МИНИСТЕРСТВО ГЕОЛОГИИ СССР
МИНИСТЕРСТВО ГЕОЛОГИИ РСФСР
СЕВЕРО-ВОСТОЧНОЕ ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ
ПРОИЗВОДСТВЕННОЕ ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ОБЪЕДИНЕНИЕ
ЭКЗ. Му . J
Гм Z, ь
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ
КАРТА СССР
масштаба 1:200000
Серия Магаданская
Лист P-57-XVI
Объяснительная записка
Составил	В. К. Политое
Редактор	Б. Л. Снятков
Утверждено Научно-редакционным советом ВСЕГЕИ
28 ноября 1968 г., протокол № 37
МАГАДАН 1981 г.
10
4. Сланцы алеврито-глинистые листоватые с прослоями мощностью
до 30 см, переполненными обломками и целыми раковинами Kolymia
sp. indet. В верхней части пачки единичные линзы мелкогалечннх
конгломератов из подуокатанных обломков ороговикованных осадочных
пород, кварцитов, андезитов, фельзитов, гранодиорит-порфиров.Дли-
на линз не превышает 2 м, мощность -0,2-0,3 м............500-550
Мощность разреза 1500-1800 м. Органические остатки, по заклю-
чению В.Г.Ганелина, не противоречат пермокому возрасту вмещающих
отложений; н.^.Заходовский считает их возраст позднепермским.
Разрез верхней части верхнепермских отложений наблюдался в
коренных обнажениях левобережья руч.Хитандаа. Здесь залегают:
I. Глинистые и песчано-глинистые сланцы черные с остатками
раковин Pleurotomaria sp. indet.и с прослоями мощностью до 0,3 М,
состоящими из обломков раковин Kolymia sp. indet ........... 450
2. Глинистые сланцы листоватые и тонкоплитчатые с пиритовыми
конкрециями размером 1-3 см и отпечатками Euomphaius sp.indet200
Выше этих пачек общей мощностью 650 м согласно залегают триа-
совые отложения, а ниже - монотонная толща глинистых и песчано-
глинистых сланцев мощностью не менее 1200 м. Аналогичные обложе-
ния залегают в верховьях р.Мал.Гармпнда, на правобережье р.Варха-
лам, на правобережье р.Бол.Гарманда, в истоках руч.Хитандаа. В
верховьях руч.Мукриндва, по-видимому, позднепермский возраот име-
ют черные‘"оскольчатые" глинистые сланцы с обломками призматичес-
кого слоя пелеципод и остатками раковин Orbicyloidea (?) sp. in-
det., Brachiopoda gen. indet., Gastropoda sp. indet.,
определяющих, по заключению В.Г. Ганелина, пермский или каменно-
угольный возраст вмещающих слоев.
На левобережье р.Чотлава к верхней перми условно отнесена па-
леонтологически не охарактеризованная толща филлитовидных глинис-
тых сланцев видимой мощностью 1000-1200 м, составляющая верхнюю
часть разреза пермских отложений.
Полный разрез верхнепермской терригенной толщи в едином пере-
сечении не наблюдался; общая ее мощность , очевидно,1800-2000 м.
Для верхнепермских отложений в целом характерно наличие в нижней
части пачек тонкослоистых, песчано-глинистых сланцев мощностью до
200 м, чередующихся с мелкозернистыми полимиктовыми известковис-
тыми песчаниками. В средней части разреза присутствуют прослои
песчаников с редкой галькой эффузивных пород и гравелитов, пере-
ходящих в конгломераты. Во многих местах в сланцах и в песчаниках
собраны Остатки фауны: Linoproductus sp. indet., Kolymia sp. in -
det., Pleurotomaria sp. indet., Euomphaius sp. indet. Породы, rm-
611c
11
держащие органические остатки, при ударе молотком издают запах.
сероводорода.
Терригенно-карбонатная толща изучалась в прерывистых коренных
обнажениях на левобережье р.Гижиги на площади 2 км2. Разрез ее на
этом участке следующий (Политов, 1967 ф):
I.	Аргиллиты известковистые черные пахучие массивные с про-
слоями {лощностью 1-2 м черных пахучих глинистых известняков 50-70
2.	Аргиллиты известковистые черные массивные с карбонатными
стяжениями размером до 2 см, с редкими обломками призматического
слоя пелеципод и стеблей криноидей.....................  220-240
3.	Аргиллиты черные плотные блестящие с известковистыми и из-
вестково-глинистыми конкрециями неправильной формы .... 30-30
4.	Известняки мелкозернистые глинистые о сероводородным запа-
хом, переслаивающиеся с аргиллитами известковистыми черными мас-
сивными или сланцеватыми. Мощность пластов и пачек 1-50 м. В из-
вестняках многочисленные Остатки Concrinella sp. indet. плохой со-
хранно сти................................................300 -320
Мощность разреза 600-680 м.
По заключению В.Ы.Заводовского, органические остатки здесь
имеют пермский облик и, вероятно, определяют позднепермский воз-
раст отложений. Взаимоотношения с ниже- и вышележащими стратифи-
цированными образованиями не наблюдались. Данная толща значитель-
но отличается от терригенной толщи юго-запада территории своим
существенно известковистым составом и может быть сопоставлена с
выделенной дручакской толщей, широко распространенной севериее
(Терехов, 1966).
ТРИАСОВАЯ СИСТЕМА
НИЖНИЙ ОТДЕЛ (?) (Ti?)
На рассматриваемой территории к нижнему триаоу условно отнесе-
на толща глинистых оланцев, залегающая между фаунистически	оха-
рактеризованными верхнепермскими и среднетриасовыми отложениями.В
левом борту руч.Хитанджа пачка, отнесенная к нижнему триасу, наб-
людалась в коренном залегании. Здесь непосредственно на верхне-
пермских слоях с отпечатками Euomphaius sp.indetсогласно залега-
ет немая пачка листоватых глинистых сланцев мощностью около 200 м
со сферическими и овальными глинистыми и кремнисто-глинистыми кон-
6Пс
12
крециями. Аналогично и в других местах - в истоках руч.Хитандаа,
на правобережье р.Бол.Гарманда - граница между пермской и триа-
совой системами хорошо устанавливается по исчезновению пермской
фауны и появлению глиниотых конкреций. Мощность нижнего триаса,
по-видимому, 200-300 м.
СРЕДНИЙ ОТДЕЛ
В составе среднего отдела выделяются анизийокий и ладинский
ярусы, весьма сходные литологически и разделяемые лишь на основа-
нии остатков руководящей фауны.
Анизийский ярус (Tga) установлен на право- и
левобережье р.Бол.Гарманда, л бассейнах ручьев Хитандаа и Страх.а
также в тектонических блоках в междуречье Аулакагычан-Ху-тйкагычан
и на правобережье р.Хайкамычак.
В нижней и средней частях отложения яруса представлены глини-
стыми сланцами с пачками мощностью до 15 м алеврито-глинистых и
песчано-глинистых сланцев. На левобережье руч.Хитандаа в их осно-
вании залегает пачка мощностью 50-70 м, сложенная чередующимися
слоями глинистых сланцев мощностью 10-15 м и мелкозернистых свет-
ло-серых полимиктовых песчаников. Среди остатков ископаемой фауны
Ь.П.Кинасовым определены Arctohungarites triformis (Mojs.),
A. triformis of. var. ventroplana Popow, Ussurites cf. yabei Di-
ener,Czekanowskites gastroplanus Popow,Cz.aff.declpiens Mojs..ха-
рактерные для низов анизийского яруса. В средней части толщи соб-
раны, Кроме ТОГО, Amphipopanoceras dzeginense Vein., Parapopano -
ceras cf.kolymaensis Eytschk.(ex MS),а также Myophoria sp. in -
det., Gastropods gen. indet.
Верхняя часть разреза анизийского яруса сложена глинистыми
сланцами и характеризуется менее разнообразным комплексом фауны:
Nautiloidea gen. indet., Arctohungarites ex gr. triformis (Mojs.)
Amphipopanoceras dzeginense Vein., Atractites sp.indetji пере-
ходных к ладинскому ярусу слоях встречен Longobardites sp. indet.
В анизийских слоях широко распространены глиниотые, карбонат-
но-глинистые и сульфидно-глинистые конкреции караваеобразной, уд-
линенной, реже сферической и эллипсоидальной формы, иногда содер-
жащие остатки аммонитов. В едином пересечении разрез анизийских
отложений не наблюдался, но границы яруса достаточно достоверно
определены в бассейне руч.Хитандаа и на левобережье р.Бол.Гарман-
611с
15
да по находкам руководящих форм аммонитов. Слои анизийокого яруса
согласно залегают на глинистых сланцах, относимых к нижнему триа-
су. Предполагаемая общая мощность яруса 1000-1200 м.
В изолированном выходе на правобережье р.Хайкамычак анизий-
ский ярус представлен также глинистыми сланцами с карбонатно-гли-
нистыми конкрециями, но с большим количеством органических остат-
ков. Здесь встречены Pentacrinus sp. indet., Myophoriopis sp. in-
det., Arctohungarites triformis (Mojs.), Parapopanoceras cf. pani-
culatum Popow, Czekanowskites ex gr. gastroplanus Popow, Ussurites
sp-. 1пЦед.;видимая мощность анизийского яруса здесь не превышает
300 м.
Ладинский ярус (Tgl) согласно залегает на ани-
зийском. Он обнажен на право- и левобережье р.Бол.Гарманда и в
бассейне руч.Страх. Наиболее полный разрез ладинского яруса на-
блюдался на правобережье р.Бол.Гарманда в бассейне руч.Эниктукун.
Здесь в его составе выделяются следующие два горизонта:
I. Чередующиеся пачки темно-серых глинистых сланцев мощностью
10-15 м и тонкослоистых аленрито-глинистых и песчано-глинистых
оланцев мощностью 5-Ю м с шаровыми карбонатно-глинистыми и глини-
стыми конкрециями. В нижней части горизонта остатки фауны: Daone-
11а sp.indet., Amphipopanoceras cf. dzeginense Voin., Longobardi-
tes sp. indet. ..............................................250
2. Глинистые и алеврито-глинистые сланцы темно-серые плитча-
тые с большим количеством глинистых конкреций, часто содержащих
остатки фауны: Daonella ex gr. dubia Gabb., Acmaea sp. indet.,
Discophillitidae gen.indet., Atractites sp.indet ..... 200-250
Мощность разреза 400-500 м.
На левобережье р.Бол.Гарманда в ладинских отложениях встрече-
ны Amphipopanoceras acutum Popow, A. dzeginense Voin., Atractites
sp. indet.,а в низовьях руч.Страх а верхней части яруса - Nathors-
tites cf; lenticularis (Whit.). В остальных участках к ладинскому
ярусу отнесены слои, содержащие только Amphipopanoceras dzeginense
Voin., залегающие выше фаунистически охарактеризованных отложе-
ний анизийского яруса. Полная мощность ладинского яруса предполо-
жительно 400-500 м. Вследствие отсутствия четких литологических
различий ладинского и анизийского ярусов граница между ними уста-
навливается только на основании находок руководящей фауны.
6Пс
14
ВЕРХНИЙ ОТДЕЛ
Верхнетриасовые отложения представлены только карнийским яру-
сом, завершающим разрез геосинклинальной осадочной формации.
Карнийский ярус (Т3К), закартированный в бас-
сейнах рр.Бол.Гарманда и Гижига, залегает согласно на породах ла-
динского яруса. Он представлен черными глинистыми сланцами с под-
чиненными прослоями алеврито-глинистых, песчано-глинистых сланцев
и реже - песчаников. Количество прослоев заветно уменьшается в
направлении с северо-востока на юго-запад. На левобережье р. Бол.
Гарманда в нижней части разреза карнийского яруса наблюдался
пласт крупнообломочных аутигенных брекчий мощностью до 20 м. В
глинистых сланцах широко распространены глинистые, карбонатно-
глинистые и сульфидно-глинистые конкреции караваеобразной и сфе-
рической формы, а на правобережье р.Хайкамычак и верховьев р.Мук-
риндаа - прослои мелкозернистых полимиктовых известковистых пес-
чаников, линзы известняков и карбонатные конкреции.
Граница карнийских отложений с ладинскими повсеместно прово-
дится по появлению обильных отпечатков раковин семейства Halobii-
dae и по уменьшению количества сферических конкреций. В отложе-
ниях карнийского яруса собраны многочисленные остатки фауны: Haio-
Ыа austriaca Mojs., Н. indiglrensis Popow, Ы. suessi Mojs.,
H. obruchevi Kipar., H. superba Mojs., H. cf. fallax Mojs.,
H. of. diXatata KittX, H. cf. brooks! Smith, Gastropoda gen.
indet., Sirenites sp. indet. Мощность карнийских отложений
на юго-западе территории 900-1000 м. В бассейнах ручьев Страх и
Джол неполная мощность яруса ЬОО м.
611с
15
МЕЛОВАЯ СИСТЕМА
Эти отложения разделяются на нижне- и верхнемеловые. Они
представлены преимущественно эффузивами среднего и кислого соста-
ва.
НИЖНИЙ ОТДЕЛ (Crt)
К нижнему отделу отнесены эффузиаы преимущественно андезито-
вого состава, с резким угловым несогласием перекрывающие сложно-
дислоцированные триасовые и пермские осадочные породы.
В основании нижнемеловых образований на отдельных участках
наблюдается базальная вулканогенно-осадочная пачка, залегающая
всюду на пермских или триасовых отложениях, а низовьях руч.Хитан-
джа разрез этой пачки следующий:
I.	Конгломераты с хорошо окатанной галькой глинистых сланцев
и туфопесчаниковым цементом................................. 20
2.	Андезиты серо-зеленые пироксеновые...............8-Ю
3.	Конгломераты с хорошо окатанной галькой глинистых сланцев,
андезитов, фельзитов, с туаопесчаниковым цементом. ..... Ю-15
4.	Туфы андезитов псаммитовые грубозернистые светло-серые;
среди туфов встречено несколько прослоев мощностью 10-20 см темно-
серых углистых алевритовых туффитов с остатками флоры: Cycadofita
(Butefia sp.), Cepha’lotaxopsis sp., Pityophyllum cf. nordenskiol-
dii (Heer) Nath. и с обрывками неопределимых двудольных. . Ю
5.	Андезиты оеро-зеленые пироксеновые...............7-Ю
6.	Конгломераты с хорошо окатанной галькой андезитов и глини-
стых сланцев..............................................35-45
Мощность разреза 90-110 м. Выше согоисно залегает толща анде-
зитов мощностью 200-300 м.
Для базальной пачки конгломератов характерно постепенное
уменьшение количества галек глинистых сланцев и увеличение количе-
ства обломков андезитов вверх по разрезу. Отмечается присутствие в
конгломератах гальки биотитовых гранитов и биотит-роговсобманковых
гранодиоритов (Абдрахимов, 1955 ф). Остатки ископаемой флоры, по
6Пс
16
мнению В.А.Самылтиной, определяют меловой, скорее всего, раннемело-
вой возраст вмещающих слюев. Базальные конгломераты в основании
нижнемеловой толщи андезитов наблюдались на правобережье р.Бол.
Гарманда, на левобережье р.Чотлава. Мощность пачки здесь не пре-
вышает 5 м, на отдельных участках она выклинивается. В составе
галек преобладают глинистые сланцы и андезиты.
В бассейне руч.Аулакагычан задокументирован следующий разрез
нижнемеловой толщи:
I.	Фельзитчзорфиры светло-серые с линзообразными залежами ан-
дезитов мощностью 15-20 м....................................260
2.	Переслаивающиеся фельзит-порфиры и их клаотолавы, туфы и
черные туффиты, редкие пласты андезитов мощностью 2-3 м. . . 140
3.	Андезиты темно-серые порфировые.....................  220
4.	Андезиты темно-серые микропорфировые пироксеновые . . 140
Мощность разреза 760 м. Пачка вулканитов кислого состава в
нижней части разреза мощностью 400 м (слои 1-2) наблюдались толь-
ко здесь; на расстоянии 3-5 км в обе стороны от разреза она выкли-
нивается. В других местах в составе нижнемеловой толщи преоблада-
ют андезиты. Максимальная мощность нижнемеловых образований в
пределах 700-600 м.
Длтя нижнемеловых эффузивов характерен палеотипный облик и
светлые тона окраски, обусловленные сильной степенью пропилитового
изменения пород. Андезиты серые массивные порфировой или микропор-
фировой структуры с гиалопилитовой или пилотакситовой основной
массой. Порфировые выделения (40-50%) представлены андезином и ан-
дезин-лабрадором, авгитом, редко - роговой обманкой. Вторичные ми-
нералы - хлорит, серицит, карбонат, альбит, эпидот. Химический
анализ нижнемелового андезита приведен в табл. I (анал.1). Эта по-
рода по своему составу очень близка к среднему типу андезитов (по
Дзли). Фельзит-порфиры голубовато-серые, белые порфировые. Они со-
стоят на 10-30% из вкрапленников кварца и олигоклаза или олиго-
клаз-андезина, погруженных в фельзитовую или микрофельзитовую ос-
новную лессу. Вторичные минералы - серицит, альбит, хлорит, эпи-
дот. Кластолавы андезитов и фельзит-порфиров в целом сходны по со-
ставу с андезитами и фелгьзит-порфирами, но в отличие от них содер-
жат Э0-40% (до 50%) обломков глинистых пород, андезитов, фельзи-
тов и вулканического стекла.
Туфы липаритов мелкозернистые темно-серые; состоят из остро-
угольных обломков размером от 0,01 до 2 мм кварца, плагиоклаза,
фельзитов. Туффиты по облику не отличаются от туфов, но содержат
в облюмочнои фракции окатанные облюмки андезитов, вулканического
611с
17
стекла, осадочных пород и сцементированы глинистым веществом
(10%). Туфы андезитов крупнозернистые зеленовато-серые состоят из
обломков размером до 5 мм андезитов, стекла и измененных минера-
лов.
ВЕРХНИЙ ОТДЕЛ
Верхнемеловые эффузияы по петрографическому составу разделены
на три толщи; нижнюю - вархаламскую (преимущественно игнимбрито-
вого состава), среднюю - туромчинскую (андезитовую) и верхнюю -
хайчанскую (линарито-дацитовую). Все эти толци залегают одна на
другой без заметного структурного несогласия. Вархаламская толща,
содержащая остатки позднемеловой флоры, залегает с угловым несо-
гласием на средне- и верхнетриасовых отложениях и на отдельных
участках на эффузивных образованиях раннемелового возраста. £ай-
чанская толща перекрыта о угловым несогласием палеонтологически
охарактеризованными палеогеновыми образованиями. Таким образом,
имеющиеся данные позволяют определить чередование толщ и их верх-
немеловой возраст; возраст каждой из толщ в пределах позднемэле-
вой эпохи определить трудно.
Вархаламская толща (Сг2 vr ) на большей
части территории представлена игнимбритами кислого состава с флю-
идальной текстурой, часто постепенно переходящими в массивные
разности. Местами в составе толщи присутствуют андезиты, дациты и
липариты. В бассейнах ручьев Страх и Джол вархаламская толща за-
легает о угловым и стратиграфическим несогласием на карнийском
ярусе; здесь на .значительном протяжении эффузивные образования
вархаламской толщи полого падают на северо-восток, а залегающие
стратиграфически ниже триаоовые отложения смяты в субширотные
складки. В верховьях руч.Инач граница покрова имеет северо-запад-
ное простирание и "срезает" поле нижнемеловых эффузивов, вытяну-
тое в северо-восточном направлении.
Наиболее полный разрез вархаламской толщи задокументирован на
правобережье руч.Джол:
I.	Игнимбриты кислого состава массивные серые зеленовато-се-
рые о обломками фельзитов (20-40%) и с единичными обломками ан-
дезитов ................................................ 250 -300
2.	Игнимбриты кислого состава псевдофлюидальные зеленовато-се-
рые	    400
6Пс
18
Химический анализ нижнемеловых и верхнемеловых
Местона- ховдение	!Левсбер. !р.Чотлава	!Руч.Хитан-!Р !джа	!М !	!д	уч.Прав, укрин- 3ta	!Руч, Хитан- !джа
Название	!Нижнеме-	• Туф	|	Андезит	вархаламской
породы	!ловой !андезит	! липарита •	толщи	
обр.	! ЮЗ	i	। ! 58 !	720	!	943
анализа	! I	!	2	!	3	!	4
SiO2	59, се	75,69	57,68	56,92
ТЮ2	0,72	0,11	0,78	0,63
А1о0,	17,31	14,79	15,53	16,72
Fe2°3	3,25	0,65	3,10	2,61
FeO	3,06	0,64	2,37	3,49
MnO	0,09	0,01	0,16	0,10
MgO	2,62	0,22	1,80	2,48
CaO	5,50	0,25	6,22	4,43
Na2O	3,03	1,89	2,93	3,29
K20	2,71	2,98	1,97	1,83
+h2o	1,43	2,07	3,14	3,57
-h2o	1,07	0,87	0,46	1,01
P2°5	—	—	0,10	0,14
C02	0.-50	-	3,70	2,88
Сумма	100,31	100,17	99,94	100,10
a	11,2	8,3	Ю,1	10,7
c	6,6	0,3	6,3	5,9
b	П,2	11,2	П,6	12,6
s	71,0	80,2	72,0	70,8
a’	—	87,5	—	15,3
c*	4,1	-	18,5	-
m’	41,5	2,80	30,8	36,3
£•	54,4	9,70	50,7	48,4
n	63,0	49,2	69,1	73,6
t	0,91	0,08	0,93	0,84
	26,1	45,5	26,0	18,8
Q	12,95	43,76	17,8	14,5
a/c	1.72	26,0	1.6	1.83
Примечание: I. Все анализы из образцов коллекции В.К.Поли-
това.Анализы выполнены в Центральной химичес-
кой лаборатори СВПГО.2.Аналитики: О.М. Сидорова
(обр,№ ЮЗ,58,946,738-2,645.75I); О.М.Сидорова,
Н.И.Опушанская 11158-2.720,733): Н.И.Булыменко
и В.Ф.Игнатова (208-8,540). 3. Числовые харак-
теристики по А.Н.Заварицкому.
61 £с
19
	э^фузивныз	с пород			Таблица I	
Руч.Лапу-!Р.Хайка- тик	' мычак ।		!Руч.Прав. !Мукрин- !джа	Руч. ! Ойра ! r	t	Р.	Т у р о	мча
Авдезит туромчинской толщи			Липарит хяйчан- ской свиты		!Липарито-дацит !хайчанской свиты t	
208-8	i 1158-2	!	733	738-2 ;	645	!	751	;	540
5	!	6	!	7	8 !	9	!	10	! II
58,55	60,21	60,41	71,44	69,52	67,0	67,87
0,75	0,60	1,14	0,27	0,33	0,51	0,36
16,84	16,92	16,45	14,92	15,75	15,15	15,63
4,39	2,88	3,35	0,84	2,17	2,65	1,18
2,62	3,67	3,36	1,23	0,88	2,42	2,62
0,13	0,11	0,08	0,06	0,04	0,08	0,10
2,95	2,29	2,35	0,44	0,36	0,58	0,98
5,64	4,86	5,37	1,43	1,22	1,56	1,71
2,93	3,31	3,04	4,04	3,53	4,04	4,04
2,67	2,81	2,83	3,84	4,09	4,01	3,78
1,76	1,75	1,07	1,17	1,47	1,14	1,13
0,96	0,28	0,33	0,14	0,77	0,85	0,37
0,21	0,06	0,01	0,05	0,07	0,15	0,12
-	-	—	-	-	—	0,50
100,40	99,75	99,79	99,87	100,20	100,14	100,39
10,9	11,8	11,1	14,3	13,4	14,6	14,2
6,3	5,9	5,8	1,7	1,4	1.9	2,1
12,6	10,6	11,4	4,6	7,7	7,3	7,5
70,2	71,7	71,7	79,4	77,5	76,2	76,2
-	-	-	41,2	57,5	24,3	31,5
5,?	2,70	8,36	•	—	-	-
41,20	38,2	35,9	16,2	7,8	13,2	22,5
53,1	59,1	55,7	42,6	34,8	62,5	46,0
62,0	63,8	62,1	61,7	56,2	61,0	62,0
1,03	0,79	1,37	0,33	0,34	0,53	0,44
31,6	24,1	26,0	16,2	24,4	34,1	13,2
12,3	14,16	15,36	28,8	26,8	21,35	21,9
1.73	2,0.,			8.2	9.6	7.65	_б .8	
611
с
20
3.	Игнимбриты кислого состава массивные зеленовато-серые с
обломками фельзитов (10-15%)............................ 350-400
Мощность разреза ЮОО-НОО м.
В среднем течении р.Вархалам, где обнажается нижняя часть
толщи, задокументирован (Шурыгин, 1967 ф) следующий разрез:
I.	Игнимбриты кислого состава массивные светло-серые с плос-
кими и изометричными обломками отекла и фельзитов............180
2.	Игнимбриты кислого состава псевдофлюидальные зеленовато-
оерые	150
3.	Туфы липаритов массивные серые зеленовато-серые псаммито-
вые	 SO
4.	Андезиты зеленовато-серые крупнопорфировые плагиоклаз-пи-
роксеновые..................................................150
Мощность разреза 570 м.
Верхняя часть разреза толщи обнажается на левобережье р.Вар-
халам; здесь в ее составе выделяется две пачки:
I. Игнимбриты кислого состава псевдофлюидальные зеленовато-се-
рые............................................................200
2. Пачка чередующихся зеленовато-оерых, зеленых, голубовато-
серых туфов кислого состава псефитовых, псефито-псаммитовых и
туффитов серых, годубонато-серых псаммитовых и алевритовых. Мощ-
ность прослоев от 0,1 до 3 м. В туффитах содержатся оотатки флоры:
Sequoia cf. ambigua Heer, Sequoia sp., Elatocladus sp., Finus sp.,
Cathaya? sp., Dicotyophyllum sp. cf., Cissites sp ..... • 50
Мощность разреза 250 м.
Комплекс остатков ископаемой флоры указывает, по заключению
В.А.Самылиной, на меловой, скорее всего, на позднемеловои возраст
вмещающих отложений. На отдельных участках среди игнимбритов вст-
речаются невыдержанные прослои и линзы андезитов, дацитов. Так,в
верховьях р.Хагонымнан изучен следующий разрез:
I.	Игнимбриты кислого состава флюидальные светло-серые,зелено-
вато-серые с обломками фельзитов и зеленого стекла в количестве
30-40% объема породы.........................................300
2.	Андезиты зеленовато-серые пироксен-плагиоклазовые. . . 200
3.	Туфы липаритов лито-кристаллокластические серые, зеленова-
то-серые псаммитовые.........................................160
4.	Дациты порфировые темно-серые биотитовые ......... 50
5.	Игнимбриты кислого состава флюидальные зеленовато-серые с
обломками стекла. ............................................50
Мощность разреза 760 м.
На большей части территории видимая мощность вархаламской тол-
611с
21
щи 5Э0-80О м, максимальная - Ю00-1Ю0 м (бассейн руч.Джол).
Массивные игнимбриты серые,зеленовато-серые сложены обломка-
ми горных пород размерами до 4 см, осколками кристаллов и плотной
мелкозернистой связующей массой. Обломки представлены фельзитами
и хлоритизированным стеклом, иногда отмечаются среди них андези-
ты. а осколках кристаллов преобладают кварц и плагиокдаз (олиго-
клаз), реже встречаются хлоритизированные биотит и роговая обман-
ка. Связующая маоса реликтово-пепловая, окварцованвая и хлорити-
зированная, иногда с псевдофшюидальной микротекстурой. По химиче-
скому составу игнимбриты (табл.1, анал.2) близки к среднему типу
аляскита-аплита (по Дэли). Поевдофшюидальные игнимбриты отличают-
ся от массивных лишь строением: они всегда имеют четкую псевдо-
флюидальную макротекстуру, обломки пород и стекла в них уплощен-
ные, линзовидные. Структура порфиро пластическая; псевдофлюидаль-
ная микротекстура встречается гораздо чаще.
Липариты светлые, серые массивные, порфировой структуры со-
стекловатой или фельзитовой основной массой. Вкрапленники (30%)
представлены плагиоклазом (олигоклаз J5 20-25), кварцем, калишпа-
том, биотитом. Часто присутствуют обломки стекла, фельзита, липа-
рита. Дациты зеленовато-серые массивные порфировые. Порфировые
выделения (50%) представлены плагиоклазом (олигоклазом № 25-30),
биотитом и кварцем. Основная масса фельзитовая или микрофельзито-
вая, кварц-полевошпатовая. Андезиты серые, зеленовато-серые,иног-
да черные массивные порфировой структуры. Вкрапленники (30-40%)
представлены плагиоклазом Л 35 и авгитом, редко роговой обманкой.
Основная масса интерсертальная, пилотакситовая или гиалопилитовая;
она сложена микролитами плагиоклаза, иногда моноклинного пироксе-
на, скрепленными бурым, обычно хлоритизированным вулканическим
стеклом. Два имеющихся химанализа андезитов (табл.1, анал.3,4)
свидетельствуют об их близости к средним типам нормального или
слюдяного андезита (по Дэли).
Туромчинская толща ( Cr2tr ) сложена глав-
ным образом пироксен-роговообманковыми, реже двупироксеновыми ан-
дезитами, в меньшем количестве в ее составе встречаются туфы ан-
дезитов, дацитов и фельзит-порфиры. Она залегает без видимого уг-
лового несогласия на игнимбритах вархаламской толщи. В ряде слу-
чаев туромчинская толща выпадает из разреза и на вархадамской не-
посредственно залегает хайчанская толща.
Наиболее типичный разрез туромчинской толщи наблюдался в се-
веро-западной части территории в верховьях руч.Лапутик:
I.	Андезиты темно-серые мелкопорфировые с преобладанием пла-
&:
22
гиоклаза во вкрапленниках..................................... 30
2.	Андезиты черные средне порфировые авгитовые............ Ю
3.	Андезиты темно-серые мелкопорфировые пироксен-роговообман-
ковые	120
4.	Андезиты черные крупнопорфировые двупироксеновые. . .	50
5.	Кластолавы пироксен-роговообманкового андезита зеленовато-
серые с обломками теьно-лиловых андезитов. ................... 23
6.	Андезиты черные крупнопорфировые авгитовые............ 30
7.	Андезиты темно-серые, зеленовато-серые мелко- и среднепор-
фировые , пироксен-роговообманковые...........................130
8.	Андезиты черные крупнопорфировые авгитовые. .....	60
9.	Андезиты темно-серые крупнопорфировые................. 70
ДО. Андезиты черные ореднепорфировые пироксен-роговообманко-
яне........................................................... 40
Мощность разреза 550 м.
На левобережье р.Вархалам между ручьями Адыгая и Хайчан задо-
кументирован следующий разрез:
I.	Андезиты черные, зеленоватые, порфировые, пироксеновые и
роговообманковые..............................................300
2.	Туфы андезитов лито-кристаллокластические псефитовые,псам-
митовые, алевритовые темно-серые или пятнистые, обычно массивные,
иногда тонкослоистые. Мощность слоев от I см др 3 м. Встречаются
редкие линзы андезитов мощностью до 5 м....................... 40
3.	Андезиты черные порфировые плагиоклаз-пироксеновые. .	80
4.	Туфы андезитов слоистые,аналогичные описанным в пачке 2 40
5.	Андезиты черные порфировые плагиоклаз-пироксеновые. .	80
Мощность разреза 540 м.
На водоразделе рр.Чотлава и Хулындаа (верховья) изучен не-
сколько отличающийся от предыдущих разрез:
I.	Андезиты серые крупнопорфировые плагиоклаз-пироксеновые.40
2.	Фельзит-порфиры розовато-серые, с угловатыми обломками ан-
дезитов и фельзитов.........................................60-70
3.	Фельзит-порфиры розовые..............................Ю-20
4.	Андезиты темно-серые, фиолетовые мелкопорфировые плагио-
клаз-пироксеновые, в верхней части пачки переходящие в кластолавы
андезитов...................................................30-40
5.	Андезиты темно-серые мелкопорфировые пироксеновые с мало-
мощными прослоями светлых фельзитов.........................20-30
Мощность разреза 160-200 м.
Эффузивные породы кислого состава в туромчинской толще при-
сутствуют- в существенном количестве лишь в верховьях рр.Чотлава и
611с
23
Хулындаа. На всей остальной территории она представлена андезита-
ми с редкими пачками кластолав и туфов того же состава. Общая
мощность туромчинской толщи не более 530 м.
Плагиоклаз-пироксеновые андезиты темно-серые массивные порфи-
ровые с микролитовой, интерсертальной или гиалопилитовой структу-
рой основной массы. Вкрапленники (20-50%) представлены плагиокла-
зом (лабрадор К 54) и авгитом. Основная лесса состоит из микроли-
тов плагиоклаза, небольшого количества темноцветного минерала,
стекла и единичных зерен рудного минерала и апатита. Вторичные
минералы - серицит, альбит (развивающийся по плагиоклазу), хло-
рит и эпидот, замещающие авгит, и основная масса.
Двупироксеновые андезиты отличаются присутствием во вкраплен-
никах, наряду с авгитом,небольшого количества ромбического пиро-
ксена, обычно замещенного агрегатом хлорита и иддингсита. Рогово-
обманковые андезиты характеризуются менее основным составом пла-
гиоклаза вкрапленников (андезин Ji 40-45) и присутствием (во вкрап-
ленниках), помимо плагиоклаза и авгита, роговой обманки, обычно
хлоритизированной и опацитизированной.
Химические анализы андезитов приведены в табл.1 (анал. 5-7).
Числовые характеристики свидетельствуют, что по своему химизму
охарактеризованные породы близки к среднему типу андезитов (по
Дзли).
Кластолавы андезитов серо-зеленые или пятнистые и сложены уг-
ловатыми обломками пород и кристаллов. Обломки пород резко преоб-
ладают и представлены главным образом андезитами, реже фельзитами.
Среди обломков кристаллов отмечаются плагиоклаз, кварц и хлорити-
зированные темноцветные минералы. Фельзит-порфиры белые или розо-
ватые массивные порфировые с фельзитовой или микрофельзитовой
структурой основной массы. Порфировые выделения (5-10%) представ-
лены калинатровым полевым шпатом, плагиоклазом (олигоклазом) и
кварцем.
Хайчанская толща ( Cr2hc ) сложена покровами
эффузивов кислого состава, широко распространенных в центральной
и восточной частях территории, в бассейнах рр.Туромча, Мал. Туром-
ча, Вархалам и Хивэгчан. В большинстве случаев хайчанская толща
залегает без видимого углового несогласия на туромчинской толще
и лишь на отдельных участках она непосредственно перекрывает вар-
халамокую толщу.
В бассейне р.Мал.Туромча и в междуречье Вархалам-Хайчан толпе
разделяется на два горизонта: нижний.-фельзитовый и верхний-ли-
наритовый. На левобережье р.Вархалам задокументирован следующий
6Пс
24
разрез хайчанской толщи:
I.	Фельзиты и фельзит-порфиры светло-серые флюидальные. . 40
2.	Переслаивающиеся фельзиты, фельзит-порфиры лиловые массив-
ные , пятнистые и их кластолавы. В верхней части пачки - флюидаль-
ные фельзиты.............................................    150
3.	Липариты серые массивные ............................. 70
Мощность разреза 260 м.
Фельзитовый горизонт, которому соответствуют первые две пачки
разреза, прослеживается на 8 км по простиранию и к северу выкли-
нивается. В бассейне р.Мал.Туромча он наблюдался на участке дли-
ной 3-4 км. на всей остальной территории хайчанская толща сложена
липаритами и липарито-дацитами и их кластолавами, обычно массив-
ными, иногда с флюидальной основной массой; изредка встречаются
брекчиевые лавы. Максимальная мощность хайчанской толщи на участ-
ках, где эрозией вскрыто ее основание, 500-600 м. Возможно, в
центральных частях крупных лавовых полей и вблизи субвулканичес-
ких тел липаритов, о которыми толща тесно связана, ее мощность
значительно больше.
Липариты хайчанской толщи зеленовато-серые, серые или красно-
бурые массивные порфировой структуры о микрофельзитовой, стекло-
ватой, иногда микропойкилитовой, сферолитовой структурой основной
массы. Порфировые выделения представлены кварцем, олигоклаз-анде-
зином К 28-30, биотитом, иногда роговой обманкой. Основная масса
сложена стеклом или полукристаллическим кварц-полевошватовым аг-
регатом, имеет флюидальную микротекстуру, иногда - перлитовую от-
дельность. Акцессорные минералы - апатит и рудный минерал. По хи-
мическому составу липариты (табл.1, анал.7,8) соответствуют сред-
нему типу липарита, по Дэли. Липарито-дациты имеют такой же облик
и качественный минеральный состав, как и липариты, отличаясь лишь
большим количеством роговой обданки и плагиоклаза во вкрапленни-
ках и составом плагиоклаза, который представлен здесь андезином
К 40-45. По химическому составу (табл.1, анал.10,11) эти породы
промежуточные между средними типами (по Дэли) липаритов и дацитов.
Фельзит-порфиры белые, зеленые, лилово-бурые или пятнистые,ре-
же полосчатые с флюидальной текотурой, микропорфировой структурой,
с микропойкилитовой, фельзитовой или микрофельзитовой основной
массой. Количество вкрапленников (размером до I мм) не превышает
10%; они представлены плагиоклазом (олигоклазом), реже - биотитом
и кварцем. Кластолавы липарита содержат 10-20%, иногда до 30% уг-
ловатых обломков пород размерами до 5 см, редко более. Среди об-
ломков преобладают фельзиты и андезиты, иногда встречаются глини-
6Ис
25
стые и углисто-глинистые сланцы, диорит-порфириты, гранодиорит-
порфиры, диориты, биотитовые лейкократовые крупнозернистые грани-
ты. Брекчиевые лавы состоят на 70-60$ из обломков бурых, лиловых,
оеро-зеленых липаритов, сцементированных бурыми или серыми липа-
ритами.
ПАЛЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА (Pg)
Образования, относимые к палеогеновой системе, представлены
базальтами, трахибазальтами, андезитами и их пирокластами, вклю-
чающими редкие прослои дацитов. В небольшом количестве присутст-
вуют туфоконгломераты. Выходы этих пород протягиваются широтной
полосой через всю территорию, а в бассейнах рр.Чотлава, Хулынджа
и в бассейне р.Мал.Туромча базальты несогласно перекрывают все
более древние стратифицированные образования, а том числе и липа-
риты хайчанской толщи. В междуречье Лапутик-Хмурый трахибазальты,
не несущие следов контактового метаморфизма, залегают на гранит-
порфирах.
В верховьях р.Вархалам туфоконгломераты, переслаивающиеся с
туфами, образуют мощные пачки в нижней части толщи базальтов. Они
содержат обломки андезитов и липаритов, аналогичных соответствую-
щим породам позднемелового возраста. В прослоях туфов собраны ос-
татки ископаемой флоры, которая, по заключению В.А.СамылиноЙ, ве-
роятно, палеогеновая. Абсолютный возраот базальтов из основания
толщи, по определению И.А.Загрузиной, 40,5 млн.лет (табл. 2, анал.
10).
На левобережье р.Бол.Гарманда в основании толщи залегают лин-
зы белой глины с прослоями песка и обломками каменного угля, на
них с угловым несогласием лежат палеогеновые покровы*. Эти образо-
вания (линзы глин) представляют собой, по-видимому, переотложен-
ную палеогеновую кору выветривания. Спорово-пыльцевой анализ
(Абдрахимов, 1955 ф; Снятков, 1963) показал присутствие в глинах
пыльцы позднемеловых субтропических растений и представителей
* Ранее считалось, что на этом участке распространена мощная тол-
ща углисто-глинистых сланцев с прослоями каменного угля (Абдра-
химов, 1955 ф). Однако В.К.Политовым в 1965 г. в сланцах собра-
на карнийская фауна, а прослои угля оказались светлыми глинами
с большим количеством обломков угля явно аллохтонного проис-
хождения.
611с
26
с\?
\о
ей
Абсолютный возраст интрузивных и эффузивных горных пород
S
g
ч*х
I ф
О Ч
х ч
со
X со
X
X О,
а>
ч д
iS
S3
X
х а
в* со
о о
ьч
Ort
о га
CQ
£§
СО X
Q) С£
оо
га
ей со
ьх
оо
ей о.
га«
х>*0
sets
rt
3s
rart1?
х®~
§gg
§sS
w2g
ао ч
сом о
§25
g§5
«SE-iCQ
61£с
27
древесной палеогеновой флоры умеренного пояса. По заключению
С.Л.Хайкиной и Б.Ф.Афраймович, этот пыльцевой спектр указывает на
палеогеновый возраст отложений.
Наиболее характерный разрез палеогеновых эффузивных образова-
ний наблюдался на правобережье р.Хивэгчан:
1.	Трахибазальты черные микропорфировые...................200
2.	Трахибазальты черные крупнопорфировые...................Ю0
3.	Дациты лилово-серые порфировые......................... S0
4.	Андезиты лилово-серые пятнистые микропорфировые ...	15
5.	Трахибазальты черные микропорфировые................... 70
6.	Дациты серые микропорфировые........................... 30
7.	Трахибазальты черные крупнопорфировые ................. 65
8.	Базальты черные микропорфировые........................ 30
9.	Трахибазальты черные крупнопорфировые ................. 60
Мощность разреза 660 м. но, учитывая линзовидную форму и пер-
вичный наклон лавовых потоков, можно предполагать, что истинная
мощность толщи меньше указанной величины.
Б верховьях р.Вархалам и в бассейне руч.Глинистый задокумен-
тирован следующий разрез нижней части палеогеновых образований:
I.	Двупироксеновые базальты черные мелкопорфировые, в верхней
части пачки красно-бурые о шаровой отдельностью...............50
2.	Крупнообломочные конглобрекчии с псефито-псаммитовым туфо-
вым цементом,желтовато-серые С остатками Araucarites sp., Meta-
sequoia disticha (Heer) Mikl, Dicotylophyllum sp. cf. Popu -
lus sp.	17
3.	Переслаивающиеся светло-серые, белые, желтые псаммитовые
туфы основного, среднего и смешанного состава с маломощными лин-
зами пепловых туфов и мелкогалечных конгломератов. Мощность слоев
и линз от 0,1 до 5 м. В пепловых туфах собраны остатки Sequoia
sp., Pseudolarix sp. (чешуя), Laurophillum sp., Dicotylophyllum
sp. cf. Fagus sp.	.............22
4.	Валунно-галечные конгломераты рыхлые с туфогравелитовым
цементом.......................................................5
5.	Конгломераты, переслаивающиеся с гравелитами и псефито-
псаммитовыми и псаммитовыми туфами. Мощность прослоев 0,2-3 м 27
6.	Валунные конгломераты с туфогравелитовым цементом. . .	21
7.	Конгломераты, переслаивающиеся с гравелитами, псефитовыми
и псаммитовыми туфами. Мощность прослоев 0,25-5 м......	20
8.	Базальты черные микропорфировые.......•........... 50
Мощность разреза 212 м.
В пачке рыхлых обломочных пород восточнее, в бассейне руч.
611с
28
Кеньели,собраны остатки Araucaritee sp., Thuja cretacea (Heer)
Newb., Cephalotaxopsis sp., Metasequoia disticha (Heer) Mikl,
lie заключению В.А.Самылиной, этот комплекс флоры не противоречит
палеогеновому возрасту отложений, хотя может быть и позднемеловым.
А.Ф.Ефимова также допускает возможность палеогенового возраста
данной флоры. По ее устному сообщению, Araucaritee и Thuja мож-
но принять за формы, характерные для третичного времени. В 60 км
юго-западнее меота сборов остатков перечисленной флоры С.И.Фила-
товым в 1956 г. в основании аналогичной толщи собраны остатки ис-
копаемой широколиственной флоры Magnolia inglefieldii Hr., М.
cf. kryshtofovichi Bor., Juglans cf. nigella Hr., Trochodendroca-
rpus arcticus (Hr.), Acer sp. indet, к др. А.Ф.Ефимова считает, что
возраст слоев, заключающих эти формы, палеогеновый, окорее всего,
палеоцен-эоценовый. В составе крупнообломочного ьетериала пласти-
ческих пород преобладают трахибазальты, базальты, андезиты, из-
редка встречаются липариты. Включающие эти обломки туфы имеют ос-
новной, средний или смешанный состав.
Fa остальной территории палеогеновые образования представлены
переслаивающимися базальтами, трахибазальтами и андезитами; толща
состоит из большого числа потоков примерно одинаковой мощности.
Потоки четко отделяются друг от друга по красно-бурым зонам закал-
ки, сопровождаемым зонами пузыристых, ноздреватых, шлаковидных
лав. На левобережье руч.Хулакагычан насчитывается не менее 12 по-
токов мощностью 16-50 м.
Мощность палеогеновых образований 500-600 м.
Базальты черные микропорфироэой или гломеропорфировой структу-
ры с микродиабазовой, пилотакситовой или интерсертальной основной
массой. Порфировые выделения (5%) представлены идиоморфными зер-
нами оливина, ромбического и моноклинного пироксена. Основная
масса сложена крупными лейстами анортита, мелкими лейстами лабра-
дора К 65, ромбическим и моноклинным пироксеном, бурым вулканиче-
ским стеклом, рудным минералом, апатитом. Иногда встречаются че-
шуйки хлорита с включениями тридимита и кристобалита. Химический
состав базальтов (табл.З, анал.1) близок к составу среднего типа
базальтов по Дэли, отличаясь от него несколько большим значением
кварцевого числа.
Трахибазальты черные массивные с порфировой структурой и мик-
родиабазовой, интерсертальной или пилотакситовой основной массой.
Вкрапленники (30-40%) представлены плагиоклазом (битовнитом й 78),
авгитом, оливином. Основная масса сложена андезин-лабрадором,оли-
гоклазом с каемками калинатрового полевого шпата, моноклинным пи-
611с
29
Таблица 3
Химические анализы палеогеновых эффузивных пород
Местона-	!Хулака-!Р.Ху-		!Р.Вар-	!Руч .Ла- !Руч. Ху- !Р. Вар-			’Р.Чот-
хождение	!гычан-	!лынджа	’халам	!путик	'лакагы-!халам		!лава
	!Джекды-	!	1	!	!чан		1
	!кан	i	i	i	! !		i
Название пород	!Базальт!т _ _ !	р a j		и б а е	а л ь т!Авдезиг!		Д а ц	и т
its обр.	!281-3	! 37I-I	!	497	!	221	!	279 !	276	! 281
$ анал.	! I	! 2	! 3	! 4	!	5	!	6	! 7
S102	52,88	52,40	53,38	57,97	58,56	69,58	67,15
Т102	1,16	1,34	1,24	0,72	0,72	0,43	0,53
Д12°3	18,07	16,78	16,55	16,96	16,92	15,84	15,64
Fe2°3	2,99	4,10	3,16	3,39	2,74	1,57	2,71
FeO	3,91	4,29	4,68	3,61	3,37	1,34	0,82
MnO	0,10	0,12	0,07	0,06	0,08	0,02	0,04
MgO	4,62	4,22	4,66	3,32	4,95	0,18	1,26
CaO	8,86	7,03	6,52	3,25	5,50	3,19	3,02
Ka20	3,58	3,87	3,81	4,89	4,04	4,56	3,89
K20	0,81	3,45	3,45	1,37	1,35	1,54	2,41
+^0	1,55	1,47	1,49	2,84	1,07	1,И	1,42
-h2o	1,15	0,95	0,74	0,56	0,73	0,37	1,17
P2°5	0,14	0,24	0,14	0,23	0,04	0,07	0,12
co2	-	•	-	0,10	-	—	-
Сумма	99,82	100,26	99,89	100,27	100,0 7	99,80 100,18	
a	9,5	13,8	13,6	13,2	11,1	12,3	12,1
c	8,0	4,6	4,5	4,1	5,9	3,9	3,7
ъ	18,2	20,4	18,9	14,3	15,0	4,1	6,8
s	64,3	61,2	63,0	68,4	68,0	79,7	77,4
a*	-	-	-	14,0	-	28,8	22,2
С»	18,3	20,6	18,7	-	5,5	-	-
m*	44,7	36,6	42,6	40,0	56,7	8,5	31,6
f’	37,0	42,8	38,7	46,0	37,8	62,7	46,2
n	86,5	63,0	64,0	84,0	82,0	81,6	71,6
t	1,68	1,95	1,6	0,9	0,9	0,4	0,5
	15,0	18,1	14,7	20,6	15,7	32,2	34,7
Q	1,53	-9,8	-5,7	6,3	7,9	30,9	27,9
a/c	... IJ9-	  ЗдР,	3.2		3X2_	1,9	3,16	3,25
Примечание: I.Bce анализы из образцов коллекцииВ,К.Политова.
2.Аналитик О.М.Свдорова (обр.Н5 281-3,371-1,497,279);Й.И.Булыменко,
В.Ф.Игнатова(обр.(Р 221,276,281). 3. Числовые характеристики по
А.Н.Заварицкому.
611с

3
ВВЕДЕНИЕ
Рассматриваемая территория ограничена координатами 62°0£)’-
62°40’ с.ш.,159°00’- 160°00 в.д. и принадлежит Севере-Эвенскому
району Магаданской области. Особенности орогидрографии района оп-
ределяются его положением на юго-восточном склоне Охотско-Колым-
ского водораздела вблизи северного побережья Охотского моря. Все
крупные реки относятся к бассейну Охотского моря и текут с севе-
ро-запада на юго-восток.
В среднегорной северо-западной части территории находятся
горные сооружения - гряда Корбэнджа и Доктомычанский хребет - с
абсолютными отметками вершин 1300-1648 м и относительными превы-
шениями 700-1000 м. Они характеризуются зубчатыми гребнями, ост-
рыми вершинами и крутизной склонов до 35°. Среднегорный участок
окружен низкими горами с плоскими вершинами, широкими гребневыми
частями водоразделов; абсолютные высоты здесь достигают 850 м,
превышения - 300-400 м. Южная часть территории с абсолютными вы-
сотами 150-200 м расположена в пределах Гижигинской равнины.
Дебит наиболее крупного водотока района - р.Гижига - в пери-
од весеннего паводка составляет 340 м3/с, а а меженный период
уменьшается в два-три раза. Северо-восточная часть территории
дренируется правыми притоками р.Гижига, наиболее крупный из кото-
рых - р.Туромча; в западной и южной частях протекают рр.Бол. Гар-
манда и Вархалам, впадающие непосредственно в Охотское море. Исе
водные артерии района и их притоки - типичные горные реки с
быстрым течением (1,5-2 м/с) и весьма непостоянным водным режимом.
Климат территории переходный от морского к континентальному и оп-
ределяется сезонной сменой муссонов, которые а зимний период года
направлены с континента, с севера, а в летний период - со стороны
моря, с юга. Среднегодовая температура, по данным ближайшей Гижи-
гинской метеостанции, минуо 4,5°С, минимальная январская темпера-
тура достигает минус 50°С, максимальная июльская плюс 30°С, сред-
негодовое количество осадков 330 мм. В северной части территории
611с
30
роксеном, псевдоморфозами минерала группа сапонита по оливину,
хлоритизированным вулканическим стеклом, рудным минералом, апати-
том. Чаото встречается цеолит в виде вкрапленности, прожилков и
корочек по стенкам пустот. По химическому составу (табл.?, анад.
2-4) эти породы близки к трахибазальтам натрового типа (марлези-
там).
Андезиты черно-зеленые с массивное или флюидальной текстурой
и порфировой структурой. Вкрапленники роговой обьеняи, плагиокла-
за (андезин №40-50), моноклинного и ромбического пироксена со-
ставляют до 23% объема породы. Все перечисленные минералы вместе
встречаются редко, обычно присутствуют 2-3 из них; основная мас-
са гиалопилитовой структуры сложена макролитами плагиоклаза и бу-
рым стеклом. Сравнение химического состава андезита (табл.?,анал.
5) со средними составами пород, по Дэли, показывает его идентич-
ность с авгитовым андезитом.
Дациты серые с лиловым или розовым оттенком массивной тексту-
ры и макро- или микропорфировой структурой с гиалопилитовой ос-
новной массой. Порфировые выделения (10%) представлены кварцем,
плагиоклазом (андезином № 35-38). биотитом» роговой обманкой,
иногда - ромбическим пироксеном. Основная лесса состоит из микро-
литов плагиоклаза, погруженных в микрофельзитовый кварц-полево-
шпатовнй агрерат, небольшого количества апатита и рудного минера-
ла. По химическому составу дациты близки к среднему составу даци-
тов, по Дэли (табл.?, анал. 6-6).
Туфы среднего состава серые или желтоватые массивные, псамми-
товой витро-кристаллоклаотической структуры. Они сложены обломка-
ми кристаллов пжгиоклаза (андезин # 35-36). роговой обманки, мо-
ноклинного пироксена, которые скреплены буроватой массой, состоя-
щей из спекшихся обломков отекла. Иногда присутствуют обломки ан-
дезитов. Туфы основного состава серые массивной текстуры, псамми-
товой витро-кристаллокластической структуры сложены обломками
плагиоклаза (лабрадора), моноклинного пироксена и стекловатой
пепловой связующей маосой. Смешанные туфы и туфоконгломераты
светлоокрашенные, массивной текстуры, литокластической структуры;
состоят из обломков размерами от 1 мы до 0,4 м базальтов, трахи-
базальтов, андезитов, редко липаритов я дацитов, скрепленных псам-
митовой или алевритовой туфовой связуодей массой, в составе кото-
рой отмечаются обломки кристаллов, стекла, основных и средних по-
род.
6По
31
ЧЕТВЕРТИЧНАЯ СИСТЕМА
Отложения четвертичной системы занимают значительные площади
в пределах Гижигинской равнины, в верховьях р.Гижига и в долинах
крупных рек. Выделяются нижне четвертичные (условно), среднечет-
вертичные, верхнечетаертичные и современные отложения различного
генезиса. На карте показаны лишь наиболее широко распространенные
ледниковые, водно-ледниковые и аллювиальные образования.
НИЖНЕЧЕТВЕРТИЧНЫЕ ОТЛОЖЕНИИ (?) (QT?)
К условно нижнечетвертичным отложениям отнесены слабо сцемен-
тированные конгломераты, яонглобрекчии и брекчии, 3-5-метровые
слои которых прослеживаются в основании бортов Ю-15-метровых
террас по рр.Туромча, Хагонымнан и ручьям Ирокал, Джол, Хитанджа.
а северной половине территории они представлены бурыми конгломера-
тами, переходящими а брекчии, сцементированные пориотым песчано-
лимонитовым материалом, о прослоями гравелитов, песчаников и као-
линовых глин. В бассейне р.Вархалам и руч.Хитанджа эти осадки
представлены серыми конгломератами и гравелитами с песчанистым це-
ментом. Они залегают на цоколях террас или в их основании и пере-
крываются а бассейне руч.Хитанджа среднечетвертичными и в бассей-
нах р.Туромча и руч.Джол - верхнечетвертичными отложениями.
В левом борту руч.Ирокал под отложениями эпохи предпоследнего
оледенения залегают:
I. Торфяник, замещенный лимонитом, с остатками лиственной фло-
ры и сфагновых мхов......................................  0,7
2. Конгломераты мелкогалечные с единичными крупными валунами,
с пористым песчано-лимонитовым цементом....................1,1
Ниже находятся коренные выходы измененных липаритов. Мощность
нижнечетвертичных отложений на этом участке 1,8 м. В составе ра-
к Здесь и далее разрезы четвертичных отложений приведены сверху
вниз в метрах.
6Пс
32
стительных остатков А.Л.Абрамова и В.А.Самылина определили Alnas-
ter kamtschatica (Rgl.) Czer., Salix типа S. mirtilloides L.,
пестичные сережки Alnaster, Sphagnum sp. Кроме того, А.Ф.Ефимо-
вой определены Rhododendron sp. cf. Vaccinium sp., Corylus ave -
lane L., C. macguarrii (Forf) Heer?, Alnus sp. А.Л.Абрамова	и
й.А.Самылина возраст этих слоев датируют как четвертичный; для
уточнения возраста данных недостаточно.
Максимальная мощность нижнечетвертичных (?) отложений 6-Ю м.
СРЕДНЕЧЕТВЕРТИЧНЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ (Qa)
К среднечетвертичному возрасту отнесены ледниковые и водно-
ледниковые отложения Гижигинской равнины, бассейна руч.Хитанджа и
верховьев р.Вархалам и Мал.Туромча.
Ледниковые отложения залегают у подножья гор вдоль северного
края Гижигинской равнины, образуя увалы и плохо сохранившиеся ко-
нечно-моренные валы. Среднечетаертичный возраст их определен не-
достаточно твердо, главным образом, по плохой сохранности ледни-
ковых форм, удаленности от области питания ледников и отсутствию
четкой связи с современными долинами. Среднечетвертичные леднико-
вые отложения представлены моренными валунными суглинками, иногда
заключающими прослои галечников, грааийников, скрепленных разно-
зернистыми песками. Мощность их, по-видимому, не менее 40 м.
Водно-ледниковые отложения покрывают поверхность Гижигинской
равнины к югу от области развития ледниковых отложений. Они пред-
ставлены мелкими и средними галечниками с редкими валунами и с
незначительной примесью песчано-суглинистого материала, В бортах
р.Вархалам и верховьях р.Чотлава наблюдались постепенные переходы
от ледниковых отложений к водно-ледниковым. Мощность последних
изменяется от I м у южной границы листа до Ю м и более возле
устья руч.Хайчан.
Спороао-пыльцевые комплексы ледниковых и водно-ледниковых
среднечетвертичных отложений, по заключению А.Н.Бычковой, характе-
ризуют холодолюбиаые растительные ассоциации. Среди древесно-кус-
тарниковой группы (25-50%) преобладает пыльца Betule и Alnaster ,
пыльца Pinus п/р Haploxylon отсутствует или отмечается в не-
больших количествах. В составе недревесных групп (35-40%) основ-
ную роль играет пыльца Cyperaceae, Ranunculaceae И Compositae.
Среди спор (15-30%) преобладают Bryales Selaginella sibirica.
6IIc
33
ВЕРХНЕЧЕТВЕРТИЧНЫЕ ОТЛОЖЕНИИ
Аллювиальные отложения казан-
цевского межледниковья <<Эщ ) выделена на
право- и левобережье р.Бол.Гарыанда и на левобережье р.Вархалам,
где они слагают террасы высотой 15-25 м. В бассейне р.Бол.Гарман-
да эти отложения перекрыты моренами эпохи зырянского оледенения.
Межледниковый аллювий представлен плотными слоистыми галечни-
ками, граэийниками, пеоками о прослоями глины. В борту правой
террасы р.Бол.Гарманда задокументирован следующий разрез отложе-
ний;
I.	Галечник с примесью валунов, сцементированный гравийно-пе-
счаным материалом............................................ 3
2.	Валунно-галечные образования с незначительной примесью
песчано-гравийного и суглинистого материала.................4,8
3.	Переслаивающиеся галечники, гравийники, пески; мощность
прослоев 0,5-1 м..........................................  3,2
4.	Валунные галечники с линзами гравийных песков .... 4,6
5. Косослоистые валунистые и гравийные галечники о прослоями
гравийников, песков и линзами суглинков.....................9,4
Мощность разреза 25,0 м; основание разреза не вскрыто.
К этим же отложениям относятся, вероятно, плотные галечники с
бурым песчаным цементом, обнаженные а основании Ю-12-метровых
террас правых притоков р.Гижига и перекрытые ледниковыми отложе-
ниями эпохи предпоследнего оледенения.
Спорово-пыльцевой спектр рассматриваемых отложений характери-
зуется относительно высоким содержанием древесно-кустарниковой
пыльцы (45-52$), среди которой при общем преобладании pinus п/р
Haploxylon (стланика) (55%), Betula (9,5%) И Alnaster (16,2%)
встречена пыльца Larix, Pinus п/р Haploxylon (гаплоидной сосны
древнего облика), Picea sect. Eupicea, Р. sect. Omorica. В груп-
пе спор (30-48%) преобладают Polypodiaceae, присутствуют Sphag -
num и Licopodiaceae; в группе недревесных растений (7-18%) отме-
чаются Ericales и Gramineae. По заключению Р.А.Баскович и
Г.П.Казаковой, этот спорово-пыльцевой комплекс характеризует вер-
хнечетаертичяые межледниковые отложения, скорее всего, эпохи
предпоследнего (казанцевского) межледниковья.
Ледниковые и водно-ледниковые отложения эпохи
611с
34
О
зырянского оледенения (рщ) широко распрост-
ранены я бассейнах рр.Бол.Гарманда, Вархалам, Туромча и Гижига.
Они подразделяются по генезису на ледниковые и водно-ледниковые.
Ледниковые отложения образуют относительно хорошо сохранивши-
еся конечные и боковые моренные валы в долинах рек и бугристо-за-
падинный рельеф основных морен. На левобережье р.Туромча зти от-
ложения залегают на плоских поверхностях междуречий на высоте
200 м над уровнем днищ современных долин. Они представлены несор-
тированным материалом, состоящим из хорошо окатанных валунов (30-
50%) с примесью гальки и угловатых обломков, скрепленных бурова-
то-серым суглинком. Мощность их на правобережье р.Гижига в обла-
сти конечных морен, где они залегают на галечниках предположи-
тельно казанцевокого возраота, достигает 60 м. 11а других участках
мощность не превышает 30 ы.
йодно-ледниковые отложения образуют широкие аккумулятивные
террасы, смыкающиеся с валом конечной морены на правобережье р.
Гижига, и залегают между промежуточными моренными валами. Они
представлены слоистыми галечниками, гравийниками, переслаивающи-
мися с песком и супесью. Мощность их не менее 25 м (Терехов,
1966).
Спорово-пыльцевые спектры ледниковых отложений весьма бедны и,
по заключению Л.З.Засухиной и Р.А.Баскович (Демьянов, 1964 ф),
свидетельствуют об очень холодных климатических условиях периода
осадконакопления. Водно-ледниковые отложения, по данным М.И.Тере-
хова, также характеризуются холодолюбивыми спорово-пыльцевыми
спектрами, позволяющими отнести содержащие их слои к зырянской
эпохе. Основное значение в спорово-пыльцевых спектрах принадлежит
пыльце недревесной растительности, в меньшем количестве присутст-
вуют споры и пыльца древесно-кустарниковой группы.
Аллювиальные отложения каргинс-
кого межледниковья (Рщ) распространены незначи-
тельно. Они известны в бассейнах рр.Туромча и Хиаагчан, где уча-
ствуют а формировании аллювиальных Зт^-7-метровых террас и пред-
ставлены слоистыми галечниками, песками и суглинками, иногда с
прослоями торфа. Мощность их 7-Ю м.
Спорово-пыльцевые комплексы этих отложений, по заключению
Л.З.Засухиной и А.И.Бычковой (Демьянов, 1964 ф), характеризуют
близкую к современной растительную ассоциацию. Учитывая, что в
разрезе на правобережье р.Туромча выше рассматриваемых образова-
ний залегают аллювиальные отложения с холодолюбивым спорово-пыль-
цевым спектром, Л.З.Засухина считает возможным сопоставить их с
6Пс
55
каргинскими слоями. В спорово-пыльцевом спектре преобладает*
пыльца древесно-кустарниковой группы (45-65%), в меньшем количе-
стве отмечена пыльда недревесных растений (до 40%), спори занима-
ют подчиненное положение (15-22%). В древесно-кустарниковой
группе преобладают сережкоцветные, количество пыльцы стланика до-
стигает 37%. В составе пыльцы недреаесных растений преобладают
Eryeales ИЗ спор - В ОСНОВНОМ Sphagnum Polypodiaceae.
Ледниковые и аллювиальные отло-
жения эпохи сартанского оледене-
ния (Ощ) разделены на ледниковые и аллювиальные. Ледниковые
образования широко распространены в верховьях рр.Вархалам, Туром-
ча, Хагонымнан и их притоков, а также в бассейнах правых притоков
р.Гижига. В большинстве случаев они приурочены к долинам, в вер-
ховьях которых имеются ледниковые цирки хорошей сохранности, и
образуют долинные моренные комплексы с идеально сохранившимися
моренными валами и бугристо-западинным рельефом основных морен;в
их составе рыхлый несортированный материал. Наиболее удаленные от
области питания конечные морены сложены хорошо окатанными валуна-
ми (30-40%) галькой (15-20%), гравием (до 10%), скрепленными
светло-желтой или серой супесью (30-50%). Мощность их 50-60 м.
Спорово-пыльцевые комплексы ледниковых образований бедны, они
характеризуются небольшим количеством пыльцы древесно-кустарнико-
вых растений (20%) при общем преобладании в спектре спор сибирско-
го плаунка, папоротника и плауновых. По заключению Л.И.Засухиной
(Демьянов, 1964 ф), такой спорово-пыльцевой спектр ледниковых от-
ложений, располагающихся выше даргинских слоев, позволяет отно-
сить их к эпохе последнего (сартанского) оледенения.
Аллювиальные отложения эпохи последнего оледенения слагают
аккумулятивные террасы высотой 4-8 м, распространенные в долинах
рр.Бол.Гарманда, Нархалам и Туромча. Они представлены слоистыми
галечниками, гравийниками, песками, иногда с прослоями и линзами
глины. Мощность их достигает, по-видимому, 10 м. Спорово-пыльце-
вые спектры зтих отложений аналогичны спектрам ледниковых отложе-
ний сартанской эпохи. На правобережье р.Туромча рассматриваемые
отложения перекрывают отложения эпохи'последнего (каргинского)
межле днико вья.
6Пс
я»
СОВРЕМЕННЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ (Qlv)
Эти образования аллювиального, элювиально-делювиального, кол-
лювиально-солифлюкционного и озерно-болотного происхождения раз-
виты на склонах, а поймах современных долин; они слагают также
надпойменные террасы высотой до 3 м. На карте показаны только ал-
лювиальные отложения, представленные галечниками с линзами песка,
супеси и суглинка. На участках развития ледниковых отложений в
современном аллювии преобладают валуны. Данных о мощности совре-
менных аллювиальных отложений недостаточно; по-видимому, она ко-
леблется в широких предедах и в крупных долинах достигает не-
скольких десятков метров.
Элювиально-делювиальные и коллювиально-солифлюкционяые отло-
жения сплошным плащом покрывают склоны, их подножья и водораз-
дельные пологие поверхности. Они сложены щебнем и глыбами, скреп-
ленными песчано-глинистым материалом, количество которого колеб-
лется от первых процентов в элювиально-делювиальных отложениях,до
40% - в коллювиально-солифлюкционных. На левобережье руч. Ирокал
и в бассейне руч.Старт,на участках развития вторичных кварцитов,
современный элювий представлен сильно ободренной каолиновой гли-
ной с щебнисто-песчаной смесью. Мощность элювиально-делювиальных
и коллювиально-солифлюкционных образований колеблется от 2 м на
водоразделах до 15 м у подножий склонов. Небольшие выходы озер-
но-болотных отложений, представленных илисто-песчаными образова-
ниями и торфяниками, наблюдаются на Гижигинской равнине и в поймах
крупных рек. Мощность их не более 2 м, на карте они не показаны
ввиду малых размеров контуров,-
ИНТРУЗИВНЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ
Многочисленные интрузивные, в том числе субвулканические тела
и дайки основного, среднего и кислого состава, занимают около 25%
площади территории. По взаимоотношениям с покровами верхнемеловых
и палеогеновых эффузивов они разделены на две группы - позднемело-
6Пс
37
вые и палеогеновые. В составе образований позднемелового возраста
различаются: субвулканические тела, интрузии, малые интрузии й
дайки. В палеогеновых образованиях также ввделены интрузивные и
субвулканические тела и дайки (рис. I).
ПОЗДНЕМЕЛОВЫЕ СУБВУЛНАНИЧЕСНИЕ
ТЕЛА И ДАЙНИ
К образованиям этого возраста отнесены тела, сложенные поро-
дами эффузивного облика и находящиеся в тесной пространственной
связи с эффузиаами. По составу выделены интрузивные липариты и
андезиты.
Андезиты ( аСг2) на правобережье р.Вархалам (16,18)*
образуют две ветвящиеся пологие залежи, вытянутые в северо-запад-
ном направлении. Протяженность тел достигает 4 км, мощность ко-
леблется от первых метров до 400 м. Падение залежей северо-восто-
ное под углами 30-90°. Кроме того, имеется несколько дайкообраз-
ных тел мощностью до 200 м, падающих к северо-западу под углом
50-70°. Тела андезитов залегают среди эффузивов вархаламской тол-
щи и включают крупные ксенолиты вмещающих пород, ориентированные
согласно с простиранием залежей. В зкзоконтактах тел андезитов
вмещающие породы не испытывают существенных изменений. Среди эф-
фуэивов хайчанской толщи подобные образования не встречены, что
указывает на вероятную связь этих тел только с андезитами туром-
чинской толщи.
Андезиты черные или темно-зеленые массивные порфировой струк-
туры с гиалопилитовой или интерсертальной основной массой. Вкрап-
ленники представлены соссюритизированныы зональным плагиоклазом -
лабрадором № 66 в ядрах зерен и андезином К 40-45 по периферии, и
частично замещенными хлоритом и эпидотом, зеленой роговой обман-
ней и авгитом. Основная масса состоит из лейст андезина № 40-50,
хлорит-эпидот-кварцевого агрегата, по-видимому, образовавшегося
за счет стекла, и акцессорных - магнетита, сфена, циркона, апати-
та. В центральных частях крупных тел андезиты отличаются большей
степенью раскристаллизации. В них отсутствует стекловатый базис,
* Здесь и далее цифры в скобках после названия массива означают
его номер на рис.1.
6Пс
5в
Рис. I. Схеки размещения сигматических образований
I - палеогеновые габбро и монцониты. Позднемеловые интрузии:
2 - граниты, 3 - гранодиориты, 4 - диориты и габбро-диориты.
Позднемеловые свлые интрузии: 5 - гранит-порфиры и фельзит-
порфиры, 6 - гранодиорит-порфиры, 7 - кварцевые диориты и ди-
орит-порфириты, 8 - палеогеновые субвулканические тела базаль-
тов. Позднемеловые субвулканические тела: 9 - липариты, 10-ан-
дезиты. TI - тектонические разрывы. 12 - номер интрузии, под
которым дано ее описание в объяснительной записке: I - Гарман-
динский массив; 2 - Мукривджинская залежь; 3 - шток в верховь-
ях руч. Прав. Йукринджа; 4.5 - выходы гранодиоритов в истоках
р. лайкамычак и руч. Прав. Мугдриццжа; 6 - Доктомычанский мас-
сив; 7 - Дкольский субвулкан; 8 - шток руч. Страх; 9 - массив
Мечта; 10 - шток левобережья р. Туросна; 11 - залежь правобе -
режья р. Туромча; 12 - дайкообраэное тело руч. Аулакагычан;
13 - Джекдыканский массив; 14 - керсутитовое габбро; 15 - мас-
сив Полуденный; 16,17,18 - залежи правобережья р. Вархалам;
19 - Ониктукунское тело; 20 - Прибрежный массив; 21 - Восточ-
ный массив.
39
увеличено количество и размеры вкрапленников. Имеются различия и
в свойствах минералов; плагиоклаз вкрапленников представлен анде-
зином J6 33, а роговая обманка имеет буроватый оттенок.
Липариты (Д Сг2 ) в интрузивном залегании распрост-
ранены гораздо шире, чем андезиты. Они закартированы в бассейнах
ручьев Инач, Джол, Лапутик, Хайчан, рек Туромча и Мал.Туромча.На-
иболее крупное Джольское тело (7) образует вместе с покровами
хайчанской толщи единое поле липаритов в верховьях ручьев Инач,
Джод, Чирал и р.Туромча. Выходы субвулканических липаритов про-
слеживаются в меридиональном направлении на расстояние около
30 км от верховьев руч.Инач до верховьев руч.Джол. Общая площадь
субвулканического тела около Ю0 км^. Северный и западный контак-
ты его интрузивные, припаянные, падающие под углом 50-70° к его
центру. Восточная граница прослеживается плохо из-за постепенного
перехода субвулканических липаритов в эффузивные разности. В вер-
ховьях р.Туромча эта граница проведена на карте по смене однооб-
разных серых крупнопорфировых липаритов темно-серыми стекловатыми
породами.
Джольское субвулканическое тело - это асимметричный лакколит
с меридиональным подводящим каналом трещинного типа. Липариты
этого тела прорваны гранитами Доктомычанского массива, небольшими
телами и дайками гранит-порфиров и диоритов. В верховьях руч.Инач
а липаритах встречены включения розовых среднезернистых лейкокра-
товых гранитов , состоящих из кварца (27-30%), калинатрового поле-
вого шпата (40-50%), олигоклаза № 15-20 (15-25%); акцессорных -
циркона и апатита. В верховьях руч.Джол наблюдались включения в
липаритах обломков гранодиорит-порфиров, сильно альбитизированных
и цеолитизирозанных. Абсолютный возраст липаритов, определенный
аргоновым методом, 67 млн.лет (табл.2 , анал.8).
Преобладающая часть Джольского субвулкана сложена темно-серы-
ми, черными массивными липаритами с порфировой структурой. Коли-
чество вкрапленников составляет 20-30%, их размеры - 1-5 мм. Они
представлены андезином J6 30-40, кварцем и биотитом. Основная мас-
са фельзитовая или микропойкилитовая. Биотит часто хлоритизирован,
плагиоклаз замещен альбитом. Вблизи интрузивных контактов количе-
ство вкрапленников уменьшается, основная масса становится стекло-
ватой и приобретает флюидальную микротекстуру. В центральной ча-
сти тела (в истоках руч.Чирал и на левобережье руч.Джол) липари-
ты постепенно переходят в светло-серые невадитовые разности, со-
стоящие из вкрапленников размерами 3-Ю мм (40-60%) и полнокри-
сталлической тонкозернистой основной массы. Вкрапленники в зтих
611с
40
породах представлены олигоклазом (12-28% Ап ), кварцем, биотитом
и рогозой обданной. Основная масса в них приобретает микроаплито-
вую, иногда микрогранитовую структуру и состоит из равного коли-
чества кварца, плагиоклаза, калишпата, иногда с примесью (1-2%)
биотита. Примерный средний состав липаритов: олигоклаз (40%),
кварц (30%), калишпат (20%), биотит (7%), рогозая обманка (3%);
акцессорные - апатит и магнетит.
Другие субвулканические тела, сложенные липаритами, имеют го-
раздо меньшие размеры, их площадь не превышает 6,5 км2. По форме
зто небольшие купола, штоки или дайки с крутыми контактами. В
бассейне р.Мал.Туромча а краевых частях липаритоаых тел, прорыва-
ющих нижние горизонты хайчанской толщи, наблюдаются магматические
брекчии, состоящие из обломков вмещающих эти тела белых фельзитов,
сцементированных красными стекловатыми липаритами. Небольшие суб-
вулканические тела липаритов левобережья руч.Ирокал и левобережья
руч.Старт подверглись сильному гидротермальному изменению вплоть
до образования по ним вторичных кварцитов. Химические анализы ли-
паритов приведены в табл.4 (анал.1-5). Как видно из числовых ха-
рактеристик, эти породы от среднего типа гранитов - липаритов, по
Дэли, отличаются пониженным значением кварцевого числа.
ПОЗДНЕМЕЛОВЫЕ, ИНТРУЗИВНЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ
В комплекс позднемелоаых. интрузий входят габбро-диориты, дио-
риты, кварцевые диориты, диорит-порфиры, гранодиориты и граниты.
Они находятся в тесной пространственной связи, слагая единые мно-
гофазные массивы с последовательностью внедрения пород от основ-
ных к кислым. Наиболее широко распространены граниты и гранодио-
риты.
Нижняя возрастная граница интрузий определяется тем, что они
прорывают все толщи эффузивных пород, отнесенные к верхнему мелу.
Верхняя граница устанавливается по соотношению интрузий с палео-
геновыми базальтами. Базальты образуют дайки в гранитах и грано-
диоритах, рассекают связанные с позднемелоаым магматизмом гидро-
термальные образования, а также наблюдаются в виде эрозионных ос-
танцов на ороговикованных породах. При этом в базальтах не было
отмечено никаких следов метаморфизма. Таким образом, имеющиеся
6Пс
41.
данные позволяют считать, что внедрение интрузий происходило по-
сле излияния дав, в конце позднемелоаой эпохи. Определения абсо-
лютного возраста позднемеловых интрузий иногда разноречивы для
пород одного состава, но из различных массивов. Однако, учитывая
одинаковые взаимоотношения интрузивных пород с вмещающими порода-
ми и между собой, предполагать наличие на территории двух разно-
возрастных гранитоидных комплексов нет оснований,
Диориты (6 Сгэ) и г а б б р о-д и о р и т ы (рссго)
слагают небольшие штоки и трещинные тела площадью 1,0 км . Трещин-
ные тела достигают длины 3-3,5 км при максимальной мощности до
0,5 км. Они распространены в южной и западной.частях территории в
бассейнах рр.Гарманда, Вархалам и Чотлаза. На правом берегу р.
Вархалам диориты образуют цепочку тел, вытянутых в северо-запад-
ном направлении. Умещающие пермские и триасовые осадочные породы
и эффузивы вархаламской толщи превращены у контактов с диорита-
ми в биотитовые или биотит-кордиеритовые роговики. Мощность изме-
ненных пород не превышает 20 м.
В верховьях руч.Инач закартировано три выхода диоритов а эк-
зоконтакте гранитов Джекдыканского (13) и Доктомычанского (16)
массивов. Несколько мелких выходов этих пород общей площадью
2,3 кь^ установлено на правобережье р.вархалам у западной границы
Полуденного массива гранодиоритов (15). Габбро-диориты установле-
ны лишь а составе гранитоидных массивов Мечта (9) и восточный
(21), где они прорваны гранодиоритами. Их выходы площадью 0,3-
1,9 км2 известны на правобережье р.Еэл.Гарманда, в бассейне руч.
Мечта и на левобережье р.Чотлава. Джориты и габбро-диориты обра-
зуют секущие тела обычно с крутыми контактами. Отдельные группы
мелких выходов пород среднего состава, возможно, представляют со-
бой сохранившиеся части более крупных тел, интрудированных грани-
тами и гранодиоритами. Контакты последних с диоритами повсюду ак-
тивные, часто пологие, с крутопадающими апофизами.
Кварцевые диориты (q6 сг2 ) и д и о р и т--
порфириты (бц,Сг2 ) слагают цепочку тел, вытянутую в се-
веро-западном направлении от левобережья р.Хивэгчан до верховьев
руч.Лапутик. Единичные тела этих пород встречаются в бассейне р.
Бол.Гарманда возле устья руч.Эниктукун. По форме залегания это
штоки, мощные дайки и интрузивные залежи. Наиболее крупные из
них имеют площадь выхода 3-5 км2, но в большинстве случаев не бо-
лее 2 км2. Протяженность даек и залежей достигает 10 км, мощ-
ность -0,5 км. Большинство тел северо-западного или северо-во-
сточного простирания, падение их соответственно к юго-западу или
6Пс
4
положительная среднесуточная температура удерживается с 20-31 пая
по 1-10 сентября; в южной части клилат смягчается, благодаря бли-
зости Охотского ьюря,и период с положительной среднесуточной тем-
пературой длится с 1-10 мая по I-Ю октября.
Постоянного населения на большей части территории нет; един-
ственный поселок - Центр.Гарманда - является базой эвенского оле-
неводческого и рыболовецкого колхоза "Путь Ленина". Поселок сое-
динен грунтовой автодорогой длиной 34 км с центром Северо-Эвенско-
го района( пос.Эвенск), находящимся в устье р.Бол.Гарманда (в Ю
км южнее границы территории). В пос.Центр.Гарманда имеются быто-
вые и торговые учреждения, узел связи, посадочная площадка для
самолетов АН-2. Пос.Эвенск связан регулярным сообщением с г.Мага-
даном(авиационным и морским транспортом ).Район проходим для
вьючного и гусеничного транспорта. Обнаженность территории, исклю-
чая Гижигинскую равнину и полосу вдоль северной границы листа,
удовлетворительная.
Первые сведения о геологическом строении района были получены
а 1931 г. в бассейне р.Гижига (Бобин, 1932 ф). Е.С.Бобин выделил
в бассейне р.Мал.Туромча третичный покров порфиритов, несогласно
перекрывающий верхнетриасовые отложения, а также установил прин-
ципиальную золотоносность аллювия бассейнов рр.Туромча и Мал. Ty-
po мча. В 19з8 г. небольшой участок правобережья р.Бол.Тарманда
заснят в м-бе 1:500 000 (Снятков Б.А., Снятков Л.А., 1938 ф).3десь
выделены нижнеюрские отложения, прорванные позднемезозойскими гра-
нитами.
В 1939 г. почти вся территория закартирована а м-бе 1:500 000
(Колтоаской, 1939 ф). и результате были выделены неразделенные
верхнетриасово-юрские и норийские отложения, эффузиаы верхнего
мела кислого и основного состава и кратко охарактеризованы масси-
вы гранитов. Установлена знаковая золотоносность аллювия рр.Гижи-
га, Зархалам, Бол.Гарыанда и большинства притоков. В 1940 г. на
левобережье р.Гижига были выделены верхнепермские отложения.прор-
ванные массивом монцонитов (Федотов, 1940 ф). В 1943 г. в вер-
ховьях р.Туромча по заявке местного населения были обнаружены
проявления самородной серы в измененных зффузиаах с содержаниями
серы до 17% и проявления огнеупорных глин (Костылев, 1943 ф;
1966 ф).
В 1949 г. в. бассейне р.Туромча проведены геологосъемочные ра-
боты м-ба 1:100 000 и детальное опробование речной сети. В резуль-
тате закартированы нижнемеловые андезиты, аерхнемеловые эффузивы
кислого состава, третичные базальты и железистые конгломераты.Ме-
611с
5
лоаые эффузивы прорваны позднемеловыми гранодиоритами и сложным
комплексом даек. В бассейне р.Туромча, а пределах отмеченной ра-
нее Г.Г.Колтонским зоны гидротермально измененных пород, выявлены
золотоносные кварцевые жилы. Бассейн р.Ьал.Туромча рекомендовался
для постановки разведочных работ на россыпное золото (Пулькина,
Пантелеев, 1949 ф). В I960 г. в бассейне р.Мал.Туромча проведены
геолого-поисковые работы м-ба 1:25 000, которыми выявлены за пре-
делами района рудопрояаления золота и серебра. Промышленные рос-
сыпи золота в долине р.Мал.Туромча не обнаружены (Пулькина,
1950 ф).
В 1955 г. в бассейне р.Бол.Гарманда при геологической съемке
м-ба 1:100 000 собраны остатки карнийской, средне триасовой и
верхнепермской фауны, однако на карте показаны лишь карнийские и
верхнетриасовые-юрские отложения. Среди эффузивов выделены нижне-,
верхнемеловые и палеогеновая толщи, закартированы раннемеловые и
позднемелоаые гранитоиды и базиты, подтверждена знаковая золото-
носность аллювия бассейна р.Бол.Гарманда, а аллюзии ряда ручьев
выявлены знаки киновари. Кроме того, обнаружены кварц-молибдени-
товые жилы и грейзеноаые тела с молибденитом, а также проявления
каменного угля (Абдрахимов, 1955 ф). Оощие представления о геоло-
гическом строении рассматриваемой территории отображены на Госу-
дарственной геологической карте м-ба 1:1000000 (Снятков, 1963 ф).
В 1964 г. в верховьях р.Туромча проведены поисковые и разве-
дочные работы; были детально изучены вторичные кварциты и свя-
занные с ними проявления золота и серы, выявлено перспективное
рудопроядление золота Дальнее. В 1962-1964 гг. проводились работы
по составлению и подготовке к изданию Геологической карты СССР
м-ба 1:200 000 соседних с севера территорий (Р-57-И и Р-57-Х). В
процессе этих работ детально изучены и расчленены пермские, триа-
совые и юрские отложения и впервые выделены нижнекаменноугольные
отложения (Васецкий, 1979; Терехов, 1966).
К началу составления геологической карты на рассматриваемую
территорию весь район был закартирован большей частью а м-бе
1:500 000, а на участках, охваченных съемкой м-ба 1:100 000, не
были решены основные вопросы стратиграфии и магматизма, в значи-
тельной мере отсутствовало палеонтологическое обоснование возра-
ста аыде,лемых толщ. Поэтому в 1965-1967 гг. большая часть терри-
тории закартирована в м-бе 1:200 000, а на остальной территории
проведены редакционно-увязочные маршруты (Политое, 1965 ф; 1967ф)
В процессе этих работ здесь впервые были выделены и фаунистически
охарактеризованы нижнекаменноугольные, нижне- и верхнепермские
6Пс
42
Химические анализы пород, слагающих позднемеловне
1 Местонахож-!	Руч.	]Руч.Чи- !Руч.Лев.		Р. Мал.Тур.омча	
дение	!	Джол	!рал	Хайчан	I	
Название !					
пород	!		Лиг	а	Р	и	т
№ обр.	!	166	! 624	!	769	!	138	!	186
в“ анал. !	I	!	2	!	3	!	4	!	5
Si02	68,42	68,53	68,14	65,60	67,116
Ti02	0,32	0,32	0,35	0,38	0,38
а12°5	16,09	15,43	15,97	15,42	14,0
Ре2°5	1,34	1,17	0,97	1,46	2,89
FeO '	2,21	2,54	2,34	3,72	2,51
JtaO	0,10	0,06	0,06	0,09	0,10
MgO	1,35	1,29	0,87	0,71	0,99
CaO	2,14	2,39	1,53	3,08	2,60
Ne20	3,81	4,18	4,38	3,73	2,83
к2°	3,41	3,52	3,53	4,33	4,09
+H2O	0,92	0,66	1,41	0,75	1,61
-H20	0,20	0,14	0,44	0,64	0,79
P2°5	0,11	0,10	0,06	0,06	0,06
co2	-	-	0,35	0,36	0,40
Сумма	100,42	100,33	100,40	100,33	100,41
a	12,9	14,0	14,4	14,6	12,4
c	2,5	2,9	1,8	3,1	3,1
b	8,4	6,2	7,5	6,7	6,9
s	76,2	76,9	76,3	75,6	77,6
a*	35,5	и,о	40,15	-	з,о
c*	-	-	-	10,3	-
Hl’	26,5	35,1	19,7	17,5	25,0
f*	38,0	53,9	40,15	72,2	72,0
n	63,0	64.6	65,6	56,7	51,0
t	0,3	0,4	0,4	0,5	0,5
	13,2	15,2	10,7	18,6	36,0
Q	23,1	22,8	21,9	18,9	27,3
a/c	5.2		1.8		а.Ч	4.7	4,0
				№ 166,624,769,70.221-1, э. Г l38.lfi6). 2. Анализы	
выполнены в Центральной химической лаборатории СВИТО. Аналитики: лыменко. ВЖИгна >ва (обр.(₽ 166.624,221-1; .Й	ова (^69,138,18бЛ0,^9§-4); 0.«.Сидорова, Н.И.Опушанская(208),Г.П.Ко- раб лева,6.4.Игнатова (672,1144-4). 3. Числовые характеристики					
по А.н.Заварицкому.					
611с
*3
Таблица 4
малые интрузии и субвулканические тела
Р.Варха- лам	• !Руч.Лапу- !тик	!Руч.Прав. !Мукриндка	.'Руч. Аула-! Р.Бол. !кагычан	!Гарманда		! Руч. Чир ал i
Г р а	н и Т - П 0	р ф и р	Л’ранодио- ! !рит-порфир!	Кварцевый диорит	
70	! 22I-I	!	208	!	672	!	799-4	! II44-4
6	!	7	!	8	!	9	!	10	! II
74,78	77,48	68,67	66,85	62,34	57,64
0,20	0,07	0,40	0,04	0,63	0,09
15,0	13,16	16,05	15,97	17,50	18,26
0,39	0,27	0,36	0,61	1,28	3,74
0,65	0,90	2,17	3,61	4,06	3,57
0,01	0,10	0,04	0,06	0,07	0,12
0,22	0,37	0,84	1,43	1,53	2,98
0,41	0,51	2,26	3,71	4,38	5,78
3,19	1,68	4,73	3,40	4,58	3,88
3,90	3,60	1,60	3,01	2,61	2,66
1,39	1,90	1,51	1,12	1,13	1,07
0,24	0,28	0,19	0,36	0,17	0,32
0,01	0,01	0,05	0,11	-	0,38
100,39	100,33	98,87	100,28	100,28	100,49
12,0	8,4	12,6	12,0	14,2	12,8
0,4	0,6	2,7	4,5	4,8	6,1
7,3	7,0	7,2	7,0	8,4	13,2
80,3	84,0	77,5	76,5	72,6	67,9
82,4	80,7	46,3	7,0	-	-
-	-	-	-	7,4	8,5
4,4	6,7	19,8	35,3	31,4	39,4
13,2	12,6	33,9	57,7	61,2	52,1
56,0	41,5	81,8	63,0	71, 2	67,5
0,2	0,1	0,4	0	°,8	1,1
5,3	з,о	4,7	7,8	13,2	25,0
36,1	47,5	27,3	24,6	12,1	4,1
26,6	13,9	4,6	2,7	2,9	2,1
611 с
44
к юго-востоку под углами 45-70°.
Кварцевые диориты и диорит-порфириты рассекают все толщи эффу-
зивных пород верхнего мела. Ширина ореола контактового метамор-
физма вокруг них не превышает Ю м. Контактовые изменения во вме-
щающих породах проявлены очень слабо и выражаются в частичной пе-
рекристаллизации пород и появлении новообразований мусковита,хло-
рита, иногда биотита. Породы некоторых тел окварцованы, пропили-
тизированы и рассечены кварцевыми жилами.
Диориты темно-серые среднезерхиотые массивные призматически-
зернистой структуры; состоят из плагиоклаза (60-65%), темноцвет-
ных минералов (30-35%), кварца (4-5%) и иногда незначительного
количества калинатрового полевого шпата. Акцессорные - магнетит,
сфен, апатит, циркон. Плагиоклаз зональный, а ядре - лабрадор
W 52, в периферической кайме - андезин й 35-37. Темноцветные ми-
нералы - обыкновенная роговая обманка (9-25%), биотит (5-14%) и
авгит (2-10%). Вторичные минералы - серицит, хлорит, эпидот,иног-
да карбонат. Химический состав диоритов (табл.5, анал.2) близок
к составу среднего типа диоритов, по Дэли, отличаясь лишь несколь-
ко повышенной щелочностью. Габбро-диориты близки к диоритам по
облику. Они отличаются наличием незонального плагиоклаза, пред-
ставленного лабрадором № 52, меньшим содержанием биотита и иногда
присутствием гиперстена (др 3%). Химические анализы габбро-диори-
тов приведены в табл.5 (анал. 1,3). Как видно из числовых характе-
ристик, эти породы занимают промежуточное положение между кварце-
выми габбро и диоритами, по Дэли.
Кварцевые диориты серые мелкозернистые массивные с диоритовой,
участками гранитовой структурой. Они состоят из зонального анде-
зина, состав которого колеблется от й 48 в ядре до Я 35 по краям
зерен, (52-63), обыкновенной роговой обманки (7-15%),
биотита (2-14%), кварца (8-18-,5%), калинатрового полевого шпата
(1,2-11,3%), акцессорных минералов - магнетита, апатита, циркона,
суммарное количество которых достигает иногда 6,5%. Часто присут-
ствуют вторичные минералы: эпидот, хлорит, альбит, серицит, кар-
бонат, кварц, пирит. По своему химическому составу (таблА, анал.
10,11) рассматриваемые породы сопоставимы со средним типом квар-
цевого диорита, по Дэли, отличаясь несколько повышенной щелочно-
стью. Диорит-порфириты связаны по составу и по структуре посте-
пенными переходами с кварцевыми диоритами. Это темно-серые, чер-
ные массивные породы с порфировой структурой. Вкрапленники (20-
70%) состоят из толстотаблитчатых фенокристаллов плагиоклаза 45-
80 (70-80%) и обыкновенной роговой обманки (20-30%), погруженных
611с
45
в микродиоритоэую или пилотакситовую основную массу, состоящую из
лейст плагиоклаза, рогозой обманки и биотита, частично или нацело
хлоритизироаанных. Иногда присутствует кварц.
Гранодиориты (уб Сг2) наряду с гранитам преоб-
ладают в строении позднемеловнх гранитоидных массивов.. Они слага-
ют почти целиком крупные массивы Ыечта (9), Восточный (21), при-
сутствуют в массивах Гармандинском (I) и Прибрежном (20), а также
образуют серию мелких штоков и трещинных тел в бассейнах ручьев
Хитандаа и Хулакагычан и рр.Хайкамычак и Вархалам. Гранодиориты
прорывают осадочные и эффузивные породы, диориты, габбро-диориты
и диорит-порфириты, а сами прорваны гранитами. Абсолютный возраст
их не всегда совпадает с геологическим, колеблясь в пределах 46-
61 млн.лет.
Массив Мечта (9) расположен на правобережье р.Бол.Гарманда и
в бассейнах ручьев Хулакагычан и Мечта. Он вытянут в северо-запад-
ном направлении и имеет площадь 39 км2. Северо-восточный и юго-
западный его контакты большей частью вертикальные, в восточной
части массива оба контакта падают на север под углом 50-70°. Зона
метаморфизма у северо-восточного контакта массива достигает шири-
ны 3 км, а у юго-западного - не превышает 0,5 км. Очевидно, мас-
она Мечта представляет собой наклонное трещинное тело, падающее к
северо-востоку, что подтверждается также асимметрией графика маг-
нитного поля по северо-восточному профилю. На востоке контактовый
ореол ьиосива Мечта сливается с ореолом Джекдыканского гранитного
массива.
Массив Мечта сложен среднезернистыми гранодиоритами, которые
прорывают и метаморфизуют осадочные и эффузивные породы и габбро-
диориты, а сами рассечены дайками гранитов и кварцевыми жилами.
Кварцевые жилы'и зоны пиритизации встречаются в контактовом орео-
ле массива. Абсолютный возраст гранодиоритов массива, определен-
ный аргоновым методом'(табл.2, анал.9), 81 млн.лет, что хорошо
согласуется с геологическими представлениями.
Массив Восточный (21) находится на юго-востоке территории, на
левобережье р.Чотлава. Его выход площадью 36 км2 вытянут в севе-
ро-восточном направлении. Северо-западный и, по-видимому, юго-
восточный контакты массива вертикальные. В юго-западной части мае
сива на пологой кровле, падающей к юго-западу под углом 5-Ю°,
залегают останцы вмещающих пород. Преобладающая часть массива
сложена среднезернистыми мезократовыми гранодиоритами; в цент-
ральной, по-видимому, прикровлевой части появляются меланократо-
вые разности, а в северном эндоконтакте - лейкократовые порфиро-
6Пс
46
		Химические			анализы позднемело-		
Местопо-!Р.Чот- ! ложение !лава	1 !	!		!дыкан	!Р.Бол. .’Руч.Ла- ! Гарман-.'путик !да	>			!Р.Бол. !Гарман- !да	!Руч.Хи- !тавджа	.'Р.Хай- !камычак ।
Название пород	! Габбро-i J диорит j	I Диорит	(Габбро- [ДИОрИТ	’!	Г	’ Р а	н 0	• Д и
i₽ обр.	! 174	ЦП5-1	! 1097	! 1679	! 653	! 299	•II52-3
№ анал.	! I	! 2	! 3	! 4	!	5	!	6	! 7
Si02	54,80	60,13	54,48	64,48	64,54	62,54	64,69
Ti02	0,86	0,06	0,08	0,50	0,57	0,54	0,50
А12°3	18,31	17,66	18,40	16,69	16,18	1-7,03	15,44
Уе2°3	2,26	1,15	1,49	1,14	1,72	2,00	1,95
FeO '	5,25	5,16	6,97	2,76	3,53	3,11	2,80
МпО	0,11	0,05	0,12	0,07	0,10	0,05	0,12
MgO	4,08	2,42	3,91	1,80	2,12	1,89	1,63
СаО	7,74	5,00	6,73	4,90	3,93	4,07	3,61
Иа20	3,66	4,04	3,65	3,67	3,71	4,04	3,56
к2о	1,08	2,66	1,47	2,29	3,18	2,81	3,83
+н2о	1,93	1,20	1,91	0,80	0,58	1,59	1,26
-н2о	0,25	0,31	0,56	0,43	0,09	0,21	0,40
Р2°5	0,14	0,20	0,24	0,03	0,17	0,08	0,10
С02		—	—	—	—	-	-
Сумма	100,47	100,04	100,01	99,56	100,42	99,96	99,89
а	Ю,1	13,2	10,7	П ,7	12,8	13,4	13,5
с	7,7	5,6	7,6	5,2	4,4	5,0	3,8
ъ	16,6	10,9	16,4	7,7	8,9	8,1	7,9
S	65,6	70,3	65,3	75,4	73,9	73,5	74,8
а1	—	—	—	10,0	-	-	-
с'	12,8	5,8	6,5	-	3,8	1,3	8,8
ш’	43,6	38,1	42,5	40,8	41,1	40,3	35,1
f •	43,6	56,1	51,0	49,2	55,1	58,4	56,1
п	83,0	69,0	79,0	71,2	64,0	68,5	58,4
t	1,2	0,1	0,1	0,6	0,7	0,7	0,6
ч	12,0	9,1	7,9	12,7	16,9	20,6	22,8
Q	3,3	8,6	1,6	22,2	17,8	15,2	19,о
а/с	1.3	2,4	1Д_	2.2	2.9	2.7	3.6
Примечание: I) Все анализы образцов из коллекции В.К.Полито- ва ( 1965-1966 гг)выполнены в Центральной химической лаборатории СВшО. 2) Аналитики О.М.Сидорова, Н.И.Опушанская (обр. № 174, 1679,299.1152-3,157,1610.799,1646^72,558^3,799-2.8085: Г П.Кораб- лева, В.^.Игнатова, Н.И.ёулыменко (1115-1,1097,653,28,684). 3) Числовые характеристики по А.Н.Заварицкому.							
6Пс
*7
вых	интрузивных	пород	Таблица 5
Руч.Ху^Р.Бол. !Р.Чот-!Руч. !Руч. !Руч. !Руч. !РучЛу4Р.Бол.Гар- лака- -Гар- !лава 'Лапу-'даюл Шнач Щжек- !лахагы4 манда			
гычан 'манла !	{тик	!	 !	!дыкан !кан !			
о р	и т	!	г Р	а н и т
К!-' !	/V» ! 157 !	i г! 2h т '>4 !	да !ььр-з twwj!  :11
8 !	9 ! 10 !	II ! 12 ! 13 !	14 ! 15 ! 16 ! 17
64,24	65,28 63,38	74,68 68,92 72.58 71.74 69.90 69.02 71.38	
0,54	0,57 0,61	0,14 0,32 0,03	0,22 0,30	0,35 0,22
16,58	16,00 16,36	12,95 14,79 13,77 14,47 14,55 15,03 14,93	
0,52	0,62	0,91	0,57 1,81 0,52	0,47 0,77 0,89 0,12
4,29	3,95	3,99	1,98 2,05 2,54	2,11 2,07 2,65 2,88
0,08	0,11	0,08	0,05 0,06 0,02	0,05 0,06 0,08 0,06
1,78	1,60 2,18	0,24 0,68 0,62	0,44 0,65 0,87	0,44
3,82	3,46	3,97	0,92 1,71 1,38	1,73 2,13 2,24	0,70
3,73	3,87 3,53	3,44 3,88 3,88	3,81 4,14 4,57 4,31
3,00	3,61	3,41	4,21 4,13 4,13	3,90 3,61 3,41	3,80
0,38	0,85	1,15	0,40 Т,59 0,45	0,83 1,36 0,79 0,85
1,02	0,05	0,18	0,17 0,31 0,35	0,12 0,09 0,21	0,25
0,11	0,20	0,05	0,02 0,10 0,14	0,04 0,05 0,07	0;07
—	о»	•	- - —	0,10	-
100,09 100,37 99,80		99,77 100,35 100,41 99,93 99,78 100,18 100Д1	
12,7	13,7	12,8	13,2 14,3	14,2	13,6 14,3 14,8	14,3
4,7	3,9	4,7	1,0 2,0	1,7	2,1	2,5 2,5	0,9
8,1	7,6	8,8	4,0	5,7	4,0	4,4	3,8	5,0	6,6
74,5	74,8 73,7	81,8 78,0 80,1	79,9 79,4 77,7 78,2
5,1	- -	32,8 52,0	8,2	27,8	-	-	-
-	4,92	2,4	— — —	0,9	3,4	47,6
38,1	35,8 43,3	9,8 12,0 24,6	16,9 28,9 29,5	10,9
56,8	59,3 54,3	57,4 36,0	67,2	55,3 70,2 67,1	41,5
65,2	62,3	61,1	55,2 59,0	59,0	58,5 63,8 67,2	63,0
0,6’	0,7	0,8	0,2	0,4	0,0	2,5	0,3 0,4	0,2
5,1	9,0	9,4	11,5 15,3	9,8	7,7 16,1 27,0	1,0
28,9	18,3	17,1	36,2 25,4 30,1	30,5 27,7 23,3	27,0
2,7	3,5	2,7	13,2	7,2 8,4	6,5 5,7 5,9	16,8
6IIc
48
видные гранодиориты. Гранодиориты массива Восточный прорывают и
метаморфизуют пермские отложения и габбро-диориты и, в свою оче-
редь, рассечены дайками гранитов. Ширина контактового ореола до-
стигает 2 км. Во вмещающих породах у северо-западного контакта
массива отмечаются зоны окварцевания и слабая пиритизация. Абсо-
лютный возраст гранодиоритов массива (табл.2, анал.1) 46 млн.лет,
что не соответствует представлениям о геологическом возрасте.
Гармандинский массив (I) расположен в верховьях ручьев Кас-
кадного и Лапутин. В пределах территории находится лищь неболь-
шая восточная часть массива, занимающая площадь около 19 км^. Се-
верный контакт массива вертикальный, у западной границы террито-
рии он падает к периферии под углом 30-40°, ширина зоны метамор-
физма во вмещающих игнимбритах не более 200 ы. В южной части мас-
сива, где он интрудирован в глинистые сланцы, поверхность контак-
та полого погружается я сторону вмещающих пород. Ширина зоны кон-
тактового метаморфизма достигает здесь 2 км. К востоку от масси-
ва, где гранодиориты контактируют с диорит-по рфирами, ширина
этой зоны не превышает ЕЮ м. Гранодиориты прорваны интрузивными
телами и дайками гранитов и гранит-порфиров. Преобладающая часть
Гармандинского массива сложена среднезернистыми гранодиоритами; в
южной части среди них есть разности, приближающиеся по составу
то к гранитам, то к кварцевым монцонитам.
На территории расположен еще ряд мелких интрузий трещинной и
штокообразной формы, площадь выходов которых не превышает 3,5 км?
Наиболее хорошо изучен небольшой массив Полуденный (15), находя-
щийся на правобережье р.Вархалам. Центральная и западная его ча-
сти сложены среднезернистыми гранодиоритами, которые у восточного
контакта переходят в неравномерно-зернистые гранодиориты с ксено-
литами диоритов, а в северной части - в порфировидные разности.
Западный и восточный контакты тела местами вертикальные или пада-
ют к востоку под углами 50-70°, и в целом тело, очевидно, погру-
жается на восток. Залегающие у восточного контакта диориты и суб-
вулканические андезиты рассечены апофизам гранодиоритов, частич-
но перекристаллизованы и содержат метаморфогенный биотит. Мощ-
ность зоны метаморфизма не превышает 20 м. С запада от массива
контактовый орел имеет ширину 300-400 м, к востоку в верховьях
руч.Полуденного ширина его достигает 2 км. Вероятно, здесь на не-
большой глубине находятся еще не вскрытые эрозией интрузивные те-
ла гранитоидов. Остальные мелкие тела имеют близкое к массиву По-
луденный внутреннее строение. Два незначительных по площади выхо-
да среднезернистых гранодиоритов в истоках руч.Прав.Мукрияджа и
611с
чэ
р.Хайкамычак (4,5) являются, по-видимо му, выступами вытянутого в
широтном направлении массива, еще не вскрытого эрозией.
Гранодиориты светло-серые средне- и крупнозернистые массивные
гранитовой структуры с элементами диоритовой и монцонитовой. Они
состоят из плагиоклаза (35-53%), калинатрового полевого шпата
(15-25%), кварца (20-28%), биотита (5-12%), роговой обманки (3-
15%), иногда присутствует авгит (до 3%);' акцессорные - магнетит,
апатит, сфен, циркон. Плагиоклаз зональный, в центральных частях
зерен - андезин-лабрадор № 47-54, в краевых - олигоклаз # 15-33;
на контактах с зернами калишпата и кварца наблюдаются каемки аль-
бита. Как видно по соотношению минералов, некоторые разности по-
род уклоняются по составу к кварцевым монцонитам или гранитам,
вторичные изменения проявлены в гранодиоритах слабо, преимущест-
венно в виде частичной серицитизации плагиоклаза и хлоритизации
темноцветных минералов, иногда в появлении вторичного альбита по
полевым шпатам.
Порфировидные эндоконтактовые разности гранодиоритов состоят
из кристаллов (30-60%) плагиоклаза, кварца, калинатрового полево-
го шпата, роговой обманки, биотита, погруженных в более мелкозер-
нистую массу, состоящую из тех же минералов. Вторичные минералы в
этих породах встречаются в большем количестве, отмечается присут-
ствие вторичного кварца. Химические анализы гранодиоритов приве-
дены в табл. 5 (анал.4-10). Судя по числовым характеристикам, зти
породы весьма близки к среднему типу гранодиоритов, по Дэли.
Гранитами ( у Ст2 ) сложены крупные интрузивные мас-
сивы, мелкие штоки и дайки. Выделяется два типа гранитов: рогово-
обманково-биотитовые, образующие массивы Джекдыканский и Доктомы-
чанский, и биотитовые, слагающие массив Прибрежный, шток руч.Страх
и участвующие в строении Гармандинского массива.
Роговообманково-биотитовые граниты широко-распространены в
центральной части территории преимущественно среди вулканогенных
образований. Они характеризуются порфировидной структурой, перехо-
дящей в равномерно-зернистую, наличием биотита и роговой обманки в
темноцветной составляющей, химическим составом, соответствующим
составу среднего типа гранитов. Наиболее крупный массив Доктомы-
чанский (6) расположен в бассейнах ручьев Чирал, Джол и Инач, его
площадь ID6 км^. Выходы гранитов имеют сложную конфигурацию и вы-
тянуты а северо-западном направлении. Общая длина массива 28 км,
максимальная ширина 8-Ю км. В составе массива выделяются два со-
единяющихся узкой перемычкой выхода: южный, больший по размерам,и
северный. Мелкозернистые порфировидные граниты залегают среди эф-
6Пс
50
фуэивных и субвулканических образований. К юго-западу от южного
выхода отходит крупная апофиза в направлении Джекдыканского мас-
сива, выходящая в осадочные породы. По мере приближения к краю
эффузивного поля слагающие ее мелкозернистые порфировидные грани-
ты постепенно становятся среднезернистыми, то же происходит и при
переходе в осадочные породы. В зоне перехода наблюдались таксито-
вые и гнейсовидные разности, причем полосчатость в последних ори-
ентирована вертикально в широтном направлении, поперек простира-
ния апофизы.
Контакты южного выхода Доктомычанского массива полого падают
от массива под углами 5-20°. У северного выхода западный контакт
крутой, остальные падают под углами до 33° (от массива). На поло-
гой кровле массива имеются останцы вмещающих липаритов. Максималь-
ная величина эрозионного среза массива 500-600 м. В общем массив,
вероятно, уплощен в вертикальном направлении, а на глубине можно
предполагать наличие двух крутопадающих подводящих каналов тре-
щинного типа, ориентированных в северо-западном направлении и
расположенных кулисообразно под каждым из выходов. Судя по рас-
пространению контактово измененных пород, Доктомычанскии массив,
возможно, соединяется на глубине с Джекдыканским.
Явления метаморфизма у контактов Доктомычанского массива про-
слеживаются'в осадочных породах на расстояние до 2 км, в игнимб-
ритах и андезитах - не более чем на 200 м, а в липаритах Джоль-
ского субвулкана и хайчанской толщи изменения практически неза-
метны даже в шлифах. Интрузивный характер контактов в последнем
случае определяется по наличию в липаритах апофиз гранитов, а в
гранитах - ксенолитов липаритов, что неоднократно наблюдалось в
коренных обнажениях. В северной части массива порфировидные гра-
ниты основной фазы рассечены единичными маломощными жилами алли-
товидных гранитой. Гидротермальные проявления в пределах массива
не обнаружены; вдоль западного контакта северного выхода отмеча-
ется пиритизация вмещающих пород. Абсолютный возраст гранитов
(табл.2, анал.6) равен 66 млн.лет, то есть несколько моложе чем
по геологическим данным.
Массив Джекдыканский (13), сложенный в основном мелкозернис-
тыми и порфировидными роговообмашово-биоТитовыми гранитами, на-
ходится в верховьях одноименного ручья. Площадь его выхода 15 км^,
форма в плане округлая, изометричная, на юге и севере поверхность
контакта падает от массива под углом 33-40°, западный и восточный
контакты вертикальные. На массиве сохранились останцы пород кров-
ли. Джекдыканский массив прорывает глинистые сланцы, нижнемеловые
611с
51
андезиты и позднемеловые диориты. Вокруг массива наблюдается ши-
рокий ореол контактового метаморфизма, который сливается с орео-
лами массивов Мечта и Доктомычанского. Ширина его 4-5 км. На оро-
говикованных вмещающих породах имеются небольшие останцы палеоге-
новых базальтов, которые не затронуты контактовым метаморфизмом.
Абсолютный возраст гранитов (табл.2, анал.2) 55 млн.лет, что со-
ответствует палеогеновой эпохе и не согласуется с геологическими
данными.
Западнее Даекдыканекого массива расположено крупное дайкооб-
раэное тело роговообманково-биотитовых гранитов (12), вытянутое в
северо-западном направлении и падающее на северо-восток под углом
50-80°. Длина тела 9 км, мощность до I км; оно окружено ореолом
контактово измененных пород мощностью 200 -390 м. Преобладающая
часть тела сложена порфировидными породами, в центральных частях
переходящими в среднезернистые разности.
Порфировидные роговообввнково-биотитояые граниты розовые мас-
сивные. Вкрапленники (20-50%) размером 2-20 мм представлены
плагиоклазом (олигоклаз № 20-30), калинатровым полевым шпатом
(пертитом), буро-зеленой роговой обманкой и биотитом. Главная мас-
са породы состоит из тех же минералов и акцессорных - магнетита,
апатита и циркона. Средний состав гранитов; плагиоклаз - 25-30%,
калинатровый полевой шпат - 30-35%, кварц - 25-30%, биотит - до
8%, роговая обманка - до 7%. Суммарное количество темноцветных
10-12%; вторичные минералы - альбит, серицит, хлорит, зпидот.
Равномерно-зернистые роговообманково-биотитовые граниты розо-
вые массивной текстуры и гранитовой структуры; их состав: плагио-
клаз - 20%, калинатровый полевой шпат - 40%, кварц - 30%, биотит -
до 10%, обыкновенная роговая обманка - до 1%. Они отличаются от
порфирозидных разностей более основным составом плагиоклаза,боль-
шим количеством пертитовых вростков а калишпате, меньшим количе-
ством роговой обданки, которая замещается биотитом и сохраняется
лишь я реликтах. По химическое составу роговообманково-биотито-
вые граниты (табл.5, анал.13-16) близки к среднему типу гранитов,
по Дэли.
Биотитовые граниты, залегающие преимущественно в осадочных
породах, отличаются от роговообманково-биотитовых гранитов более
кислым составом, соответствующим субщелочным гранитам, меньшим
количеством биотита и преобладанием средне- и крупнозернистых
структур. Наиболее крупными телами, сложенными этими гранитами,
являются массив Прибрежный и шток руч.Страх; они участвуют также
в строении Гармандинского массива.
611с
52
Массив Прибрежный (20) расположен на правобережье р.Бол.Гар-
манда южнее руч.Эниктукун. На территории находится северная,боль-
шая часть массива. Западный контакт вертикальный, восточный и
северный наклонены от массива под углами 30-60°. На гранитах со-
хранились останцы кровли вмещающих пород. Севернее массива При-
брежного расположено вытянутое в широтном направлении Эниктукунс-
кое тело биотитовых гранитов площадью 5 км2, которое является,по-
видимому, его сателлитом. Оба контакта этого тела падают к северу
под углами 40-00°. Ширина контактового ореода массива Прибрежного
достигает 3 км.
Массив сложен лейкократовыми крупнозернистыми биотитовыми
гранитами, сменяющимися в зндоконтактовой зоне шириной 500 м мел-
козернистыми и порфировидными разностями. Граниты прорывают и ме-
таморфизуют глинистые сланцы, андезиты и гранодиориты. Сами они
рассечены жилами аплитовидных гранитов и турмалин-кварцевыми жи-
лами с молибденитом, в отдельных участках грейзенизированы. Абсо-
лютный возраст гранитов Прибрежного массива, определенный аргоно-
вым методом, 75 млн.лет, что совпадает с геологическими данными.
В пределах Гармандинского массива (I) граниты образуют три
выхода общей площадью К) киР» Два из них - это пологие залежи,
внедрившиеся по контакту гранодиоритов о вмещающими породами. От
восточной залежи отходит вертикальная апофиза, апикальная часть
которой грейзевизирована. Третье тело, находящееся на левобережье
руч.Лапутин, имеет, по-видимому, штокообразную форму. Центральные
части этих тел сложены крупнозернистыми гранитами,у контактов они
сменяются мелкозернистыми. Контактовый ореол около гранитов сли-
вается с контактовым ореолом гранодиоритовой интрузии, общая ши-
рина его достигает южнее массива 2 км. Граниты основной фазы рас-
сечены жилками мелкозернистых аплитовидных гранитов и дайками
палеогеновых трахибазальтов. Абсолютный возраст биотитовых грани-
тов Гармандинского массива (табл.2, анал.П) 55,5 млн.лет, что не
соответствует геологическим данным.
Шток Страх (8) расположен в среднем течении одноименного
ручья и прорывает карнийские глинистые сланцы. Его площадь 5 км2,
контакты вертикальные. Преобладающие породы - среднезернистые
биотитовые граниты, переходящие у контактов в мелкозернистые раз-
ности. Ширина контактового ореола - 0,3-0,5 км. На левобережье р.
Хагонымкан закартирован небольшой шток лейкократовых биотитовых
гранитов, прорывающий игнимбриты вархаламской толщи (Демьянов,
1964 ф). Па левобережье р.Чотлава и в басоейне руч.Хулакагычан
встречены дайки аналогичных гранитов, рассекающих гранодиориты.
611с
55
Дайки северо-восточного простирания, вертикального падения, длина
их достигает I км при мощности 20-50 м.
Биотитовые граниты крупно- и среднезернистые розовые массив-
ные состоят из олигоклаза м 15-20 (27-32%), калинатрового полево-
го шпата (27-30%), кварца (30-35%), биотита (2-3%, иногда до JD%),
акцессорных - апатита, циркона, рудного минерала. Мелкозернистые
разности имеют аналогичный минеральный состав, отличаясь лишь при-
сутствием мусковита, по-видимому, вторичного. Вторичные изменения
в гранитах проявлены слабо и выражаются в хлоритизации биотита,
серицитизации и изредка альбитизации полевых шпатов. Химические
анализы биотитовых гранитов приведены в табл.5 (анал.12,17,18).
Эти породы по своему составу занимают промежуточное положение
между средними типами гранитов и аляскитов, по Дэли.
Метаморфизованные породы вблизи контактов гранитов и грано-
диоритов в общем петрографически сходные и четкое разделение их
невозможно. Поэтому ниже приводится описание контактово метамор-
физованных пород и явлений метаморфизма, наблюдающихся в вмещаю-
щих породах различного состава под воздействием интрузий гранито-
идов.
Ореолы метаморфизма в осадочных породах глинистого и извест-
ково-глинистого состава наиболее хорошо изучены вокруг массивов
Прибрежный и Восточный. Здесь наблюдается следующая общая зональ-
ность метаморфизованных пород в направлении от контактов массивов
к периферии: пироксеновые роговики, гранат-амфиболовые роговики,
биотит-кордиеритовые роговики, узловатые и пятнистые сланцы, сла-
бо измененные породы. Суммарная ширина пироксеновых и гранат-ам-
фиболовых роговиков обычно не превышает первых десятков метров и
лишь иногда достигает 200 м. Пироксеновые роговики состоят из мо-
ноклинного пироксена, кордиерита, андалузита, часто в них присут-
ствуют гранат, амфибол и биотит. Гранат-амфиболовые роговики от-
личаются отсутствием пирокоена и повышенным содержанием граната
(по-видимому, альмандина) и амфиболов из ряда обыкновенной роговой
обманки - актинолита. Роговики с гранатом наблюдались также в эк-
зоконтактах массивов Джекдыканский и Мечта. Наиболее широко рас-
пространены биотит-кордиеритовые роговики, которые наблюдаются в
ореолах большинства интрузий. Они состоят из биотита, кордиерита,
кварца, полевых шпатов, иногда присутствует мусковит. Восточнее
массива Мечта встречены породы с большим количеством (до 5%) мус-
ковита. Узкая зона кристаллических роговиков окружена значительно
более широкой зоной слабо измененных пород - узловатых и пятнис-
тых сланцев, в которых выявлены включения кордиерита, биотита,
611с
5*
эпидота, хлорита, серицита и кварца.
Метаморфические изменения в эффузивах среднего состава наблю-
дались в пределах контактовых ореолов массивов Мечта, Прибрежный
и Джекдыканский. Они выражаются в частичной перекристаллизации и
появлении новообразований чешуйчатого биотита, эпидота, хлорита,
серицита и кварца. Эффузивы кислого состава, установленные в эк-
зоконтактах массивов Мечта и Гармандинский, превращены в кварц-
полевошпатовые роговики, иногда содержащие мэтаморфогенный биотит.
В интрузивных породах среднего состава у контактов с гранитами и
гранодиоритами контактовые изменения обычно выражены лишь в обра-
зовании кучных скоплений биотита, частью замещенного хлоритом и
серицитом. В гранодиоритах,на контактах их с гранитами,изменения
проявлены весьма слабо.
ПОЗДНЕМЕЛОВЫЕ МАЛЫЕ ИНТРУЗИИ И ДАЙНИ
К группе малых интрузий условно отнесены интрузивные тела
небольшого размера, сложенные преимущественно мелкозернистыми,пор-
фировидными и порфировыми породами кислого состава, не обнаружи-
вающими ясной генетической связи как с крупными телами гранитои-
дов, так и с эффузивными образованиями. Среди них выделяются по
составу тела мелкозернистых гранодиорит-порфиров, гранит-порфиров
и фельзит-порфиров. Они прорывают осадочные породы триасового и
пермского возраста и эффузивные и субвулканические образования
позднего мела. Часть интрузий подверглась значительным гидротер-
мальным изменениям и рассечена дайками палеогеновых базальтов,
возраст малых интрузий аналогичен возрасту соответствующих им
по составу крупных тел гранитоидов.
Гранодиорит-порфиры (убтг Сг2) установле-
ны в юго-западной половине территории. Они слагают две крупные
залежи мощностью до 1,5 км. на левобережье р.Бол.Гарманда и в
бассейне руч.Хулакагычан и серию даек мощностью до 200 м в между-
речье Бол.Гарманда - дархалам и на правобережье р.Хивэгчан. Не-
большой изометричный выход зтих пород встречен а бассейне руч.Ой-
ра среди гранит-порфиров. Гранодиорит-порфиры прорывают субвулка-
нические андезиты, кварцевые диориты и диорит-порфириты. Сами они
рассекаются дайками гранит-порфиров. Прорывая осадочные породы,
611с
55
гранодиорит-порфиры образуют в них слабые контактовые изменения.
Гранодиорит-порфиры мелкозернистые порфировые зеленовато-се-
рые. Фенокристаллы размером 2-5 мм (30-40%) представлены андези-
ном № 32-40, кварцем, роговой обменной, редко биотитом. Основная
масса неравномерного строения, в ней чередуются учаотки микрогра-
нитовой, гранофировой и реже диоритовой структуры. Она состоит из
кварца, калинатрового полевого шпата, плагиоклаза и небольшого
количества хлоритизированных и эпидотизированных темюцветных ми-
нералов. В зндоконтактах крупных тел и в маломощных дайках основ-
ная маоса приобретает фельзитовую структуру и породы приближаются
к дацитам. По химическому составу (табл.4, анал.9) гранодиорит-
порфиры близки к среднему типу гранодиоритов, по Дзли.
Грани т-п о р ф и р ы ( удсг2) и ф е л ь з и т-п о р-
ф и р ы ( ХлС?2) широко распространены в бассейнах рр.Вархалам,
Туромча, Хагонымнан и в бассейнах правых притоков р.Гижига. Они
приурочены главным образом к полям развития эффузивных образова-
ний. Иногда они совместно с кварцевыми диоритами, диорит-порфири-
тами и гранодиорит-порфирами слагают сложные по составу малые ин-
трузии, представляя последнюю фазу внедрения. В верховьях руч.Ла-
путик и на правобережье р.Вархалам дайки гранит-порфиров рассека-
ют интрузивные тела гранодиоритов. Наиболее типичной формой за-
легания гранит-порфиров и фельзит-порфиров являются сложные вет-
вящиеся дайки и интрузивные залежи. В бассейне р.Вархалам (17) и
на правобережье р.Туромча (II) они образуют штоки площадью соот-
ветственно 6 и 15 км* с ответвляющимися от них дайкообразными
апофизами.
Крупное тело гранит-порфиров - Мукринджинская залежь (2),
вытянутое в широтном направлении, имеет длину 30 км. В центре за-
лежи контакты вертикальные,площадь выхода около 3 км^; к востоку
залежь расщепляется на серию тел, также залегающих вертикально
или круто падающих на север.На западе она переходит в ряд крупных
апофиз, падающих на юг под углами 50-70°.
Гранит-порфиры и фельзит-порфиры в ряде малых интрузий под-
верглись окварцеванию, каолинизации, пропилитизации и включают
кварцевые и сульфидно-кварцевые жилы. Гранит-порфиры слагают
обычно центральные части крупных тел, фельзит-порфиры появляются
у их контактов и слагают полностью мелкие тела и дайки. Для Мук-
ринджинской залежи установлено изменение структуры пород снизу
вверх. Внизу, в основании бортов долин, крутопадающие тела сложе-
ны полнокристаллическими гранит-порфирами, выше они постепенно
переходят в скрытокристаллические разности. Аналогичные изменения
611с
56
структуры наблюдались на правобережье р.Вархалам при переходе ин-
трузивных тел из вмещающих осадочных пород в эффузивные. В вер-
ховьях руч.Дапутик, где дайки гранит-порфиров раосекают гранодио-
риты, 2 них наблюдается постепенно укрупнение зернистости по на-
правлению к центральной части Гармандинского пассива.
Гранит-порфиры массивные, у контактов иногда флюидальные
светло-серые, голубоватые или белые, с мелкозернистой или афани-
товой основной массой и немногочисленными вкрапленниками кварца и
полевых шпатов. Для пород, слагающих малые интрузии этого состава
в бассейнах рр.Вархалам (17) и Туромча (II), характерно присутст-
вие в зндоконтактах до ЗОЯ (иногда - до 70-80%) остроугольных об-
ломков вмещающих пород-игнимбритов и черных глинистых сланцев.
Гранит-порфиры имеют микрогранитовую или микроаплитовую основную
массу. Вкрапленники (5-33%) размером не более 2 мм представлены
кварцем (23 -50%), плагиоклазом Ю-20 (до 40%), калинатровым по-
левым шпатом (до 50%), изредка - единичными листочками хлоритизи-
рованного и эпидотизированного биотита. Основная масса - тонко-
зернистый агрегат, состоящий из плагиоклаза, калишпата, кварца и,
по-видимому, вторичного мусковита, а также акцессорных - циркона,
ортита и магнетита.
Фельзит-порфиры, в отличие от гранит-порфиров, содержат не
более 5% вкрапленников, среди которых преобладают полевые шпаты,
и имеют фельзитовую или микрофельзитовую основную массу. Химиче-
ские анализы этих пород приведены в табл.4 (анал. 6-8). Из трех
анализированных образцов один по составу близок к среднему типу
гранитов и два - к аляскитам или аплитам, по Дэли.
На территории широко распространены проявления гидротермаль-
ной деятельности, связанные с магматическими процессами позднеме-
ловой эпохи. На карте показаны следующие типы этих образований:
вторичные кварциты, пропилитизированные породы, зоны окварцевания
и пиритизации и гидротермальные жилы. Постмагматические образова-
ния наложены на эффузивные, субвулканические и интрузивные породы,
в том числе и на самые молодые - граниты. Распределение этих об-
разований контролируется крупными разрывными структурами, вдоль
которых располагаются интрузивные цепочки.
Вторичные кварциты, встреченные в бассейне р.Туромча, развива-
ются в основном по субвулканическим и эффузивным породам и редко
по гранитоидам. По-видимому, их образование генетически связано с
вулканической деятельностью позднемеловой эпохи. Появление анало-
гичных образований в гранодиоритах может указывать на слабое по-
вторное проявление этих процессов в более позднее время, после
611с
57
внедрения гранитоидов. Для участков развития вторичных кварцитов
в бассейне руч.Старт устанавливается следующая зональность (от
внутренних зон к внешним): I. Монокварциты с баритом, халцедоном,
серицитом, каолинитом, гематитом, пиритом, лимонитом; 2. Кварц-
каолинит-алунитовые кварциты с опалом, зуниитом, самородной серой,
пиритом; 3. Каарц-гидрослвдистые кварциты с каолинитом, серицитом,
халцедоном, хлоритом. Ореолы развития вторичных кварцитов окруже-
ны пропилитизированными породами. На правобережье рр.Туромча и
Хагонымнан встречены и самостоятельные зоны пропилитизации. В
пределах этих зон породы содержат новообразованные эпидот, хлорит,
'альбит, серицит, карбонат, пирит.
Зоны окварцевания встречены в северо-западном зкзоконтакте
гранодиоритового массива Восточный и в бассейнах руч.Ирокал и р.
Вархалам. Это полосы окварцованных пород, насыщенных многочислен-
ными параллельными и диагональными кварцевыми прожилками и линза-
ми. Они сопровождаются сдабой пиритизацией, серицитизацией, иног-
да каолинизацией.
Зоны пиритизации отмечаются в бассейнах р.Вархалам, ручьев
Джекдыкан, Хулакагычан, Джол ? они приурочены преимущественно к эк-
зоконтактам гранитоидных интрузий. В плане это полосы серицитизи-
рованных, хлоритизированных и окварцованных пород с густой вкрап-
ленностью сульфидов, среди которых преобладает пирит, в меньшем
количестве присутствуют пирротин, арсенопирит, галенит, сфалерит,
халькопирит.
Гидротермальные жилы широко распространены по всей территории,
причем максимальная их концентрация отмечается в пределах двух
полос северо-западного - меридионального простирания, одна из ко-
торых протягивается от долины р.Вархалам до руч.Дапутик, а вто-
рая - по левобережью рр.Туромча и Хагонымнан. Значительное коли-
чество жил наблюдается также в зндо- и экзоконтактах гранитоидных
массивов Прибрежный и Мечта. Установлены следующие типы жил: квар-
цевые золотоносные, адуляр-кварцевые, кварцевые с сульфидами,се-
ребром и золотом, арсенопирит-кварцевые, пиритовые, сульфидно-
хлорит-кварцевые, кварц-карбонатные, турмалин-кварцевые (К).
6Пс
58
ПАЛЕОГЕНОВЫЕ СУБВУЛНАНИЧЕСНИЕ
ТЕЛА И ДАЙНИ
К палеогеновым отнесены субвулканические тела и дайки, тесно
связанные с одвовозрастной толщей эффузивных образований. S отли-
чие от более древних меловых субвулканических интрузий они слабо
затронуты вторичными изменениями и представлены в основном свежи-
ми породами. Дайки палеогеновых базальтов наблюдались в гранодио-
ритах и гранитах массивов Прибрежный, Мечта, Доктомычанокий и
Гармандинский, а в бассейне р.Туромча они рассекают вторичные
кварциты и золотоносные кварцевые жилы. По составу и структуре
среди субвулканических пород выделяются базальты, диабазы и диа-
базовые порфириты, трахибазальты, андезиты и дациты.
Базальты ( ppg ) широко распространены на левобережье
р.Вархалам, где образуют дайки среди липаритов хайчанской толщи.
Б бассейнах ручьев Глинистого и Кеньели единичные дайки этих по-
род рассекают палеогеновые туфоконгломераты. В междуречье Бол.
Гарманда - Вархалам и а бассейне р.Хулындаа выявлены трубообраз-
ные жерловины и некки, сложенные базальтовыми брекчиями. Эти тела
приурочены обычно к периферии базальтовых покровов, имеют пло-
щадь до 2 км2 и вертикальные контакты. Внутреннее строение трубо-
образных жерловин концентрически-зональное, в них наблюдаются
кольцевые и полукольцевыо зоны шириной десятки - первые сотни
метров, сложенные вулканическими брекчиями, крупнопористыми или
массивными базальтами. Брекчии состоят из обломков черных, бурых
или красных пористых базальтов, сцементированных таким же базаль-
том или вулканическим стеклом основного состава.
Базальты дайковых тел, некков и вулканических брекчий жерло-
вин по своему петрографическому составу не отличаются от базаль-
тов эффузивных покровов палеогена. Стекло желтое с раковистым
глянцевым изломом, содержит редкие микролиты моноклинного пирок-
сена.
В бассейнах рр.Хагонымнан, Туромча и руч.Джол широко распрост-
ранены дайки диабазов ( р Pg ) и диабазовых
порфиритов ( ppPg ). Простирание даек преимущественно
северо-восточное, иногда северо-западное, падение вертикальное,
мощность 1-5 м, редко до 100 м, протяженность до 5 км.
6I1C
59
Диабазовые порфириты черные массивные с диабазовой или доле-
ритовой структурой основной массы. Порфировые выделения (20-50%)
представлены лабрадором, авгитом, иногда оливином. Основная масса
сложена лейстами битовнита и лабрадора, авгитом, разложенным оли-
вином, рудным минералом. Диабазы отличаются отсутствием порфиро-
вых выделений. Как для диабазов, так и для базальтов, слагающих
дайки, характерно более заметное, чем в эффузивных породах, заме-
щение плагиоклаза альбитом и серицитом, а темноцветных минералов -
хлоритом и карбонатом.
Трахибазальты (r₽Pg ) образуют дайки в бассейнах
р.Туромча и ручьев Джол и Каскадный, секущие верхнемеловые эффу-
зивы и граниты. Они преимущественно северо-восточного простирания
и вертикального падения; мощность их 15-20 м, протяженность - 6-
7 км. Петрографически они идентичны трахибазальтам эффузивных по-
кровов. Для этих пород характерны вторичные минералы - хлорит,
карбонат, серицит и цеолит. По химическому составу трахибазальты
(табл.6, анал.6) сопоставимы со средним типом трахидолеритов, по
Дэли. Абсолютный возраст трахибазальтов из дайки в верховьях руч.
Каскадного, определенный аргоновым методом, 55 млн.лет, что соот-
ветствует раннему палеогену.
Андезиты (aPg ) слагают штокообразное тело, располо-
женное, на правобережье руч.Джекдыкан. По составу они близки к па-
леогеновым эффузивным андезитам и отличаются исключительной све-
жестью. Площадь штока около I км^, контакты вертикальные. По пе-
риферии тела в породах наблюдается линейная текстура: игольчатые
фенокристаллы роговой обманки ориентированы перпендикулярно кон-
тактам с наклоном к центру тела под углом Ю-2Э0
Дациты (£ Pg) образуют круто- и пологопадающие дайки
мощностью до 200 м и протяженностью 2-3 км. Они установлены на
правобережье р.Хивэгчан, где рассекают палеогеновые покровы анде-
зитов и базальтов. В петрографическом отношении дациты даек явля-
ются аналогами эффузивных палеогеновых дацитов.
ПАЛЕОГЕНОВЫЕ ИНТРУЗИИ
Интрузии габбро и монцонитов, прорывающие верхнемеловые эффу-
зивы и триасовые осадочные породы, отнесены к палеогеновым. Воз-
6Пс
60
Таблица 6
Химические анализы палеогеновых интрузивных
и дайковых пород
Местона- !Хулакагы-! хождение !чан-Аула-! !кагычан !		Левобережье р. Туромча			!Руч.Прав. !Руч.Кас- ! Мукриндаа !кадный		
Название	! Габбро !	Монцонит		1	Габбро		!Трахиба-
породы	I	!						!зальт
№ обр.	! 572	!	854	! 380	! 1543	!	728	!	139
№ анал.	! I !	2	!	3	!	4	!	5	!	6
Si02	41,22	49,52	49,50	51,34		52,35	46,53
тю2	4,12	1,53	1,50	1,21		1,14	0,14
А12°5 Fe2°J FeO	13,09	14,83	17,41	18,05		17,08	17,05
	5,08	4,89	5,03	4,73		3,28	4,55
	10,93	7,09	5,07	5,52		6,60	4,67
MnO	0,14	0,17	0,16	0,17		0,17	0,12
MgO	6,62	6,57	5,48	4,36		5,00	5,08
CaO	11,00	9,27	8,27	6,72		7,97	6,81
Na20	2,61	3,10	3,73	3,50		3,26	4,33
k2o	0,60	1,90	2,80	1,60		1,55	2,16
+h2o	3,34	0,91	0,69	1,91		1,39	3,60
-H2O	0,40	0,54	0,45	0,82		0,37	0,71
P2°5	0,12	0,30	0,35	0,14		0,16	0,54
C02'	*	—	—	0,12		-	3,43
Сумма	99,27	100,62	100,44	100,19		100,32	99,72
a	6,8	9,5	12,5	10,6		11,9	13,8
c	8,2	5,1	5,6	7,5		6,8	5,6
b	33,1	28,2	23,4	18,4		20,7	22,2
c	51,9	57,2	58,5	63,5		60,6	58,4
c’	19,3	21,7	19,8	6Д		8,7	15,5
m’	34,7	39,2	40,1	41,1		43,4	42,9
f’	46,0	39,1	40,1	52,8		47,9	41,6
n	87,5	71,5	65,0	77,0		60,5	76,0
t	7,4	2,3	2,2	1,7		1,6	0,5
f	13,6	14,5	18,3	22,2		14,7	19,2
Q	-18,0	-9,7	-13,2	-1,7		-8,5	-16,4
a/c	0,8_	1,9	2.2		L4		I,8	2.5
Примечание: I) Коллекции В.К.Политова (обр.И? 572,728,139) и В.М.							
Демьянова (854.380.1543). 2) Анализы выполнены						в Центр	альной хи-
мической лаборатории СВИТО, аналитики О.М.Свдорова,Н.и.ицушанская (обр. № 572,854,380,1543,728) и Т.П.Кораблева, В.Ф.Игнатова (139) 3) числовые характеристики по А.Н.Заварицкоцу.							
611с
61
раст их обосновывается лишь косвенными данными. Они приурочены к
тем же северо-вооточным разрывам, что и субвулканические и эффу-
зивные палеогеновые образования, и так же, как и они не затронуты
гидротермальными процессами, связанными с позднемеловым магматиз-
мом. Эти образования обнаруживают с палеогеновыми эффузивами
большое петрографическое сходство и имеют абсолютный возраст 42
млн.лет. Следует отметить, что предыдущие исследователи (Абдрахи-
мов, 1955 Ф; Демьянов, 1964 ф) считали эти образования позднемэ-
ловыми; очевидно, их палеогеновый возраст в значительной степени
условен.
Габбро (vPg) встречены в бассейне р.Бол.Гарманда, на левобе-
режье р.Туромча и в верховьях руч.Прав.Мукриндаа. Они слагают не-
большие штоки площадью до I км , вытянутые трещинные тела мощ-
ностью до 400 м и дайки мощностью до 30 м. Габбро черные плот-
ные массивные. Среди них различается две разновидности: керсути-
товые и кварцсо держащие. Керсутитовые габбро слагают удлиненное
тело в анизийских отложениях на левобережье р.Бол.Гарманда (14).
Они состоят из плагиоклаза (45%), авгита (36%), красно-бурой ро-
говой обманки - керсутита (10%), рудного минерала (8,5%), апати-
та (0,5%). Структура их панидиоморфная о элементами срдеронито-
вой. Плагиоклаз нацело замещен вторичными минералами - хлрритом,
альбитом, серицитом. Керсутит обрастает и замещает пироксен. По
химическому составу (табл.6, анал.1) эти породы близки к средне-
му типу оливиновых габбро (по Дэли), отличаясь от них меньшим
значением кварцевого числа. Абсолютный возраст керсутитовых габ-
бро, определенный аргоновым методом (табл.2, анал.4), 42 млн.лет,
что согласуется с геологическими представлениями. Кварцсодержащие
габбсо имеют габбровую структуру и состоят из плагиоклаза-лабра-
дора и битовнита № 60-78 (50-55%), авгита (до 30%), обыкновенной
роговой обманки (до 30%), биотита (до 15%); иногда присутствуют
кварц (до 5%), калинатровый полевой шпат (до 2%), апатит и магне-
тит (до 3%). По химическому составу (табл.6, анал.4,5) зги поро-
ды близки к среднему типу кварцевых габбро, по Дэли.
Монцониты ( V^Pg ) слагают небольшой шток на левобережье р.
Туромча (Ю) о площадью выхода около 4 км^. Шток залегает ореди
игнимбритов вархаламской толщи, которые у-контакта слабо пере-
кристаллизованы. Восточный и южный контакты- тела крутые, север-
ный - пологий, о дайкообразными апофизами. У южного контакта што-
ка монцониты переходят в габбро. Они темно-серые, серые средне-
зернистые массивной, иногда пятнистой текстуры. Структура их мон-
цонитовая, с элементами габбровой.Ыинеральный состав: плагиоклаз -
611с
6
отложения; триасовые отложения разделены на ярусы, получено па-
леонтологическое обоснование для нижне-, верхнемеловых и палеоге-
новых эффузивных толщ, детально расчленены четвертичные отложе-
ния; наличие юрских отложений не подтвердилось. Пополнены данные
о магматизме района', уточнен возраст интрузий. В бассейне р.Вар-
халам и в верховьях р.Туромча выявлены рудопроявления золота и
полиметаллов, установлен касситерит в аллювии ручьев. В результа-
те поисковых и разведочных работ на золотых проявлениях бассейнов
рр.Вархалам и Туромча, главным образом на Дальнем месторождении,
подтверждена промышленная ценность рудного поля месторождения,вы-
явлено проявление серы в верховьях р.Туромча и дана ему поло-
жительная оценка (Политов, 1967 ф; Суслов, 1967 ф).
Аэромагнитная съемка м-ба 1:290 000 (Измайлов, Беляев и др.,
1962 ф) показала, что западной части территории, где залегают
главным образом осадочные образования, свойственны отрицательные,
а центральной и восточной частям - слабые положительные аномалии,
контуры распространения которых совпадают с контурами Туромчин-
окого вулканогенного прогиба. Кроме того, на карте аномального
магнитного поля по положительным аномалиям в ряде случаев хорошо
читаются интрузивные массивы.
При составлении материалов листа геологической карты исполь-
зованы материалы, полученные В;К.Политовым в 1965-1967 гг., дан-
ные аэромагнитной съемки и результаты дешифрирования аэрофото-
снимков. Степень дашифрируемэсти аэрофотоснимков плохая, местами
средняя. Материалы предыдущих исследователей использованы незна-
чительно, главным образом,в части палеонтологических находок и
полезных ископаемых. Вследствие уточнения представлений о геоло-
гическом строении района и получения новых данных по стратигра-
фии верхнемеловых зффузивов возникли два незначительных расхожде-
ния с соседней с севера геологической картой м-ба 1:200 000 (лист
Р-57-Х). Так, на левобережье р.Мукриндаа закартированы андезиты
туромчинской толщи, которые не выделялись на геологической карте
листа Р-57-Х. Вдоль северной рамки территории показаны преимуще-
ственно туфы кислого состава, в то время как на карте листа Р-57-Х
к рамке подведены преимущественно лавы того же состава.
Определения фауны и спорово-пыльцевых комплексов выполнены в
Северо-Восточном территориальном геологическом управлении палеон-
тологами В.Г.Ганелиным, А.Ф.Ефимовой, В.М.Заводовским, В.П.Кина-
совым, Ю.И.Оноприенко и палинологами Р.А.Баскович, А.Н.Бычковой,
Л.И.Засухиной и Г.П.Казаковой. Растительные остатки определялись
А.Ф.Ефимовой и сотрудниками Ботанического института АН СССР (г.Ле-
611с
7
нинград) В.М.Самылиной и А.Л.Абрамовой. Определения абсолютного
возраста горных пород выполнены в лаборатории геохронологии Севе-
ро-восточного комплексного научно-исследовательского института СО
АН СССР, руководимой И.А.Загрузиной.
СТРАТИГРАФИЯ
На территории закартированы образования каменноугольной, перм-
ской, триасовой, меловой, палеогеновой и четвертичной систем.Пре-
обладают эффузивные образования меловой и палеогеновой систем,ко-
торые при довольно пестром фациальном и литологическом составе не
обнаруживают каких-либо существенных изменений в разрезах. Значи-
тельно меньше распространены осадочные породы палеозойской и ме-
зозойской групп; для них (и, в особенности, для пермских отложе-
ний) характерно увеличение известковистости с юга на север.
КАМЕННОУГОЛЬНАЯ СИСТЕМА
ЛИШНИЙ ОТДЕЛ ( С,)
Нижнекаменноугольные отложения занимают площадь не более 2 кь£
контакт их с ьерхнепермскими отложениями тектонический, стратигра-
фические взаимоотношения с выше- и нижележащими образованиями не
ясны.
На левобережье р.Гижига в прерывистых коренных обнажениях на-
блюдался следующий разрез нижнекаменноугольных отложений (Политов,
1967 ф)* .
I.	Известняки органогенно-детритовые синевато-серые неравно-
мерно-зернистые пахучие с остатками кораллов Lithostrotion рог-
tlocki (Bronn), Caninia mefferti Gorsky И неопределимыми Остатка-
* Здесь и далее разрезы дочетвертичных отложений приведены сни-
зу вверх в метрах.
бис
62
андезин - лабрадор й 48-60 (50-55%), авгит (18-20%), буро-зеленая
роговая обманка (до 5%), биотит (5-10%), калинатровый полевой
шпат (15-20%), кварц (до 1,5%); акцессорные - апатит, магнетит.
Химический состав монцонитов приведен в табл.6 (анал.2,3). По чи-
словым характеристикам видно, чтс эти породы отличаются от сред-
него типа монцонитов большим значением ъ и меньшей величиной
Q, приближаясь к щелочным габброидам. Среди проявлений гидротер-
мальной деятельности, связанной, по-видимэму» с палеогеновым маг-
матизмом, кроме упомянутых выше эпимагматических минералов,встре-
чаются и жильные образования. В бассейнах рр.Хивэгчан и Мал.
Туромча довольно часто встречаются линзы опала и халцедона и ре-
же - жилы того же состава, залегающие среди базальтов главным об-
разом в трещинах отдельности. Весьма характерно также заполнение
кварц-цеолитовыми агрегатами миндалин и крупных пустот в базаль-
товых брекчиях жерловин и в лайковых породах.
ТЕКТОНИКА
Территория расположена в пределах южного обрамления Смоленс-
кого массива, на которое наложены вулканоструктуры Охотско-Чу-
котского вулканогенного пояса. Единого мнения среди геологов нет
по поводу наименования важнейших крупных структур территории и их
природе. По тектонической схеме, составленной Н.П.Аникеевым,
А.П. Васьковским, И.Е.Драбкиным, Г.Г.Поповым и В.А.Титовым, рас-
сматриваемый район расположен в пределах Охотско-Чукотского вул-
каногенного пояса в той его части, где покровы эффузивов наложены
на юго-восточный край Колымо-Омолонского массива, в месте сочлене-
ния входящих в его состав Сугойского и Гижигинсксго прогибов. По
представлениям Б.А.Снятксва (1963 г), в пределах рассматриваемо-
го района покровы эффузивсв пояса перекрывают складчатые структу-
ры Колымской ветви Колымо-Чукотского складчатого пояса на участке
сочленения Сугойского и Ауландаинсксго синклинориев. В.К.Пелитов
присоединяется к третьей точке зрения (Шпетный, 1966 ф),по кото-
рой структуры, перекрытые эффузивами Охотско-Чукотского вулкано-
генного пояса, в пределах рассматриваемой территории входят в сс-
611с
6}
став западной части Гижигинсксй складчатой зоны я месте ев сочле-
нения с Смоленским массивом и Сугойской складчатой зоной. По
этой схеме к Гижигинской складчатой зоне относится вся территория,
за исключением небольшого участка на северо-востоке, который яв-
ляется частью Смоленского массива. Границей между этимд структу-
рами, по-видимому, является Гижигинский разлом широтного прости-
рания.
В строении Гижигинской зоны и части СмолОнркого массива в
пределах территории выделяется два структурных этажа, разделен-
ных значительным стратиграфическим перерывом и угловым несогласи-
ем. Нижний этаж образуют дислоцированные палеозойские и мезозой-
ские садочные породы, верхний - покровы меловых и палеогеновых
эффузивных пород Охотско-Чукотского вулканогенного пояса (рис.2).
НИЖНИЙ СТРУКТУРНЫЙ ЭТАЖ
На участке, отнесенном к Смоленскому массиву, выходы нижнего
структурного зтажа имеются только на левобережье р.Гижига. Ярус
представлен здесь терригенно-карбонатными отложениями нижнего кар-
бона и верхней перми. Характер налегания пермских отложений на
каменноугольные не установлен. На прилегающей о севера территории
аналогичные образования (Шпетный, 1966 ф) образуют полого дисло-
цированный чехол Смоленского массива, они отделены друг от друга
перерывом и, вероятно, угловым несогласием.
Образования нижнего структурного этажа Гижигинской зоны зани-
мают значительные площади на западе и юге территории. Они пред-
ставлены толщей терригенных пород пермского и триасового возрас-
та мощностью не менее 6000 м, дислоцированной с образованием не-
четко выраженных брахискладок северо-восточного и широтного про-
стирания. Пологая складчатая структура усложнена мелкими складка-
ми и тектоническими разрывами и нарушена интрузивными телами гра-
нитоидов.
В направлении с юга на север на территории выделяются антикли-
нали Мало-Гармандинская, Аулакагычанская и антиклиналь руч.Страх.
Их разделяют широкие синклинальные структуры, из которых наиболее
четко выраженной является Эниктукунская.
Мал о-Г армандинская антиклиналь
вытянута в северо-востоком направлении на 28 км. Она расположена
в бассейне рр.Бол.и Мал.Гарманда. В ядре антиклинали обнажены
611с
64
? . ° . j |?>|1
Рис. 2 Тектоническая схема
I - нижний структурный этаж: а) в пределах Омолонсксго массива;
б) в пределах Гижигинской складчатой зоны (антиклинали: Мало -
Гармандинская - МГ, Аулакагычанская - А, ручья Страх - С. син -
клиналь Эниктукунская - ЭЮ. Верхний структурный этиж: 2 - ниж-
ний ярус; 3 - верхний ярус. 4 - интрузивные и субвулканические
образования. 5 - граница Туромчинского прогиба. 6 - граница позд-
немеловых впадин (Тафтындинская - ТВ, Чиральская - ЧВ>. 7 - гра -
ница палеогеновых впадин (Кеньелийская - КВ). 8 - четвертичные
впадины (Хайчанская - ХВ и др.). 9 - наиболее прогнутые участки
впадин. Ю - оси: а) антиклиналей; б) синклиналей. Разломы глубо-
кого заложения: II - палеозойские; 12 - мезозойские; 13 - мезо -
кайнозойские. 14 - близповерхностные нарушения.
65
верхнепермские породы, смятые в мелкие складки северо-восточного
простирания. Ширина их 0,5-1 км, а углы падения слоев на крыльях
изменяются от 15 до 70°. Юго-западное окончание складки выходит
за границу территории. На северо-западном крыле антиклинали слои
падают под углом 30°, южное крыло скрыто под четвертичными отло-
жениями.
Энйктукунская синклиналь протягивает-
ся в северо-восточном направлении на 25 км от верховьев руч.Эник-
тукун до руч.Джекдыкан; ее ширина 6-8 км. В ее ядре обнажены кар-
нийсйие и среднетриасовые слои, смятые в мелкие сложные складки,
не имеющие четко выраженной ориентировки. На крыльях Эниктукунс-
кой синклинали слои падают под углами 20-30°.
Аулакагычанская антиклиналь пред-
ставляет собой брахискладку, вытянутую в широтном направлении. В
пределах территории находится только восточная ее часть, ограни-
ченная разрывами, поэтому на карте она читается как приподнятый
блок пермских пород среди отложений среднего и верхнего триаса.
Антиклиналь руч. Страх расположена в
среднем течении одноименного ручья, южнее Гармандинского массива.
Это пологая брахискладка широтного простирания длиной около 8 км,
южное крыло ее смещено по разрыву северо-восточного направления.В
ядре обнажаются отложения анизийского яруса. Углы падения слоев
на северном крыле складки 10-20°. Участок, находящийся между этой
структурой и Аужкагычанской антиклиналью, представляет собой по-
логую синклинальную структуру, осложненную более мелкими складка-
ми различного порядка. Здесь наблюдаются отдельные относительно
крупные широтные брахиантиклинали длиной 3-4 км при ширине до
2 км с углами падения слоев на крыльях до 15° Широко распростра-
нены также более мелкие изоклинальные и веерообразные складки ши-
риной в первые сотни метров с углами падения на крыльях др 90°
приуроченные к узким линейным участкам и к флексурным перегибам.
ВЕРХНИЙ СТРУКТУРНЫЙ ЭТАЖ
Верхний этаж подразделяется на два яруса. Нижний ярус состав-
ляют эффузивные покровы нижнего и верхнего мела, верхний - покро-
вы палеогеновых базальтов. Угловое несогласие между ними хотя и
документируется вполне четко, но небольшое вследствие характер-
ного для всех покровов эффузивсв пологого залегания. Необходимость
611с
66
выделения двух структурных ярусов подкрепляется хорошо видимым на
карте различием в распределении покровов мела и палеогена. Первые
обнаруживают Связь с разрывными структурами север - северо-запад-
ного, вторые - с разломами северо-восточного направления. К пере-
рыву вс времени их формирования было, по-видимому, приурочено
внедрение массивов гранитоидсв.
Образования нижнего яруса выполняют Туромчинский
прогиб, а за его пределами слагают небольшие останцы покро-
врв, несогласно залегающие на складчатом комплексе нижнего этажа.
В составе яруса выделяется два подъяруса, разделенных угловым не-
согласием.
К нижнему подъярусу отнесены покровы нижнемеловых эффузивов,
выполняющие отдельные небольшие впадины. Наиболее значительная
впадина (междуречье Бол.Гарленда-Инач) вытянута в северо-восточ-
ном направлении и имеет размеры 16 х 4 км. Эффузивы наклонены к
центру впадины под углами 10-40°.
Верхний подъярус образован верхнемеловыми эффузивами, выпол-
няющими Туромчинский прогиб, который занимает большую часть терри-
тории. Он вытянут я срвер - северо-западном направлении и просле-
живается от междуречья Чотлава-Хулындаа на 75 км до северной гра-
ницы района,выхода далее за его пределы. Ширина прогиба от долин
р.Вархалам и ручьев Джекдыкан и Джол до долины р.Гижига 45,км.Ту-
ромчинским прогибом ограничена область распространения мощных
толщ эффузивов верхнего мела. Прогиб находит свое выражение на
карте магнитного поля в виде обширной области слабых положитель-
ных аномалий, в то время как образования нижнего этажа фиксируют-
ся отрицательными значениями дТа (рис. 3).
На западе Туромчинский прогиб ограничен Вархаламоким разломом;
борт прогиба выражен зоной крутого (30-45°) залегания эффузивов
шириной 3-5 км, западнее которой, за пределами прогиба, и восточ-
нее, в его внутренних частях, покровы залегают полого. Восточный
борт изучен слабо, так как большая его часть не входит в пределы
района. Севернее (Терехов, 1963) восточный край эффузивного поля
сопровождается разрывами северо-западного простирания. Юго-во-
сточная часть прогиба ограничена разломом северо-восточного про-
стирания; слои эффузивов падают здесь псд углами 20-30° на севе-
ро-запад. Вдоль западного и в меньшей степени - восточного бор-
тов прогиба расположены цепочки вытянутых интрузивных и субвулка-
нических тел. По-видимому, эта структура представляет собой каль-
дерообразную просадку, заполненную эффузивами, каналы излияний
которых (вероятно, трещинного типа) были приурочены к периферии
611с
б?
Рис. 3 Карта аномального магнитного поля
в графиках а Та
68
прогиба.
В пределах Туромчинского прогиба выделяются Чиральская и Таф-
тындинская краевые впадины. Чиральская впадина
примыкает к западному борту прогиба и имеет асимметричное строе-
ние. У западного ее края, совпадающего с бортом прогиба, покровы
эффузивов наклонены на северо-восток под углами 30-45°, а у во-
сточного края они падают на юго-запад под углами 5-Ю °. Впадина
окаймляется субвулканическими телами и малыми интрузиями, залега-
ние которых подчеркивает форму впадины. В пределах впадины по ма-
гнитным аномалиям (по карте изодинам) выделяется серия широтных,
по-видимому, наиболее прогнутых участков.
Тафтындинская впадина входит в пределы
территории лишь своим западным краем; здесь покровы эффузивных
пород падают на восток и северо-восток под углом около Ю°. Общие
размеры впадины 30-35 км в поперечнике. Вдоль ее западного края
располагается несколько субвулканических тел липаритов. Восточная
часть впадины изучена недостаточно.
Верхний структурный ярус верхнего этажа составляют покровы
базальтов палеогенового возраста, несогласно перекрывающие все
более древние породы. Базальты образуют ряд полей, приуроченных к
широкой опущенной зоне (ступенчатому грабену) северо-восточного
простирания, которая на северо-западе ограничена Доктомычанским
разломом, а на юго-востоке - серией мелких разрывов северо-яосточ»
ного простирания. Образования верхнего яруса залегают горизонталь-
но и практически не подверглись складчатым деформациям. Наблюдаю-
щееся местами наклонное залегание пород обусловлено здесь или
первичным уклоном поверхности, на которую изливались лавы палео-
гена, или связано с образованием приразломных флексур и небольших
-впадин. Приразломный характер, по-видимому, имеет К е н ъ е -
лийская впадина, расположенная в бассейнах ручьев
Глинистый и Кеньели. У северо-западного борта этой впадины, при-
мыкающего к Доктомычанскому разлому, покровы базальтов относитель-
но круто (под углами 20-30°) наклонены на юго-восток. В других
участках они залегают горизонтально или очень полого (5-Ю°) па-
дают к центру впадины. Эта структура выражена на карте магнитного
поля резкой отрицательной аномалией.
611с
69
РАЗРЫВНЫЕ НАРУШЕНИЯ
По времени заложения разрывы делятся на три группы: палеозой-
ские, позднемезоэойокие и мезозойско-кайнозойские.
К палеозойским разрывам относится Гижигинский
разлом глубокого заложения, пересекающий всю территорию в
широтном направлении в ее северной части. Он прослежен на 50 км
от низовьев р.Хайкамнчак др верховьев руч.Лапутик, а за границами
территории протягивается еще на несколько десятков километров.Зо-
на разлома имеет ширину около 100 м и вертикальное падение. Поро-
ды в ее пределах характеризуются повышенной трещиноватостью, ча-
стично раздроблены, с линзами тектонических глин. На отдельных
отрезках разлом сопровождается зонами гидротермально измененных
пород и вмещает дайки кислого и основного состава. Различие мощ-
ностей и фаций пермских и триасовых отложений на крыльях разлома
указывает, что время его заложения не моложе поздней перми (а во-
зможно, относится и к каменноугольному периоду). На протяжении
пермского и триасового периодов южное его крыло опускалось и, су-
дя пс разнице мощностей осадочных толщ, амплитуда смещения соста-
вила первые тысячи метров. В постверхнемеловое время направление
движений по разлому изменилось на обратное, так что эффузивные
покровы северного крыла опущены на 200-300 м. Сопровождающие Ги-
жигинский разлом менее протяженные широтные разрывы заложились,
вероятно, в этот период.
К позднему мезозою, скорее всего к началу раннемеловой зпсхи,
относится появление Вархаламского разлома
глубокого заложения и сопряженных с ним более мелких разрывов се-
веро-западного и широтного простирания. Вархаламский разлом не
прослеживается на поверхности в виде единого шва и относится к
разряду скрытых глубинных разломов. Он ограничивает юго-западный
борт Туромчинского прогиба, выраженный резкой флексурой север -
северо-западного простирания в меловых эффузивах. Разлом подчер-
кивается рядом субвулканических и интрузивных тел и мелких разры-
вов, вытянутых в том же направлении. Судя по характеру флексуры,
северо-восточное крыло разлоьв опущено на несколько сотен метров.
Вархаламский разлом прослеживается на расстояние около 70 км в
север - северо-западном направлении вдоль долин р.Вархалам и руч.
Джекдыкан и Джол. Вблизи зоны разлома отмечен ряд участков гидро-
6Цо
70
термально измененных пород и рудопроявлений. Заложение Бархаламс-
кого разлома, по-видимому, совпадает по времени с началом эффузив-
ной деятельности, то есть с раннемеловой эпохой. К этой же группе
относятся и другие разрывы северо-западного и широтного простира-
ния. Они вмещают интрузивные тела и дайки и иногда сопровождаются
гидротермальными проявлениями.
К мезозойско-кайнозойским относятся разрывы северо-восточного
простирания, проявлявшие себя от крнца позднемеловой эпохи до
четвертичного периода. Возможно, в эту группу включены разрывы
иного возраста, но данных для их разделения недостаточно. Наибо-
лее крупный Доктомычанский разлом пересе-
кает пс диагонали всю территорию от правобережья р.Бол.Гарманда
до низовьев р.Хайкамычак. Он хорошо прослеживается на аэрофото-
снимках и на местности по уступам в рельефе и по узким депрессиям,
пересекающим водоразделы. Разлом прослеживается в пределах района
на 65 км и установлен на большом протяжении юго-западнее на смеж-
ной территории. Исв разлома наблюдался в бортах долин рр.Туромча
и Хагонымнан. Это вертикальная зона дробления и минерализации
мощностью 20-200 м о пластинами тектонической глины. Наличие го-
ризонтальных и полого наклонных штрихов и борозд скольжения в бо-
ковых породах позволяет предположить наличие и горизонтальных
(сдаиговых)перемещений пс Доктомычанскому разлому, амплитуда кото-
рых примерно 1,5-2 км. Юго-восточное крыло опущено не-менее чем
на 0,5-0,? км. Вдоль разлома размещены небольшие тела позднеме-
лсвых и палеогеновых интрузивных пород среднего и основного соста-
ва. Очевидно, Доктомычанский разлом можно отнести к долгоживущим,
сохранявшим активность на протяжении всей кайнозойской эры.
Прочие разрывы северо-восточного простирания контролируют раз-
мещение палеогеновых образований и разделяют участки с различным
рельефом. Наиболее характерным из них является Предгор-
ный разлом, ограничивающий с северо-запада Гижигинскую
равнину. К югс-востоку от разлома в пределах опущенного крыла на-
ходится Хайчанская впадина, выполненная чет-
вертичными отложениями; очевидно, этот разлом играл большую роль
в формировании современного рельефа. Контуры Хайчанской впадины
на тектонической схеме определялись по карте изодинам.
Разрывные структуры определяют размещение гидротермальных об-
разований и рудных проявлений. Большая их часть сосредоточена в
пределах двух рудных зон северо-западного простирания, одна из ко-
торых (Бархаламская) приурочена к разлому, а другая (Туромчинская)
к пологому валу, находящемуся в центре Туромчинского прогиба и
6Пс
71
разделяющему краевые впадина. В пределах рудных зон главные руд-
ные поля локализуются в местах пересечения этих двух структур
разрывами северо-восточного простирания.
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
Историю геологического развития территории можно проследить с
пермского периода. Анализ фаций и мощностей пермских и триасовых
отложений рассматриваемого района и прилегающей с севера террито-
рии (Терехов, 1966; Васецкий, 1965; Шпетный, 1966 ф) показывает,
что на протяжении пермского и триасового периодов происходило раз-
личное по интенсивности опускание Смоленского массива и Гижигинс-
ксго геосинклинального прогиба*, разделенных широтной ступенью.На
Приомолонском шельфе в зтот промежуток времени накапливались кар-
бонатно-терригенные осадки умеренной мощности, а а пределах Гижи-
гинского прогиба - терригенные осадки в несколько раз большей
мощности. Дифференциация этих структур, вероятно, началась еще в
каменноугольный период, и более или менее равномерное прогибание,
сопровождавшееся осадконакоплением, продолжалось до начала юрско-
го периода, когда произошла частичная инверсия и распадение гео-
синклинальных прогибов на отдельные впадины. В последних продол-
жалось накопление обломочных терригенных осадков. На рубеже юр-
ского и мелового периодов произошло замыкание геосинклинали,
складкообразование и общее поднятие.
В раннемеловую эпоху отмечается активизация тектонических
движений вдоль крупных разломов северо-западного и, возможно, се-
веро-восточного простирания, продолжавшихся и в позднемэловое
время. Они сопровождались излияниями эффузивов кислого и среднего
состава. С вулканической деятельностью этого времени связано об-
разование Туромчинского прогиба. Конец позднемеловой эпохи харак-
теризуется затуханием вулканической деятельности и внедрением
гранитоидных интрузий. Магматическим процессам сопутствовала ин-
тенсивная гидротермальная деятельность.
а начале палеогена тектонические движения затухают, происходит
* Гижигинская зона именуется "геосинклинальной", хотя реально
она отличается от типичного геосинклинального прогиба несколь-
ко меньшей мощностью отложений и малой напряженностью складча-
тости, на которую, вероятно, оказывала существенное влияние
близость фундамента (примечание автора).
6Пс
72
денудация сформировавшихся ранее вулканических гор. Однако уже к
первой половине палеогенового периода относится новая активизация
движений по северо-восточным разломам и излияния значительных
масс базальтовой лавы. Затем вновь наступает эпоха относительного
покоя, к концу которой в результате эрозионно-денудационных про-
цессов с преобладанием последних (денудации) образовалась пене-
пленизированная поверхность. Последующая стадия тектонической ак-
тивизации наступи,® в конце неогена - начале четвертичного перио-
да, когда в результате глыбовых даижений и эрозионного расчлене-
ния произошло формирование основных элементов современного макро-
рельефа.
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
Рельеф территории образовался путем эрозионного и экзарацион-
ного расчленения относительно выровненной поверхности, существо-
вавшей здесь в дочетвертичное время. Возраст поверхности выравни-
вания большинством исследователей считается палеогеновым (Валпе-
тер, Карташов, 1964). Реликты древней поверхности выравнивания
представлены плоскими аструктурными площадками, широко распрост-
раненными на водоразделах; высота их ступенчато увеличивается в
северо-западном направлении. Отдельные блоки, занимающие низкое
гипсометрическое положение, представляют собой равнины и являются
участками развития аккумулятивных форм рельефа. Помимо деструк-
тивного рельефа, характерного для горной части района, и аккуму-
лятивного (равнины),повсеместно распространены смешанные деструк-
тивно-аккумулятивные формы рельефа, приуроченные к современным
речным долинам.
бПс

ДЕСТРУКТИВНЫЙ РЕЛЬЕФ
Выделяется две категории деструктивного рельефа: среднегор-
ный и низкогорный. Расчлененное среднегорье занимает около 20%
площади района. Он характерен для северо-западной части, где рас-
положены гряда Корбэнджа и Доктомычанский хребет. Моделировка
рельефа я основном определяется ледниковыми процессами. Водораз-
дельные гребни узкие, зубчатые, часто о глубокими поперечными
трещинами и башнеобразными скалистыми останцами. Долины обычно
имеют вид трогов и в верхних частях заканчиваются цирками и кара-
ми, которые на северных склонах имеют хорошую сохранность, а на
южных обычно разрушены и превращены в водосборные воронки. Отме-
чается два уровня цирков: нижний, на абсолютной высоте около
бои м, и верхний, на высоте порядка 1200 м. На северных склонах
гряды Корбэнджа встречаются двухэтажные, вложенные один в другой
и срезающие друг друга, цирки.
Для средневысотных гор характерен асимметричный поперечный
профиль с крутыми осыпными, иногда ступенчатыми скалистыми скло-
нами северной экспозиции и более пологими южными склонами, н ни-
зовьях руч. Джол в вершинных частях гор наблюдаются пологие гори-
зонтальные площадки, представляющие собой, по-видимому, реликты
палеогеновой поверхности выравнивания. Характерно отсутствие
связи морфологии среднегорья с литологией коренных пород, что
обусловлено его сравнительной молодостью.
Низкогорный рельеф свойствен 60% территории; он развит в бас-
сейнах рр.Бол.Гарманда, ыархалам и Туромча. В пределах Гижигин-
ской равнины, в бассейнах рр.Чотлава и Хулынджа, наблюдаются ост-
ровные низкогсрные группы и короткие горные гряды. Абсолютные от-
метки вершин низксгорья не превышают 700-650 м, относительные
превышения - 300-500 м. В бассейнах рр.Хивэгчан и Вархалам к
вершинным частям отдельных гор и водоразделов приурочены реликты
поверхности выравнивания, имеющие вид горизонтальных или слабо
выпуклых площадок шириной до 1,5 км и длиной до 8 км. На поверх-
ности их встречаются эрратические валуны, а на левобережье р. Ту-
ромча на этих площадках залегают морены эпохи зырянского оледене-
ния. Склоны низких гор большей частью имеют крутизну 6-17°, пло-
ский, вогнутый или ступенчатый поперечный профиль. Обширные пло-
щади низкогорья развиты главным образом на верхнемеловых и палео-
611 с
7*
геновых эффузивах. На правобережье р.Вархалам, где обнажаются ин-
трузивные и ороговикованные осадочные породы, низкие горы имеют
более крутые (до 25-30°) склоны, узкие сглаженные водораздельные
гребни и пирамидальные вершины.
ДЕСТРУНТИВНО-АННУМУЛЯТИВНЫЙ РЕЛЬЕФ
Сюда относятся поймы и комплекс речных террас. Количество
уровней террас в наиболее разработанных долинах достигает четырех.
Пойменная терраса присутствует во всех долинах. В долинах рр.Бол.
Гарманда и Гижига ее высота 2-2,5 м, в долинах рр.Вархалам.Туром-
ча, Хивэгчан 1-1,5 м, а в долинах более мелких водотоков - не
превышает 0,7 м.
Первая надпойменная терраса выработана в современных отложе-
ниях. Высота ее в долинах крупных рек, таких как Гижига, Бол.Гар-
манда и Вархалам, 3-4 м, а в долинах притоков - не превышает 2 м.
Во многих случаях эта терраса сильно эродирована, представлена
незначительными реликтами и чаете с трудом отличается от поймен-
ной террасы.
Уровень и морфология второй и третьей надпойменных террас ме-
няются в долинах различных рек. Вторая терраса повсеместно сложе-
на аллювием эпохи последнего (сартанского) оледенения; возраст ее,
очевидно, одинаков с возрастом отложений. В строении третьей тер-
расы принимают участие ореднечетвертичные ледниковые отложения,
аллювиальные отложения эпохи предпоследнего межледниковья и иног-
да зырянские ледниковые отложения. Вероятно, она образовалась в
конце казанцевокой - начале зырянской эпох» По высоте и морфоло-
гии этих террас выделяются три участка, соответствующие бассейнам
трех рек: Бол.Гарманда, Вархалам и Гижига. В бассейне р.Бол.Гар-
манда реликты второй надпойменной террасы прослеживаются от устья
руч.Аулакагычан, где высота террасы не превышает 5 м, до южной
границ» территории, где она составляет 4,5-5,2 м. Третья надпой-
менная терраса высотой 15-25 м отвечается на обоих берегах р.Бол.
Гарманда в приустьевых частях ручьев Страх и Аулакагычан. Она вы-
работана в аллювиальных отложениях эпохи казанцевского межледни-
ковья, пербкрытых ледниковыми отложениями предположительно зырян-
ской эпохи.
В бассейне р.Вархалам вторая надпойменная терраса сохранилась
лишь в виде реликтов в устьевых частях боковых притоков на отрез-
611с
75
не между устьем руч.Джекдыкан и северной границей Гижигинской
равнины. Высота ее меняется от 5 м на левом берегу до 9 м - на
правом. Третья надпойменная терраса широко развита в верховьях р.
Вархалам и в ее верхних притоках. Она имеет высоту от 6 м в вер-
шинах долин др 15 м в их низовьях. Южнее устья руч.Джекдыкан со-
хранились лишь незначительные реликты этой террасы на левобережье
р.Вархалам. Здесь ее высота 15-17 м.
На участке от устья руч.Джекдыкан до северной границы Гижигин-
ской равнины, где развиты лишь реликты террас второго и третьего
уровня, срезанные поймой р.Вархалам вровень с коренными бортами,
сохранились многочисленные отмершие русла, протоки и старицв р.
Вархалам и руч.Адыгая, свидетельствующие о длительном блуждании
их русел. Очевидно, на этом участке в конце позднечетвертичного
времени река длительно находилась в состоянии равновесия ив ее
долине преобладала боковая эрозия.
в долине р.Гижига вторая и третья надпойменные террасы имеют
высоту соответственно 7 и 15-17 м. Вторая терраса аллювиальная, а
терраса третьего уровня сформирована ледниковыми и флювиогляци-
альными отложениями зырянской эпохи. Высота второй и третьей тер-
рас правых притоков р.Гижига (рр.Хайкамычак, Туромча, Хагонымнан,
Хивэгчан) соответственно 3-5 м и 6-Ю м. Вторая терраса аллюви-
альная, третья терраса местами цокольная, а местами выработана в
ледниковых отложениях.
АККУМУЛЯТИВНЫЙ РЕЛЬЕФ
Рельеф моренных и флювиогляциальных образований занимает наи-
более значительную площадь в пределах Гижигинской равнины. Выде-
ляется три группы морен, различающихся по морфологии и по возра-
сту. Морены среднечетвертичного возраста наблюдаются на Гижигин-
ской равнине и на небольших участках долин в верховьях рр.Варха-
лам, Хивэгчан, Туромча и Мал.Туромча. Эти морены наиболее удалены
от области ледниковых цирков, занимают низкое гипсометрическое
положение и характеризуются очень плохой сохранностью. Конечные
морены слабо намечаются по цепочкам пологих холмов высотой до
50 м и дугообразному расположению озер и ручьев; только на лево-
бережье р.Хулынджа наблюдается бугристо-западинный рельеф основ-
ной морены этого возраста довольно хорошей сохранности.
Морены эпохи предпоследнего (зырянского) оледенения сохрани-
611с
76
лись значительно лучше. В долинах рр.Гижига, Туромча, руч. Инач
на окраинах ледниковых образований этого возраста прослеживаются
четкие конечноморенные валы. Они расположены значительно ближе к
области питания, хорошо увязываются с троговыми долинами и распо-
ложены гипсометрически выше среднечетвертичных морен. В ряде слу-
чаев можно установить "затекание" основных ледников в мелкие
боковые притоки, в долинах которых дуги конечноморенных валов об-
ращены выпуклостью вверх по долинам.
Морены эпохи последнего (сартанского) оледенения отличаются
идеальней сохранностью и расположением вблизи от области леднико-
вых цирков. Конечноморенные валы имеют трапециевидное поперечное
сечение и достигают высоты 2D м. Ширина моренных языков 5-6 км. В
наиболее хорошо сохранившемся ледниковом комплексе верховьев р.
Туромча насчитывается II конечноморенных валов, которые можно
разбить на две группы: I) морены ледников, выходивших в широкие
долины, где они, растекаясь, занимали значительную площадь и име-
ли булавовидную форму; 2) морены небольших ледниковых языков, не
выходивших за пределы узких троговых долин. Вероятно, сартанское
оледенение протекало в две стадии. В первую стадию образовались
булавовидные ледники, которые овязаны с цирками, расположенными
на высоте 800 м. Во вторую стадию, которая, возможно, закончилась
лишь в современную эпоху, образовались долинные ледники.Этой ста-
дии, по-видимому, соответствуют цирки, находящиеся на высоте
1200 м над уровнем моря.
Аккумулятивный рельеф флювиогляциальных образований широко
распространен в пределах Гижигинокой равнины, южнее среднечетвер-
тичных морен. Этот участок представляет собой выровненную поверх-
ность, слабо наклоненную в сторону моря и лежащую на высоте 15-
50 м над дном современных долин.
Историю развития рельефа можно проследить с палеогенового пе-
риода. К началу палеогена, до излияния базальтовых лав, на рас-
сматриваемой территории, по-видимому, существовала частично пене-
пленизированная поверхность. В палеогеновое время она были раз-
бита на блоки разломами северо-восточного простирания, по которым
произошло излияние базальтовых лав, заполнивших обширные понижен-
ные участки в юго-восточной части территории. В результате обра-
зовалась полигенетическая поверхность, представлявшая собой вул-
каническое плато о отдельными островными горами. Это плато под-
вергалось разрушению и выравниванию до конца неогена, а затем в
предчетвертичное время произошло неравномерное блоковое поднятие
территории и началось ее интенсивное эрозионное расчленение.
611с
77
В это время сформировались основные горные группы и заложились
крупнейшие речные долины. В дальнейшем развитие рельефа шло путем
моделировки, обновления гор и частичной перестройки речной сети в
условиях дифференциальных блоковых подвижек, происходивших на фо-
не общего поднятия.
Блок, соответствующий Гижигинской впадине, с раннечетвертич-
ной эпохи развивался в условиях почти полной стабилизации: ампли-
туда подн'ятия здесь не превышала величины вреза речных долин в
поверхность равнины, составив 50-70 м. Низкогорный блок приподнят
относительно Гижигинской равнины на 200-400 м. Наибольшее подня-
тие испытал участок, ограниченный с севера Гижигинским и с юго-
запада Доктомычанским разломами. Амплитуда поднятия за четвертич-
ное время составила 700-1000 м; возможно, оно не окончилось и
продолжается в настоящее время. Холмисто-грядовый участок вер-
ховьев р.Гижига представляет собой, по-видимому, грабен, опущен-
ный относительно окружающей территории на 300-400 м в средне-поз-
днечетвертичную эпоху. Одновременно с поднятием рельефа в периоды
похолодания образовались ледники. Во время максимального средне-
четвертичного оледенения, когда рельеф еще был слабо расчленен,
ледники имели полупокровный характер и положение снеговой линии
было наиболее низким. На протяжении позднечетвертичной эпохи про-
исходило скачкообразное повышение уровня снеговой линии и посте-
пенное сокращение оледенения.
Учитывая молодость рельефа, ледниковый характер (троги) до-
лин среднегорья,россыпные месторождения в пределах его маловеро-
ятны. Среди низкогорья перспективными являются участки долин,на-
ходящиеся в состоянии длительного покоя. Это в первую очередь от-
резок долины р.Вархалам ниже устья руч. Джек дыкан, где в аллювии
отмечается повышенная концентрация тяжелых минералов. Перспектик-
ны участки повышенной мощности четвертичных отложений в районе
Гижигинской равнины и в верховьях р.Гижига, где под плащом сред-
нечетвертичных :: зырянских ледниковых отложений можно предпола-
гать впадины с погребенным аллювием. Сюда относятся долина р.Ги-
жига и Хайчанская впадина.
611с
78
ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ
Из металлических полезных ископаемых выявлены коренные прояв-
ления золота, полиметаллических руд, молибдена, вольфрама, висму-
та, цинка, серебра и россыпные - золота, олова, ртути. Из неме-
таллических полезных ископаемых - проявления серы, алунита. По
имеющимся данным,перспективны в промышленном отношении проявления
зелота и серы.
Коренные проявления металлических полезных ископаемых обнару-
живают тесную пространственную связь с позднемеловыми интрузивны-
ми и субвулканическими образованиями и в большинстве своем конт-
ролируются тектоническими нарушениями. Большая часть металличес-
ких проявлений концентрируется в пределах даух рудных зон северо-
западного - меридионального простирания: Вархаламской и Туромчин-
ской. Вархаламская рудная зона, приуроченная к одноименному глу-
бинному разлому, прослеживается на 60 км и имеет ширину около
Ю км; Туромчинская-приурочена к центральной части Туромчинского
прогиба. Она имеет ширину 12-15 км и прослеживается в пределах
территории на 30-40 км. В этих рудных зонах находится большая
часть проявлений золота, полиметаллических руд олова; проявления
серы связываются преимущественна, с Туромчинской рудной зоной.Мо-
либденовые и оловянные проявления обнаруживают связь с гранитными
интрузиями, ртутные россыпные проявления - с разрывами северо-во-
сточного простирания.
МЕТАЛЛИЧЕСКИЕ ИСКОПАЕМЫЕ
ПОЛИМЕТАЛЛИЧЕСКИЕ РУДЫ
Известно одно проявление полиметаллических руд в верховьях
руч. Пологого, правого притока р.Хагонымнан (Ю). Здесь находится
зона окварцевания и каолинизации верхнемеловых эффузивоз, приуро-
6Пс
79
ченная к широтному разрыву В пределах зоны отмечено большое ко-
личество кварцевых жил широтного простирания мощностью др I м с
убогой вкрапленностью пирита, галенита и сфалерита. По данным
спектрального анализа штуфных проб, в жилах и в измененных поро-
дах установлены: свинец - до 0.02%, цинк - до 0,003%, серебро
до 10 г/т. Зона сопровождается вторичными ореолами рассеяния цин-
ка с содержаниями до 0,01% и серебра до 50 г/т (по данным спект-
рального анализа металлометрических проб). Площадь ореолов дости-
гает 0,06 км^.
ОЛОВЯННО-ПОЛИМЕТАЛЛИЧЕСКИЕ РУДЫ
Единственное проявление оловянно-пслиметаллическсй минерали-
зации расположено в верховьях руч.Лапутик на его левобережье (2).
Здесь обнажается простирающаяся в северо-западном направлении
дайка сильно окварцованных и серицитизированных фельзит-псрфиров
с вкрапленностью пирита. Спектральный анализ штуфной пробы пока-
зал содержание олова 0,05% и свинца - 0,03%.
ЗОЛОТО
Коренные проявления золота группируются главным образом на
двух участках: в бассейне р.Вархалам.ниже устья руч.Джекдыкан
(Вархаламское рудное полежи на левобережье р.Хагонымнан (Туром-
чинское поле). Отдельные проявления встречаются и за пределами
этих участков. Проявления Туромчинского рудного поля - типичные
представители эпитермальной золото-серебряной формации, связанной
с вторичными кварцитами. Остальные проявления, по-видимому, сле-
дует относить к мезотерьальннм.
Туромчинское рудное поле расположено в центральной части од-
ноименной рудной зоны. Оно включает потенциально промышленные ру-
допроявления золота, а также проявления молибдена и серы. Наибо-
лее интересны рудопроявления золота участка Дальний, находящего-
ся на левобережье руч.Старт. На участке Дальний игнимбриты кисло-
го состава вархаламской толщи по разрыву северо-восточного про-
стирания контактируют с андезитами туромчинской толщи. К зоне
разлома приурочено небольшое тело позднемеловых липаритов и дайки
палеогеновых базальтов.
Все породы, исключая базальты, подверглись интенсивному гид-
6Пс
80
ротермальному изменению низкотемпературного типа вплоть до обра-
зования вторичных кварцитов.
В поле гидротермально измененных пород общей площадью около
6 км^ преобладают пропилитизированные породы. В центральной части
выделяется штокообразнсе тело вторичных кварцитов площадью около
2 км^ концентрического зонального строения. Внутренняя часть тела
сложена монокварцитами, которые к периферии последовательно сме-
няются кверц-каслинит-алунитозыми, гидрослюдисто-кварцевыми и
гидрослюдистыми породами. Золотое оруденение связано с кварцевыми
и кварц-адуляровыми жилами, залегающими среди пропилитизированных
эффузивных пород или гидрсслюдисто-кварцевых и гидрослюдистых
вторичных кварцитов. Рудные тела образуют три разобщенные группы.
Южная группа (22) включает жилы К 1,3,5, залегающие в пропи-
литизированных андезитах, и зону № I. Наибольший практический ин-
терес представляет жила Л I. Она прослежена по развалам на 600 м
и вскрыта канавами на чОО-метровом отрезке. Простирание жилы 340-
355°, падение вертикальное, максимальная мощность 13 м, средняя
мощность около 8 м. Главные жильные минералы - кварц (60-70%),аду-
ляр (30-35%) и халцедон (до 5%); вторичные минералы - гидрослюда,
серицит, хлорит, карбонат, апатит; рудные минералы - золото, пи-
рит, арсенопирит, галенит, сфалерит, гематит, гидроокислы марган-
ца и железа. Содержание золота,по данным пробирного анализа, до-
стигает в штуфных пробах KI г/т, в бороздовых пробах - 45,2 г/т,
серебра соответственно 1776,0 и 424,2 г/т. Среднее содержание зо-
лота на вскрытом канавами участке по данным бороздового опробова-
ния 6,11 г/т, серебра - 199 г/т. На флангах этого участка в жиле
выделяется два 40-метровых интервала мощностью 1,5 и 3 м, содер-
жание золота в которых увеличивается до 20 г/т, а серебра - др
650 г/т.
Кила й 3 расположена в 200 м юго-западнее жилы й I. Она про-
слежена по развалам на 200 м и вскрыта одной канавой. По-видимощу,
эта жила является сложным ветвящимся телом, так как канава вскры-
ла две жилы мощностью 1,5 и 2,5 м на расстоянии около I м друг от
друга и три жилы мощностью 0,2-0,5 м на Ю-метровом интервале.
Простирание жилы ЗОО-ЗЕ0, падение вертикальное. Минеральный со-
став аналогичен жиле К I. Содержание золота,по данным пробирного
анализа штуфных проб,достигает 16,4 г/т, серебра - 557,2 г/т, в
бороздовых пробах (на мощность 4 м) соответственно 3 г/т и 30 г/т.
Кила й 5 находится в КО-150 м южнее жилы № 3; она прослежена
пс развалам на 193 м, имеет простирание 30-35° и предположительно
крутое падение, вероятная мощность 2-3 м. Состав существенно
611с
81
кварцевый, максимальное содержание золота по данным спектрального
анализа штуфных проб 0,3 г/т, серебра - до Е г/т, свинца - др
0,2%. Зона № I - это полоса гидрослюдисто-кварцевых и гидрослюди-
отнх пород среди пропилитизированных андезитов, в пределах кото-
рой в развалах встречаются многочисленные обломки жильного квар-
ца. Она расположена западнее жилы й I, имеет ширину до 300 м и
прослеживается в широтном направлении на несколько сотен метров.
По данным спектрального анализа штуфных проб,содержание золота в
жильном кварце достигает 30 г/т. В северо-восточной части зоны,
судя по обилию обломков кварца, можно предполагать наличие квар-
цевой жилы, подобной по размерам и составу жиле № 3.
Северо-восточная группа тел (21) включает жиду М 4 и зону № 2,
расположенные в 1,5 км к северо-востоку от южной группы. Жила й 4
прослежена по развалам на 600 м по азимуту 270-290°, вскрыта од-
ной канавой, имеет мощность 11,3 м и вертикальное падение. В суб-
широтной полосе гидрослюдисто-кварцевых и гидрослюдистых кварци-
тов (зона № 2) выявлено по развалам не менее трех кварцевых жил
того же простирания, мощностью предположительно до 6 м. Содержа-
ние золота по данным пробирного анализа штуфных проб 0,6 г/т, се-
ребра - 114,6 г/т, в бороздовых пробах содержание золота - до
1,5 г/т, серебра - до 57,4 г/т. В целом жилы по структурно-минера-
логическим особенностям сопоставимы с жилами й I и 3.
Северо-западная группа жил (19) находится в 1,5 км от южной
группы и включает кварцевую жилу К 2 и ряд мелких жил, установ-
ленных в делювии. Кила Jf 2 прослежена по развалам на 860 м, вскры-
та двумя канавами, где ее мощность равна 2 и 8 м. Простирание жи-
лы 45-50°, падение вертикальное. Содержание золота,пс данным про-
бирного анализа штуфных и бороздовых проб,убогое 0,3-0,6 г/т; се-
ребра - 6,5-310,2 г/т.
Вокруг участка Дальний известно еще 5 проявлений зелота. Одно
из них - участок Озерный (15) - разведывалось поверхностными гор-
ными выработками. Здесь вскрыта серия линзообразных тел моноквар-
цитов северо-восточного и северо-западного простирания протяжен-
ностью 120-330 м, мощностью 15-25 м, залегающих в кварц-каслинит-
адунитоаых кварцитах с вкрапленностью зуниита и самородной серы.
Содержание золота в монокварцитах,по данным пробирного анализа
бороздовых проб,не превышает 0,8 г/т, серебра - 8 г/т. В алунитах
зтого проявления при микроскопических исследованиях наблюдалась
вкрапленность самородного золота; содержание его в алунитовых по-
родах,по данным спектрального анализа штуфных проб,не превышает
сотых долей г/т. Остальные проявления (3,9,17,18,23) изучены сла-
611с
8
ми мианок и криноидей.........................................50
2.	Известняки белые перекристаллизованные мелкозернистые не-
яснополосчатые тонкоплитчатые.................................20
3.	Известняки зеленые мелкозернистые песчано-глинистые (хло-
рит -гидрослюдистые). .  .....................................20
4.	Известняки темно-серые мелкозернистые глинистые. ... 60
5.	Переслаивающиеся темно-серые известковистые алевролиты,пе-
счаники, аргиллиты и пахучие глинистые известняки.............90
6.	Известняки органогенно-детритовые зеленовато-черные нерав-
номерно-зернистые о прослоями темно-серых известковистых алевро-
литов мощностью до 20 см....................................  20
7.	Известковистые алевролиты темно-серые, с прослоями мелко-
зернистых серых известковистых песчаников и темно-серых глинистых
пахучих известняков мощностью до 10 м.........................60
8.	Известняки черные мелкозернистые глинистые пахучие . . 80
Мощность разреза 400 м.
По заключению Ю.И.Оноприенко. органические остатки, встречен-
ные в основании толщи, указывают на визейский возраст слоев. Эта
толща по литологическому составу и характеру переслаивания сопо-
ставила о аханджинской толщей (Терехов, 1966), в составе которой
в 5-10 км севернее описанного участка также известны остатки ви-
зейской фауны.
ПЕРМСНАЯ СИСТЕМА
НИШ НИЙ ОТДЕЛ (Pt)
Нижнепермские отложения установлены на левобережье р.Бол.Гар-
манда (Политоп и др., 1965 ф; 1966 ф). Здесь по делхшиально-элю-
виальным свалам задокументирован следующий разрез:
I.	Глинистые сланцы черные тонколистоватые с пачками, содер-
жащими прослойки мелкозернистых полимиктовых песчаников мощно-
стью 1-3 мм......................................   250-300
2.	Песчаники мелкозернистые полимиктовые серые с глинистым
цементом, иногда известковистые, в верхах пачки - с подчиненными
слоями черных песчано-глинистых сланцев мощностью 20-30 м. В пес-
чаниках в нижней половине пачки собраны остатки ископаемэй фауны:
Anidanthus sp. indet., Attenuatella omolonensis Zav., Atlyrris
sp. indet., Allorisiua sp. indet., Pleurotqmaria sp 250-300
6IIc
9
3.	Глинистые сланцы черные тонколистоватые с остатками сьо-
netes sp. indet., Productacea gen. indet., Spiriferina sp. indet.,
Neospirifer sp. indet. ...................................... 200
4.	Песчаники мелкозернистые зеленовато-серые полимиктовые с
глинистым цементом, с обильными остатками фауны: Fenesteiia sp.
indet., Chonetes sp. indet., Verchojania omolonensis Zav., Sep-
t©camera (?) sp. indet., Camarophoria sp. indet., Neospirifer
nitiensis (Dien.), Athyris sp. indet., Crinoidea sp. indet. 400
Мощность разреза 1100-1200 м.
По заключению В.М.Заводрвского, собранный комплекс ископаемой
фауны характерен для ирбычанского горизонта нижней перми. На ле-
вобережье р.Чотлава к нижнему отделу пермокой системы условно от-
несена пачка мелкозернистых серых полимиктовых песчаников види-
мой мощностью 300-400 м. Взаимоотношения нижнепермских отложений
с нижележащими образованиями не наблюдались.
ВЕРХНИЙ ОТДЕЛ (Р2)
Верхнепермские отложения распространены значительно шире ниж-
непермских. На большей части территории они представлены терриген-
ными осадками и только на небольшом участке левобережья р.Гижига
к этому возрасту отнесена терригенно-карбонатная толща. Терриген-
ные породы до недавнего времени относились к неразделенным триа-
сово-юрским (Колтовской, 1939 ф; Абдрахимов, 1955 ф) или к нижне-
среднеюрским (Снятков, 1963) отложениям; позже в зтих породах бы-
ли собраны остатки пермских пелеципод, гастропод и брахиопсд (По-
литов и др., 1965 ф; 1966 ф).
Разрез нижней и средней частей верхнепермских стложений изу-
чен в междуречье Аулакагычан-Хулакагычан; здесь непосредственно
на нижнепермских отложениях согласно залегают:
I.	Сланцы песчано-глинистые темно-серые тонкоплитчатые с ос-
татками Brachiopoda gen. indet., Kolymia sp. indet., Gsstropo -
da gen. indet.........................................    400-500
2.	Песчаники полимиктовые неравномерно-зернистые черные с
глинисто-серицитовым цементом и единичной галькой липаритов, ан-
дезитов, глинистых сланцев................................ТОО-133
3.	Сланцы песчано-глинистые темно-серые плитчатые, местами не-
яснослоистые. В нижней части пачки прослои мощностью до 10 см со-
держат обломки призматического слоя и раковин Kolymia sp. in -
det	 500-600
6IIc
82
бо. Они представляют собой, по-видимому, крутопадающие кварцевые
жилы северо-западного и северо-восточного простирания мощностью
от 0,1 до нескольких метров. Содержание золота,по данным пробир-
ного анализа штуфных проб,не превышает 2-3 г/т, содержание сереб-
ра достигает 561,7 г/т (23). Лишь в одном случае, на левобережье
р.Хагонымнан (17), содержание золота в кварцевой жиле,по данным
пробирного - анализа штуфной пробы ,45 г/т (Пулькина, Пантелеев,
1949 ф). ЦО более поздним данным (Демьянов, 1964 ф) содержание
золота, по результатам пробирного анализа бороздовых проб, не
превышает 1-2 г/т.
Вархаламское рудное поле приурочено к пересечению Вархалам-
ского глубинного разлома серией разрывов северо-восточного и ши-
ротного простирания. Рудные тела залегают в слабо измененных иг-
нимбритах вархаламской толщи, фельзитах и липаритах хайчанской
толщи, и в одном случае - в субвулканическом теле андезитов. В
пределах рудного поля выделяется два участка: Адыгея и Правобе-
режный. Участок Адыгая расположен на левобережье одноименного
ручья. Килы здесь концентрируются в двух группах: северной и юж-
ной.
Северная группа (29) включает 17 кварцевых и арсенопирит-квар-
цевых жил северо-западного направления, прослеженных в развалах
по простиранию на 590-700 м; предполагаемая мощность жил до 1,5 м.
Содержание золота,по данным пробирного .анализа штуфных проб, ко-
леблется от долей до 2,6 г/т, серебра - до 170,6 г/т. Отдельные
пробы содержат до 0,0008% ртути. Жилы сопровождаются вторичными
ореолами рассеяния площадью 0,2-0,3 км2 с концентрацией свинца
0,005-0,03%, цинка 0,01-0,05%, меди 0,003-0,005%, мышьяка 0,01-
0,2%, серебра J-I0 г/т.
Южная группа жил (30) расположена в 2,8 км юго-восточнее се-
верной. Она включает 5-6 кварцевых и арсенопирит-кварцевых жил
северо-западного и северо-восточного простирания протяженностью
до 150 м, мощностью 0,5-0,7 м, с содержанием золота,по данным про-
бирного анализа,до 0,2 г/т, серебра - до 2,4 г/т, сопровождаемых
вторичными ореолами рассеяния, аналогичными ореолам северной
группы.
Участок Правобережный (27) находится на правом берегу р.Вар-
халам ниже устья руч.Джекдыкан. Здесь по развалам прослежено 16
жил северо-западного, реже северо-восточного простирания протя-
женностью до 400 м. Четыре жилы вскрыты канавами; они падают под
углом 45-85° к северо-востоку и имеют мощность 0,1-0,65 м. Кили
состоят из гребенчатого кварца, часто с карбонатом и хлоритом и
6Пс
83
содержат крупную вкрапленность галенита, сфалерита, магнетита и
гипергенных минералов меди. Содержание золота,по данным пробирно-
го анализа штуфных проб,колеблется от долей др 16,8 г/т, се-
ребра - до 119,6 г/т. Содержание свинца (спектральный анализ) 1%,
меди - 1%, цинка -0,3%. Жилы сопровождаются вторичными ореолами
рассеяния свинца, цинка, серебра, меди и мышьяка примерно таких
же размеров и концентраций, что и на участке Адыгая.
Остальные проявления золота, установленные в пределах Варха-
ламской рудной зоны (7,8,26,31), связаны с участками и зонами ок-
варцованных и пиритизированных пород, иногда достигающими значи-
тельных размеров. Эти зоны изучены слабо и освещены единичными
штуфными пробами. По данным спектрального и пробирного анализов,
содержание золота в гидротермально измененных породах и жилах
О,1-0,6 г/т, серебра - 2,4-7,2 г/т.
Промышленные россыпные месторождения на территории неизвестны,
установлена лишь незначительная золотоносность аллювия большин-
ства водотоков. По максимальной концентрации золотосодержащих
проб выделяется 5 среолов рассеяния золота. Самый, крупный ореол
находится в бассе,йне р.Туромча (4). Он имеет площадь 340 км2 и
охватывает бассейны рр.Туромча, Хивэгчан, Хагонымнан, Хайкамычак,
верховья Мал.Туромча. В пределах ореола расположены золоторудные
проявления Туромчинской рудной зоны. Из 1000 шлиховых проб, отоб-
ранных главным образом из современного аллювия, в 120 отмечено
золото в виде единичных зерен и в отдельных пробах - шеелит и са-
мородное серебро. Ореол рассеяния долины р.Гижига (5) имеет пло-
щадь в пределах района 20 км2. Здесь отобрано 40 шлиховых проб,из
которых 13 содержат золото. Пробы, взятые в современном русловом
и пойменном аллювии, имеют убогое содержание, а в одной пробе из
трехметровой надпойменной террасы содержание золота 0,5 г/м3.
Ореол бассейна р.Вархалам (25) площадью около 210 км2 содер-
жит золоторудные проявления Вархаламского рудного поля. Из 600
отобранных шлиховых проб в 92 обнаружено знаковое содержание зо-
лота. в единичных пробах - касситерит и шеелит. Подавляющее боль-
шинство этих проб взято из руслового аллювия, в единичных случаях
знаки золота содержат пробы из аллювия 1-2- и 6-9-метровых террас.
Ореол бассейнов р.Бол.Гарданда и руч.Аулакагычан (6) площадью
около 180 км2 слабо насыщен пробами, в которых содержатся знаки
золота. В пределах этого ореола находятся рудопроявления золота,
связанные с зонами пиритизации и окварцевания. Ореол руч.Хитанджа
(33) площадью около 40 км2 также включает .небольшое количество
проб со знаковым содержанием золота и в единичных пробах наравне
6Пс
84
с золотой - зерна шеелита.
ОЛОВО
Коренных проявлений олова на территории не встречено. Ореол
рассеяния касситерита (I) выделен в северо-западной части терри-
тории, где касситерит содержится в современном аллювии ручьев
Каскадный, Страх» Джол и Лапутик. Площадь ореола ISO кмг; из 300
отобранных шлиховых проб 50 содержат отдельные зерна касситерита.
В контурах ореола находится оловянно-полиметаллическое рудопрояв-
ление (2), а также отдельные шлиховые пробы, содержащие кроме
касситерита, зерна сфалерита и киновари.
МОЛИБДЕН
Молибденовые проявления известны в бассейнах рр.Бол.Гарманда
и Хагонымнан. Проявление правобережья р.Бол.Гарманда (32) распо-
ложено на водоразделе ее правых притоков - ручьев Террасового и
Большого. Здесь в гранитах апикальной части массива Прибрежного
выявлены небольшие турмалин-кварцевые жилы с убогой вкраплен-
ностью молибденита, арсенопирита и пленками скородита. Жилы не
опробовались (Абдрахимов, 1955 ф). В бассейне р.Хагонымнам изве-
стно два проявления молибдена. На правобережье р.Хагонымнан (13)в
коренном обнажении борта долины в пиритизированных кварц-каолини-
товых вторичных кварцитах установлены прожилки и вкрапленность
крупночешуйчатого молибденита. Содержание молибдена, по данным
спектрального анализа штуфной пробы, 0,2%. На левобережье р. Хаго-
нымнан (16) выявлены развалы обломков жильного кварца без видимой
сульфидной минерализации. Жилы имеют северо-восточное простирание,
предполагаемая мощность до 0,5 м. По данным спектрального анализа
штуфных проб, содержание молибдена в жилах 0,2-1%, кроме того, от-
мечается до 0,003% цинка и меди.
РТУТЬ
Коренные источники ртути не встречены. Проявления киновари в
виде ореолов рассеяния обнаружены в бассейнах р.Вархалам и руч.
Хулакагычан. Ореол р.Вархалам (28) расположен в долине реки и ох-
ватывает части долин ручьев Адыгея и Хайчана. Наибольшая концент-
рация шлиховых проб с киноварью приурочена к участку с максималь-
611с
85
ним развитием золотоносных кварцевых жил. В пределах ореола зна-
ковое содержание киновари отмечается в 45 шлиховых пробах. В оре-
оле рассеяния руч.Хулакагычан (24) знаковое содержание киновари
отмечено в 9 пробах. Единичные зерна киновари встречены в отдель-
ных пробах в верховьях.р Вархалам и в бассейне р.Туромча в преде-
лах протяженной северо-восточной полосы. Возможно, коренные ис-
точники ртути приурочены к разрывам северо-восточного простирания.
НЕМЕТАЛЛИЧЕСКИЕ ИСКОПАЕМЫЕ
СЕРА
Сероносными являются низкотежературные образования типа вто-
ричных кварцитов, приуроченные к штокообразным субвулканическим
телам. Всего выявлено 3 проявления серы в бассейне рр.Туромча	и
Хагонымнан. Проявление серы участка Дальний (20) расположено на
левобережье руч.Старт. Оно приурочено к штокообразному телу вто-
ричных кварцитов зонального строения (участок Дальний), Централь-
ная часть тела сложена юнокварцитами, состоящими из кварца (до
95%), халцедона, барита, рутила, лейкоксена, серицита, эпидота,
лимонита. Монокварциты окружены кварц-каолинит-алунитовыми квар-
цитами, состоящими из кварца (20-50%), каолинита (30-45%), алуни-
та (до 10%), опала, зуниита, пирита, лимонита. В кварц-каолинит-
алунитовых кварцитах на отдельных участках наблюдается вкраплен-
ность кристаллов и агрегатов самородной серы. Содержание серы, по
данным химического анализа единственной штуфной пробы,составляет
9,98%.
Туромчинское проявление (14) находится а междуречье Туромча-
Ирокал. Здесь обнажается тело вторичных кварцитов концентрически
о
зонального строения площадью примерно 5 км. Центральная часть
тела сложена монокварцитами, далее к периферии последовательно
сменяются зоны кварц-каолинит-алунитовых, кварц-каолинитовых.као-
линит-гидро слюдистых кварцитов. Сера приурочена к кварц-каолини-
товым и каолинит-гидро слюдистым кварфтам, образующим пласт мощ-
ностью до 20 м, падающий к западу, к центральной части тела вто-
ричных кварцитов, под углом 5-10° (Суслов, 1967 ф). В верхней ча-
сти пласта залегают мельниковитизированные кварц-каолинитовые
кварциты с гнездовой крупной вкрапленностью самородной серы. По
6Пс
86
данным химанализа штуфных и бороздовых проб, содержание серы в
наиболее богатых участках 12-17%. В нижней части пласта Г.И.Сус-
ловым обнаружены серицит-диккитовые кварциты с баритом и с обиль-
ной В1фапленностыо самородной серы. По данным химического анали-
за штуфной пробы, содержание серы в этих образованиях 28,0%.Пласт
сероносных вторичных кварцитов установлен в 4-5 выходах на поло -
гом задернованном склоне. Предположительно его протяженность по
простиранию составляет 1,2 км, а по падению пласта величина рас -
пространения серной минерализации может достигать I км. При сред-
нем содержании серы в мельниковитизированных породах,равным 5%, и
в серицит-диккитовых - 20%,прогнозные геологические запасы серы
в бедных рудах - 4,2 млн.т. в богатых рудах - 15 млн.т.
(Суслов, 1967 ф). Е.Н.Костылев, исследовавший Туромчинское про-
явление в 1943 г., оценил запасы серы на этом участке в 4,5млн.т.
Проявление левобережья р. Туромча (II) представлено кварц-
каолинитовыми и кварц-гццрослюдистыми вторичными кварцитами с
крупной вкрапленностью самородной серы. Содержание серы, по дан -
ным химического анализа штуфных проб,достигает 10%.
АЛУНИТ
Известно два проявления алунита: на междуречье Туромча-Иро-
кал (12) и на левобережье р. Хагонымнан - участок Озерный (15).
Оба они представлены кварц-каолинит-алунитовыми кварцитами. Со-
держание алунита в наиболее богатых участках - 60-70%, содержа-
ние А12о3 , по данным химанализа штуфных npoQ достигает 31,84%.
Проявление междуречья Туромча-Ирокал (12) находится в непосредст-
венной близости от Туромчинского проявления серы и тесно связано
с ним в генетическом и структурном отношении. Запасы алунита в
этих проявлениях соизмерены с запасами серы и исчисляются милли-
онами тонн (Суслов, 1967 ф).
ОГНЕУПОРНЫЕ ГЛИНЫ
Огнеупорные глины3^ залегают в ваде пластов и линз мощно -
стью 1-1,5 м среди железистых конгломератов. Выходы их прослежи-
ваются на 1-2 км по правобережью рр. Хагонымнан и Туромча. По
данным А.И.Пулькиной, глина имеет белый цвет, незначительную при-
месь кварцевого песка, хорошо отмучивается. Огнеупорность глины
средняя и равна 1645° (Костылев, 1943 ф).
х'На карте не отражены ввиду слабой изученности.
611с
87
СТРОИТЕЛЬНЫЕ МАТЕРИАЛЫ
В качестве строительных материалов могут Сыть использованы
галечники и пески рыхлых четвертичных отложений, гранитовдные,
габбровдные и эффузивные породы. Специальные работы по изучению
стройматериалов не проводились. Галечники и песчано-гравийная
смесь присутствуют в долинах рр. Бол. Гармавда, Вархалам, Туром-
ча, Гижига и их притоков, где слагают террасы высотой до 15 м.В
бассейнах рр. Бол. Гарманда, Вархалам и Хивэгчан в современных
и позднечетвертичных отложениях имеются прослои мощностью до 2 м
среднезернистого полимиктового песка с очень небольшим количест-
вом глинистых частиц. В качестве бутового камня могут быть ис-
пользованы липариты хайчанской толщи, а граниты, гранодиориты и
монцониты слаботрещиноватые,дающие крупные обломки, могут быть
использованы и в качестве строительного и облицовочного камня.
ПЕРСПЕКТИВЫ РАЙОНА И РЕКОМЕНДАЦИИ
Туромчинский прогиб Охотско-Чукотского вулканогенного пояса,
занимающий большую часть территории, представляет собой одну из
крупных вулканоструктур пояса. Здесь широко распространены эффу-
зивные, субвулканические и интрузивные образования того же воз-
раста и типа, что и на поясе, где известны промышленно интерес-
ные месторождения золота. Уже выявлен ред эпитермальных рудо-
проявлений золота, часть которых относится к весьма перспективно-
му эпитермальному типу; они характеризуются высоким содержанием
серебра и сопровождаются участками и зонами низкотемпературного
изменения пород. Все это дает основание считать территорию Туром-
чинского прогиба перспективной для поисков эпитермальных месторо-
ждений золота и рекомендовать ее для постановки поисково-съемоч -
ных работ м-ба 1:50 000. Работы данного масштаба должны быть со-
средоточены главным образом в пределах Туромчинской и Вархалам-
ской рудных зон.
На территории Туромчинского рудного поля, где уже проведены
611с
88
поисковые работы м-ба 1:25 000 и выявлен ряд перспективных рудо -
проявлений,необходимо продолжение детальных поисково-разведочных
работ м-ба 1:10 000 для вскрытия и прослеживания известных и по-
исков новых рудных тел. Первоочередным объектом для постановки
разведочных работ является рудопроявление участка Дальний. Учиты-
вая. имеющиеся данные по другим эпитермальным месторождениям золо-
та Северо-Востока СССР (Пляшкевич, 1967), можно предположить, что
это рудопроявление находится в начальной стадии вскрытия эрозией,
и глубина оруденения его не менее 200 м. В аналогичной ситуации,
по-видимому, находятся и проявления верховьев руч. Паяц и р. Мал.
Туромча. Крупные размеры рудных тел, наличие в них участков с вы-
соким содержанием золота, интенсивные изменения вмещающих пород
позволяют рассчитывать на обнаружение в пределах Туромчинского
рудного поля средних или даже крупных месторождений золота. Кроме
того, не исключается возможность выявления мелких россыпей золота.
Рекомендуется на этой территории постановка детальных поисков, а
также горных и буровых разведочных работ.
На площади Туромчинской рудной зоны, расположенной северо-за-
паднее и юго-восточнее Туромчинского рудного поля, рудопроявления
золота еще не обнаружены, возможно, вследствие малого объема и
меньшей детальности проведенных там поисковых работ. Однако нали-
чие на этой площади зон пропилитизации и гидротермальных жил сви-
детельствует о ее перспективности и позволяет также рекомендо -
вать здесь постановку крупномасштабных геологопоисковых работ.По-
мимо золота, на территории Туромчинской рудной зоны промышленное
значение имеют проявления серы, в первую очередь Туромчин -
ское, прогнозные запасы которого оцениваются Е.Н. Костылевым и
Г.И.Сусловым в несколько миллионов тонн. Здесь необходима поста -
новка поверхностных горных и буровых работ с целью вскрытия серо-
носных тел.
Вархаламская рудная зона, вытянутая вдоль юго-западного края
Туромчинского прогиба, приуроченного к одноименному глубинному
разлому, включает золоторудные проявления преимущественно мезотер-
мального типа, сопровождаемые слабым изменением вмещающих пород.
Они являются, по-видимощу, нижними горизонтами эпитермальных мес-
торождений, верхние части которых уничтожены эрозией. Наибольшее
количество рудопроявлений сосредоточено в пределах Вархаламского
рудного поля. Эти проявления находятся на площади большого эрози-
онного среза и поэтому здесь можно ожидать лишь мелкие месторож-
дения. .Участок долины р. Вархалам, пересекающий рудное поле, нахо-
дится в условиях, благоприятных для формирования россыпей. Однако,
611с
89
учитывая незначительные размеры коренных источников с тонким зо -
лотом весьма вероятны лишь небольшие золотые россыпи с низким со-
держанием металла. Территория Вархаламской зоны северо-западнее
одноименного рудного поля характеризуется постепенным ослаблением
золотоносности к северу. Тем не менее, на етой площади известны
единичные золотые рудопроявления, связанные с зонами пиритизации
и окварцеванйя, а в аллювии ручьев, несмотря на плохие условия
шлихового опробования, установлены знаки золота.
Для западной части территории характерны проявления молибде-
нового и оловянного оруденения, локализующиеся в эндо- и экзокон-
тактах гранитоидных массивов. Разрывы северо-восточного простира-
ния, в первую очередь Доктомычанский разлом, сопровождаются сла-
бо насыщенными ореолами рассеяния киновари. Специальных работ для
изучения редкометалльной минерализации территории ставить,оче -
видно, не следует, однако при проведении работ на другие металлы
надо иметь в виду возможную перспективность территории на ртуть,
олово и молибден.
Небольшие масштабы полиметаллического оруденения,обычно со-
путствующего золото-серебряному, и отсутствие благоприятных для
его локализации литологических горизонтов не позволяют рекомендо-
вать продолжение работ на полиметаллические ископаемые. Потреб -
ность в строительном камне, балласте, песке в случае необходи-
мости может быть полностью удовлетворена за счет местных ресурсов,
В качестве этих стройматериалов могут быть использованы извержен-
ные породы и рыхлые четвертичные образования. Кроме того, имеются
месторовдения глин, связанные с экзогенными изменениями вторичных
кварцитов. Обнажающиеся на поверхности кварц-каолинитовые, каоли-
нитовые и гидрослвдистке кварциты дезинтегрируются, в результате
чего возникают залежи каолиновых глин с щебенисто-песчаной приме-
сью. При их переотложении образуются пласты более чиотых глин.За-
пасы огнеупорных глин моцут оказаться значительными (миллионы
тонн), но глины находятся в неблагоприятных горнотехнических ус-
ловиях, так как перекрыты плотными железистыми конгломератами.
611с
90
ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ
Рассматриваемая территория находится в области многолетней
мерзлоты,переходной от островной к массивной. Под крупными речны-
ми долинами встречаются сквозные водоносные талики. Мощность мно-
голетней мерзлоты в районе пос. Омсукчан (во впадине, выполненной
четвертичными отложениями) 40-100 м. В северной части территории,
находящейся в близких физико-географических условиях, мощность
мерзлоты во впадинах, по-видимому, такая же, а под возвышенностя-
ми увеличивается до 200 м. Специальные гидрогеологические иссле -
дования в районе не проводились. Данные, полученные в процессе
геологосъемочных и поисковых работ, свидетельствуют о наличии на
территории надмерзлотных и подмерзлотных вод, а также вод талико-
вых зон.
Область распространения надмерзлотных вод ограничена слоем
сезонного протаивания и подрусловыми долинными таликами. Мощность
слоя протаивания 0,5-1 м на северных склонах и до 2 м на южных
склонах. Воды слоя летом питают нисходящие источники, обычно рас-
положенные в нижних частях склонов. Дебит таких источников 0,1-
0,2 л/с , а в довдливое время увеличивается до I л/с. Питание
вод слоя сезонного протаивания происходит за счет атмосферных
осадков и, частично, за счет оттайки мерзлоты. Практического зна-
чения зти воды не имеют.
Область распространения вод подрусловых таликов ограничена
аллювиальными отложениями русел и пойм большинства долин крупных
водотоков района. В долине р. Бол. Гарманда (в пос. Центр.Гарман-
да) имеется колодец, питаемый водами подруслового талика этой ре-
ки. Уровень воды в колодце летом совпадает с урезом воды в р.Бол.
Гарманда, а зимой опускается до уровня русла или на 1-2 м ниже
него. Дебит колодца не определялся, однако он, вероятно, довольно
велик, так как колодец обеспечивает потребность поселка в воде в
течение круглого года. В зимнее время в результате промерзания
сезонноталого слоя воды подрусловых таликов в ряде участков ста-
новятся напорными и, пробивая ледяной покров, дают начало долин-
ным наледям (рр. Бол. Гарманда, Вархалам, руч. Джол и др.). Пло-
611с
91
щэдь наледей достигает 2 км при мощности льда до 3 м.
Подмерзлотные воды в пределах района изучены слабо. Об их ta-
личии свидетельствуют крупные наледи, приуроченные к участкам до-
лин в месте пересечения ими крупных разломов (рр. Туромча, Хаго -
нымнан). Здесь, скорее всего, развиты преимущественно трещинные
воды, питание которых происходит по сквозным таликам. Данных
минерализации подземных вод в настоящее время нет. По аналогии с
соседними территориями можно предположить, что преобладают прес -
ные и слабоминерализованные гидрокарбонатно-натриевые воды, а на
участках развития сульфидной и серной минерализации - сульфатно-
датриевые.
Источниками водоснабжения могут являться поверхностные воды
рек и озер, а также воды подрусловых таликов. При проведении раз-
ведки на участке Дальнем в качестве источника промышленного водо-
снабжения могут быть использованы озера, находящиеся в бассейне
руч. Старт, и подрусловый поток этого ручья.
611с
92
ЛИТЕРАТУРА
Опубликованная
Валпетер А.П., Карташев И.П. Реликты пенепленизированного
рельефа на Северо-Востоке СССР и проблей! определения их возраста.
В кн.: Проблемы поверхностей выравнивания. М.,"Наука", 1964
Васецкий И.П. Геологическая карта СССР м-ба 1:200 000. Лист
P-57-IX. Объяснительная записка. Магадан, 1978.
Пляшкевич Л.Н. Золотое и золото-серебряное оруденение эпи -
термального типа на Северо-Востоке СССР. - В кн.: Рудоносность
вулканогенных образований Северо-Востока и Дальнего Востока. Ма-
гадан, 1967.
Снятков Б.А. Государственная геологическая карта СССР м-ба
1:1 000 000. Лист Р-57. М., Госгеолтехиздат. 1963.
Терехов М.И. Геологическая карта СССР м-ба 1:200 000. Лист
Р-57-Х. М., "Недра", 1966.
Фовдоваях^
Абдрахимов З.А. Отчет Гармандинской геологопоисковой партии
м-ба 1:100 000. 1955.
Бобин Е.С. Полный отчет о геологопоисковых работах в Гижи -
гинском и Омсукчанском районах 1931-1932 гг. 1932.
Демьянов В.М. Отчет Верхне-Туромчинской геологопоисковой
партии м-ба 1:25 000. 1964.
Измайлов Л.И., Беляев И.В., Задорожко Л.И. Отчет Приохотской
аэромагнитной партии м-ба 1:1 000 000, 1:200 000 и 1:50 000.1962.
Колтовской Г.Г. Предварительный отчет Приморской геолого-ре-
когносцировочной партии. 1939.
Костылев Е.Н. Рапорт о поездке на Туромчинское месторождение
серы. 1943.
х)	~
Хранится в геолфонде Северо-Восточного производственного
геологического объединения "Севвостгеология".
611,
95
Костылев Е.Н. Докладная записка о Туромчинском месторовдении
серы. 1966.
Политов В.К., Политова С.И., Пивоваров В.И. Промежуточный
отчет Гармандинской геологосъемочной партии м-бя 1:200 000. 1965.
Политов В.К., Политова С.И., Пивоваров В.И. Промежуточный
отчет 2-й Гармандинской геологосъемочной партии м-ба 1:200 000.
1966.
Политов В.К. Информационный отчет Дальней геологопоисковой
партии м-ба 1:25 000. 1967.
Пулькина А.И. Отчет Тафтывдинской ГРП о геологических исслэ-
дованиях м-ба 1:25 000 в среднем течении р. Тафтывдя. 1950.
Пулькина А.И., Пантелеев А.Й. Отчет Туромчинской геологопо-
исковой партии м-ба 1:100 000. 1949.
Снятков Б.А., Снятков Л.А. Отчет Верхне-Омолонских геолого-
поисковых партий м-ба 1:500 000 в 1938 г.
Суслов Г.И. Заключение по Туромчинскому месторождению серы.
1967.
Федотов С.И. Отчет Черненской геолого-рекогносцировочной
партии м-ба 1:500 000. 1940.
Шпетный А.П. Геологическое строение и полезные ископаемые
Омолонского массива. Отчет по теме № 677. 1966.
Шурыгин В.Н. Отчет Дальней геологопоисковой партии м-ба
1:25 000. 1968.
611с
94
Приложение I
СПИСОК
МАТЕРИАЛОВ, ИСПОЛЬЗОВАННЫХ ДЛЯ СОСТАВЛЕНИЯ
КАРТЫ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ МАСШТАБА 1:200 000
IP ,! Фамилия, иници-j Название работы £одсос-| Мертмаховде-х) пп! алы автора	!	1или	! его фондовый !	!	(издания ! №	
I. Абдрахимов З.А. Отчет Гармавдинской геологосъемочной пар- тии м-ба 1:100 000	1955	II5I7
2. Демьянов В.М. Отчет Верхне-Туромчин- ской геологопоисковой партии м-ба 1:25 000	1964	14463
3. Костылев Е.Н. Рапорт о поездке на ТУромчинское месторож- дение серы	1943	2502
4. Политов В.К., Промежуточный отчет Политова С.И., Гармавдинской геолого- Пивоваров В.И. съемочной партии м-ба 1:200 000	1965	14804
5. Политов В.К., Промежуточный отчет 2-й Политова С.И., Гармавдинской геолого- Пивоваров В.И. съемочной партии м-ба 1:200 000	1966	15074
6. Пулькина А.И., Отчет Туромчинской гео- Пантелеев А.Я. логопоисковой партии м-ба 1:100 000	1949	8890
7. Шурыгин В.Н. Отчет Дальней геолого- поисковой партии	1968	0015576
х) Хранятся в геологическом фонде СВПГО.	
611с
95
Приложение 2
СПИСОК
ПРОЯВЛЕНИЙ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ .ПОКАЗАННЫХ
НА ЛИСТЕ Р-57-ХУ1 КАРТЫ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕ-
МЫХ МАСШТАБА 1:200 000
№ по кар- те	Индекс Наименование (ме- клетки!стонаховдение) на	!проявления и вид карте Полезного иско- (паемого		№ использо - Характеристика	-ванного мате- риала по проявл ения	।списку !(приложение 0
I ! 2		3	4	!	5
Полиметаллические руды				
1	П-3	Руч. Пологий	Кварцевые жилы мощностью до I м в измененных поро- дах с содержанием цинка до 0,01%,свинца до 0,02%, серебра до 50 г/тх'	5
0 л	0 в я	нно-поли	металлические р	У Д Ь1
2	I-I	Руч.Дапутик	Окварцованная дайка гра- нит-порфира с содержанием олова 0,05%, свинца 0,03%*^	5
3	1-3	Р.Хагонымнан	Две кварцевые жилы мощно- стью 0,25 и I м в изменен- ных эффузивах,содержание золота до 2 г/тх'	5
4	1-3	Рр.Туромча,Мал. Туромча,Хагоным- нан,Хивэгчан	Ореол рассеяния. 120 шлихо- вых проб содержат звдки зо- лота, отдельные пробы -	5,6
знаки киновари, вольфрами-
та, касситерита, самородно-
го серебра
Спектральный анализ
хх) Химический анализ
6Пс
96
97
I	! 2	!	3	!	4	! Е	
5	1-4	Р.Гижига	Ореол рассеяния; 12 проб со- держат знаки золота,! проба- 0,5 г/м3	4
6	П-1	Рр.Аулакагычан и Бол. Гарманда	Ореол рассеяния (16 проб)со знаковым содержанием золота	4
7	П-1	Руч.Аулакагычан	Зона пиритизации в осадочных породах. Содержание золота 0,3 г/т,серебра 3 г/т,свин- ца 0,01%х)	4
8	П-1	Руч. Зхо	Зона пиритизации в авдезитах, содержание золота 0,1 г/т,се- ребра 3 г/т, свинца 0,003%х	4
9	П-3	Р.Туромча	Кварцевая жила в измененных липаритах,содержание золота 0,3 г/т,серебра 20 г/т,свин- ца 0,1х5	4
15	П-4	Участок Озерный	Кварц-каолинит-алунитовые кварциты с содержанием зо- лота до 0,8 г/т, серебра - до 8 г/т,	до 31,84%	2
17	П-4	Р.Туромча	Кварцевая жила в игнимбритах с содержанием золота 1-2 г/т3®	6
18	П-4	Руч.Старт	Кварцевые жилы во вторичных кварцитах; содержание золо- та I г/т3®’	2
19	П-4	Участок Дальний, северо-западная группа жил	Кварцевые жилы в игнимбри- 2, тах; содержание золота 0,3- 0,6 г/т,серебра 6,5-310,2г/т3®	7
21	П-4	Участок Дальний, северо-восточная группа жил	Кварцевые жилы в игнимбритах, 2 андезитах и вторичных кварци- тах. Содержание золота до 1,5 г/т,серебра до 57,4г/тхх	,4,7
22	П-4	Участок Дальний,	Кварц-адуляровые и кварцевые 2	,4,7
	I ’! 2	!	3	!	4	!	5
		южная группа жил	жилы во вторичных кварцитах с оодержанием золота до 101 г/т, серебра до 1776г/т. Жила № I имеет протяженность 600 м, мощность 7,98 м,сред- нее содержание золота 6,Иг/т серебра - 199 г/т3®)	
23	П-4	Р.Мал.Туромча	Кварцевая жила среди игним- бритов, содержание золота 2,7 г/т,серебра 561,7 г/т3®)	2
25	Ш-1	Р.Вархалам	Ореол рассеяния. Из 600 шли- ховых проб в 32 обнаружено золото	6,10
26	Ш-2	Руч.Полуденный	Кварцевые жилы в глинистых сланцах,содержание золота 0,6 г/т,серебра - 7,2 г/т3®)	4
27	Ш-2	Р.Вархалам (учас- ток Правобережный)	16 кварцевых и карбонат-хло- рит-кварцевых жил с сульфи- дами в измененных кгнимбри- тах и андезитах. Содержание золота от долей г/т до 16,8 г/т, серебра - до 119,6 г/т3®),свинца - до 1%, меди до 1%, цинка - до 0,3%х)	4,7
29	Ш-2	Участок Адыгая (северная группа жил)	17 кварцевых и арсенопирит- кварцевых жил длиной до 0,7 км и мощностью до 1,5 м в измененных игнимбритах. Содержание золота до 2,6г/т, серебра - до 170,6 г/т3®), ртути - до 0,0008%х'	4,7
30	Ш-3	Участок Адыгая (южная группа жил)	6 кварцевых и арсенопирит- кварцевых жил длиной до 100- 150 м, мощностью 0,5-0,7 м в игнимбритах и фельзитах.	4
61 Ic
6Пс
98
I	! 2	'!	3	!	4	!	5
31	Ш-3	Руч.Хайчан	Содержание золота до 0.2 г/т, серебра - до 2,4 г/т**' Кварцевые жилы в пропилитизи-	4
33	1У-2	Руч.Хитавджа	рованных липаритах.Содержа - ние золота 0,2 г/т,серебра - 2,4 г/тхх) Ореол рассеяния (14 проб) со	4
I	I-I	Олово Ручьи Страх, Дхол,	знаковым содержанием золота Ореол рассеяния касситерита	5
13	М П-3	Каскадный,Лапутик о л и б д е н Р.Хагонымнан	Прожилки и вкрапленность мо-	7
16	П-14	Р.Хагонымнан и	либденита во вторичных квар- цитах. содержание молибдена 0,2%х Развалы жильного кварца сре-	2
32	1У-1	руч. Старт(учас- ток Озерный) Ручьи Террасовый	ди вторичных кварцитов, со- держание молибдена до 1%х' ТУрмалин-кварцевые жилы в	I
24	и Ш-1	Большой Ртуть Руч.Хулакагычан	гранитах с редкой вкраплен- ностью молибденита, арсено- пирита, молибдита и скоро - дита Ореол рассеяния.9 проб со	I
28	Ш-2	Р.Вархалам	знаковым содержанием кино- вари Ореол рассеяния. 45 проб со	7
знаковым содержанием кино-
вари
611с
99
I	! 2	!	3	!	4	!	1	
		Сера		
II	11-3	Р.Туромча	Гнездовая вкрапленность са- мородной серы во вторичных кварцитах	3
14	П-3	Водораздел р.Ту- ромча и руч.Иро- кал	Вторичные кварциты с густой вкрапленностью и прожилками серы; содержание серы 12- 28%	3
20	П-4	Руч.Старт (учас- ток дальний)	Гнездовая вкрапленность са- мородной серы во вторичных кварцитах	7
		Алунит		
12	П-3	Междуречье Ту- ромча-Ирокал	Кварц-каолинит-алунитовые кварциты с содержанием алу- нита до 70% (визуально)	3
6IIc
СОДЕРЖАНИЕ
Введение....................................................3
Стратиграфия................................................7
Интрузивные образования .................................. 36
Тектоника ................................................ 62
Геоморфология..............................................72
Полезные ископаемые ...................................... 78
Подземные воды.............................................90
Литература. .............................................. 92
Приложения.................................................94
6Пс
В брошюре пронумеровано 101 стр.
Подготовлено к печати ЦКТй СВГГО
Редакторы Н.С.Мухин, Н.Г.Ковалевская
Технический редактор Р.Г.Косарева
Корректор З.А.Тимофеева
Сдано в печать 15.08.1960 г.
Тираж 200 экз.Заказ
611с