing between Normally Pressured
and Overpressured Fluids 11 Econ. Geol. - 1995. - Vol. 90, No. 1. - P. 17-37.
Lang J. R., Baker T, Hart C. J. R., Mortensen J. K. An Exploration model for intrusion-related gold systems IISEG
Newsletter. - 2000. - No. 40. - P. 1-15.
Mac’Andrew J. Gold deposits of Victoria 11 Geology of Austral Ore Deposits. - Melbourne, 1965. - P. 450-456.
Radtke A. S., Rye R. G„ Dickson P. IV. Geology and stable isotope studies of the Carlin gold deposits, Nevada //
Econ. Geol. - 1980. - Vol. 75, No. 5. - P. 641-672.
Radtke A. S, Scheiner B. G. Studies of hydrothermal gold deposition at Carlin gold deposit, Nevada: the role of
carbonaceous materials in gold depositions // Econ. Geol. - 1970. - Vol. 65, No. 2. - P. 87-102.
Ramsay W. R., VanderbergA. H. Lachlan Fold Belt in Victoria-Regional Geology and mineralization //In Geology
of the Mineral Deposits of Australia and Papua New Guinea I ed. F. E. Hughes. — 1990. - P. 1269-1273.
Richards J. P. Petrology and geochemistry of the Porgera gold deposit. Papua New Guinea // Epithermal gold
mineralization of the Circum-Pacific. - Elsevier, 1990.-Vol. l.-P. 141-201.
Roberts R. J., Radtke A. S., Coats R. R., Silberman M. L., McKer E. H. Gold-bearing deposits in north-central
Nevada and south-western Jdaho // Econ. Geol. - 1971. - Vol. 64, No. 1. — P. 14-33.
Sharpe £. N., Mac’Geehan P. J. Bendigo Gildfield // In Geology of the Mineral Deposits of Australia and Papua
New Guinea I ed. F. E. Hughes. - 1990. - P. 1287-1296.
Significant Metalliferous and Selected non-Metalliferous Lode Deposits and Placer Districts for Russian Far East,
Alaska, and the Canadian Cordillera : Open-File Report 96-513-A. U.S. Department of the Interior U.S. // Geol. Survey. -
1996.-P. 386.
Sillitoe R. H. Gold-rich porphyry copper deposits; geological model and exploration implication // Geological
Association of Canada. - 1993. - Special Paper 40. - P. 465-478.
Teal L., Jackson M. Geologic overview of the Carlin Trend Gold Deposits and descriptions of recent deep discove-
ries // SEG Newsletter. - 1997. - No. 31. - P. 1-23.
Waisberg B. Gold-silver ore-grade Precipitates from New Zealand thermal waters // Econ. Geol. - 1969. — Vol. 64,
No. 1.
Wells J. D., Mullens T. E. Gold-bearing arsenic pyrites, determined by microprobe analysis, Cortes and Carlin gold
mines, Nevada И Econ. Geol. - 1973. - Vol. 68, No. 2. - P. 187-201.
Wu X., Delbove E, Touray J. C. Condition of formation of gold-bearing arsenopyrite: a comparison of sinthetic
crystals with samples from Le Chatelet gold deposit, Creuse, France // Miner. Deposits. — 1990. - Vol. 25.
220
Содержание
Введение ОТКРЫТИЕ ЗОЛОТА ЧУКОТКИ............................................................3
Глава 1. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ И МЕТАЛЛОГЕНИЯ ЧУКОТКИ......................................6
Глава 2. ЗОЛОТОРУДНЫЕ УЗЛЫ ЧУКОТКИ........................................................ 16
2.1. Экугский рудный узел............................................................... 16
2.2. Пильхинкууль-Рывеемский рудный узел................................................ 17
2.3. Майский рудный узел.................................................................21
2.4. Сыпучинский рудный узел.............................................................26
2.5. Палянский рудный узел...............................................................26
2.6. Эльвенейский рудный узел............................................................28
2.7. Кэпэрвеемский рудный узел...........................................................29
Глава 3. МЕТАЛЛОГЕНИЯ ЗОЛОТА И СЕРЕБРА И ОСНОВНЫЕ БЛАГОРОДНОМЕТАЛЛЬНЫЕ
ФОРМАЦИИ ЧУКОТКИ.......................................................................32
3.1. Металлогения золота и серебра Чукотки...............................................32
3.2. Основные благороднометалльные формации Чукотки......................................35
Глава 4. МЕТАЛЛОГЕНИЧЕСКИЕ ПОЯСА И ОСНОВНЫЕ ТИПЫ ЗОЛОТЫХ И ЗОЛОТО-СЕРЕБРЯНЫХ
МЕСТОРОЖДЕНИЙ ЧУКОТКИ..................................................................38
4.1. Металлогенические зоны..............................................................38
4.2. Золотые, золото-серебряные и золото-(серебро)содержащие месторождения Чукотки.......39
4.3. Крупнообъемные месторождения золота и серебра.......................................51
4.4. Эффективность освоения месторождений................................................54
Глава 5. ЗОЛОТО-КВАРЦЕВАЯ ФОРМАЦИЯ.........................................................55
5.1. Месторождение Совиное...............................................................55
5.2. Месторождение Дор...................................................................69
5.3. Месторождение Каральвеем............................................................69
5.4. Месторождение Ленотапское (Свободное)...............................................72
5.5. Месторождение Нутэкин...............................................................72
Глава 6. ЗОЛОТО-СУЛЬФИДНАЯ ФОРМАЦИЯ (ВКРАПЛЕННЫХ РУД)......................................80
6.1. Месторождение Майское...............................................................80
6.2. Месторождение Сильное............................................................. 104
6.3. Месторождение Сыпучинское......................................................... 107
6.4. Месторождение Туманное.............................................................113
6.5. Месторождение Эльвенейское.........................................................117
6.6. Месторождение Случайное........................................................... 120
6.7. Золото-сульфидные проявления вкрапленных руд Южно-Анюйской зоны................... 122
Глава 7. МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЗОЛОТО-СЕРЕБРЯНОЙ ФОРМАЦИИ........................................ 124
7.1. Золото-серебряные месторождения ОЧВП.............................................. 124
7.1.1. Эргувеемское золото-серебряное месторождение................................. 127
7.1.2. Золото-серебряное месторождение Пепенвеем.................................... 130
7.1.3. Золото-серебряное месторождение Валунистое................................... 133
7.1.4. Золото-серебряное месторождение Двойное...................................... 138
7.1.5. Золото-серебряное месторождение Купол........................................ 142
7.1.6. Золото-серебряное месторождение Тэлэвеем..................................... 144
7.1.7. Золото-серебряное месторождение Провальные Озера............................. 149
7.2. Золото-серебряные и медно-порфировые месторождения Олойского вулканогенного пояса. 152
7.2.1. Золото-серебряное месторождение Клен......................................... 154
7.2.2. Баимская рудная зона......................................................... 158
7.3. Золото-серебряные месторождения Кукенейской зоны ТМА.............................. 165
7.3.1. Месторождение Сопка Рудная................................................... 165
7.3.2. Месторождение Промежуточное.................................................. 170
Глава 8. ЗОЛОТО-РЕДКОМЕТАЛЛЬНАЯ ФОРМАЦИЯ................................................. 182
8.1. Месторождение Палянгай............................................................ 183
Глава 9. УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ И ИСТОЧНИКИ РУДНОГО ВЕЩЕСТВА МЕСТОРОЖДЕНИЙ................ 187
Глава 10. О НЕКОТОРЫХ АНАЛОГИЯХ ПРОЦЕССОВ РУДООБРАЗОВАНИЯ НА МЕСТОРОЖДЕНИЯХ
ЗОЛОТА................................................................................205
10.1. Золото-сульфидные месторождения Майское и Карлин (Невада, США)....................205
10.2. Золото-кварцевые месторождения Совиное и Бендиго (Австралия)......................208
Заключение................................................................................213
Литература................................................................................215
221
Научное издание
Александр Владимирович Волков
Владислав Иванович Гончаров
Анатолий Алексеевич Сидоров
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЗОЛОТА И СЕРЕБРА ЧУКОТКИ
Редактор А В. Русанова
Техн, редактор Л. М. Русакова
Корректор Т. А Фокас
Компьютерная правка, верстка, оригинал-макет Ю. Б. Петровой
На обложке: золото-кварцевая руда месторождения Каральвеем
(фото геологов Анюйской ГРЭ)
Подписано в печать 06.03.2006 г. Формат 60 х 84/8. Бумага «Люкс». Гарнитура «Таймс».
Усл. п. л. 27,90. Уч.-изд. л. 27,18. Тираж 200. Заказ 5.
Северо-Восточный комплексный научно-исследовательский институт ДВО РАН. 685000, Магадан, ул. Портовая, 16.
Отпечатано с оригинала-макета в МПО СВНЦ ДВО РАН. 685000, Магадан, ул. Портовая, 16.