CC BY
34
пород, геохимической зональностью в распределении элементов и полигенностью и полихронностью эпигенетических процессов.
Проведенный факторный анализ (Я - метод) позволил выделить несколько факторов, влияющих на распределение химических элементов в породах и рудах Коклановского месторождения. Одним из основных факторов является фактор исходного состава пород. Наибольший вклад в этот фактор внесли: для серпентинитов - иттрий, титан, иттербий, никель, хром, кобальт, ванадий, цинк; для скарнов - титан, литий, хром; для гранитов - ниобий, титан, иттербий, цирконий; для магнетитовых руд - ванадий, титан, галлий, бериллий, серебро, висмут; для рудных сланцев - скандий, ванадий, цирконий, титан, барий; для рудных гранитов - кобальт, хром, ниобий. Обращает на себя внимание обратное действие этого фактора на поведение вольфрама в рудных сланцах.
Следующие два фактора, вероятно, отражают собственно грейзеновый процесс с сопряженным вольфрам-молибденовым эруденением. Эти факторы фиксируют различные стадии данного процесса. В один из факторов существенный вклад вносят висмут, серебро, олово, отчасти вольфрам, в другой - молибден, вольфрам, галлий.
Для рудных сланцев и рудных гранитов выделяется еще один фактор, наибольший вклад в который вносят молибден и галлий. Действие этого фактора проявляется в противоположном направлении, и, по-видимому, этим фактором является пострудный дислокационный метаморфизм.
Следует отметить, что часть элементов участвовала в нескольких процессах.
Полученные результаты работы могут быть использованы при проведении поисковых работ, а также при прогнозных исследованиях.
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК
1. Елохнн В.А. Молибденоворудные объекты в региональных структурах Урала // Изв. УП ГА. Вып. 13. Сер.: Геология и геофизика, 2001. С. 131 - 136
2. Зол ос в К.К., Попов Б.А., Рапопорт М.С. Глубинное строение и металлогения подвижных поясов. М.: Недра. 1990. 190 с.
3. Требование к производству и результатам многоцелевого геохимического картирования масштаба 1:1000000. Приложение. М.: ИМГРЭ, 1999.
УДК 550.8 (553.24)
Г.П. Дворни к
МЕТАСОМАТИ ГЫ И ЗОЛОТОРУДНАЯ МИНЕРАЛИЗАЦИЯ ТОММОТСКОГО ЩЕЛОЧНОГО МАССИВА И ЕГО БЛИЖАЙШЕГО ОБРАМЛЕНИЯ
(АЛДАНСКИЙ ЩИТ)
Томмотский щелочной массив размещается в северо-западной части Юхтино-Пуриканской рудной зоны в пределах Нимгерканского рудного узла.
В 1992-1994 гг. нами были изучены серицит-микроклиновыс мегасоматиты и сопровождающая их золоторудная минерализация в западной части Томмотского щелочного массива [7]. Наши исследования пород массива продолжились в 2000-2001 гг. В )тот период в восточной части Томмотского массива и его ближайшем обрамлении в зоне развития микроклинизированных и серицитизированных щелочных сиенитов, магнезиальных скарнов были проведены поисковые маршруты, минералого-геохимическое картирование пород и шлиховое опробование элювильно-делювиальных стложений по сети 100x200 м (рис. 1). В геологическом строении Нимгерканского рудного узла принимают участие архейские метаморфические и магматические породы кристаллического фундамента, вендские карбонатные отложения платформенного чехла, мезозойские щелочные и субщелочные эффузивы, их интружвные аналоги и разнообразные позднемезозойские рудоносные метасоматиты.
Рис. 1. Схематическая геологическая карта восточной части Томмотского щелочного массива (по Г.М. Белеву, 2001 г., с дополнениями авторов):
I - всрхнсюрскис-нижнемеловыс монцониты и сиениты леЗединского комплекса; 2 - верхнеюрекке авгит-ри:и»ообчанкивь;с пуласкип.!. лаурииккты якикучекиш кимплскса, 3 - срсднс-всрлнсюрскис ав1И1-ро1ивиибма»иовые сиснит-порфиры верхнеселш дарского комплекса; 4 • архейские кристадлосланаы и плшиогнейсы медведевской евкты; 5 - архсйскис граниты; 6 - диопсидовыс, дионсид-флогопитовые, фанат-^логопитовыс скарны; 7 - доломитовые мраморы; 8 - микроклинизированные и ссринитизированныс сиениты; 9-разрывные нарушения; 10-точка наблюдения и се номер (внизу), количество золотим в шлиховой проб: объемом 3 дм3 (вверху); 11 • скважины колонкового бурения и их номер (а - пройденные, б - проектные)
Томмотский вулканоплутон площадью 6x5 км занимает северную часть рудного узла. Его эффузивная толща залегает в кальдере проседания. Согласно работе [5], она имеет двучленное строение. Нижняя часть ее сложена щелочными трахитами, ортоклазовыми базальтами, пссвдолейцитовыми фонолитами, верхняя - трахитами, ортоклазеодержащими трахиандезитами и базальтами. Мощность нижней толщи 220 м, верхней - 200 м. Возраст эффузивной толщи среднеюрский. В верхнеюрско-меловой этап внедрились снач&па щелочные и нефелиновые сиениты, затем породы субщелочного ряда (роговообманковые, азгитовые сиениты и микросиениты). В меловой этап сформировались многочисленные дайки щелочных и субщелочных пород (роговообманковых сиенит-порфиров, ортофиров, бостонитов. сельвсбергитов, лампрофиров) субмеридионалыюго и северо-западного простирания.
Проведенное нами геологическое картирование показало, что на площади распространены две самостоятельные золотоиродуктивныг метасоматические формации - серицит-микроклиновых метасоматитов в щелочных сиенитах Томмотского массива и джасперондная в его восточном обрамлении среди гидротермально измененных сиенитов, магнезиальных скарнов и доломитовых мраморов. С первой связано проявление золотопорфирового оруденения рябиновского типа, со второй - самолазовского подтипа оруденения золото-джаспгроидного геолого-промышленного типа [2]. Образование серицит-микроклиновых метасоматитов Томмотского массива, как и на эталонном объекте - Рябиновом месторождении золота проходило в три стадии метасоматичсского процесса - раннюю щелочную, кислотного выщелачивания и позднюю
щелочную. Этот процесс затронул как западную, так и восточную части Томмотского вулкано плутона.
В раннюю щелочную стадию в условиях высокой активности калия в гидротермальных растворах происходило псевдоморфное замещение калинатрового серого ортоклаза (пв-1,526, пр=1,519) щелочных сиенитов розовым нерешетчатым микроклином-1 (пв-1,522, 1у»"1,515), дисперсионный эффект окраски которого был обусловлен, по работе [4], насыщением полевого шпата мельчайшими газово-жидкими включениями. Развитие микроклина в эту стадию было подтверждено данными рентгсноструктурного анализа (пр. 127, 1035/5). Изменение окраски щелочных сиенитов в раннюю стадию от герой до серо-розовой и затем, в участках интенсивных изменений, - до розовато-красной позволило уверенно картировать их по степени микроклинизации. В пределах Томмотского массива ранняя микроклинизация проявилась менее интенсивно в сравнении с эталонным Рябиновым месторождением, где в зоне околорудных изменений преобладают розовые сильно микроклинизированные сиениты [1]. В западной части Томмотского массива это выразилось в преимущественном площадном развитии пород средней степени микроклинизации (от 30 до 60 %) с участками сильно микроклинизированных сиенитов (>60 %), образующихся в основном по более крупнозернистым пегматоидным сиенитам (т. н. 1022, 1035, 16014 и др.), и слабо микроклинизированных пород (<30 %), распространенных в периферийных частях метасоматического ореола. В восточной части массива (рис. 1) степень псевдоморфной микроклинизации сиенитов закономерно увеличивается в направлении с севера на юг с понижением гипсометрического уровня от слабой до средней, с участками развития сильно микроклинизированных пород (пр. 10, 12). Пссвдоморфная микроклинизация щелочных сиенитов осуществлялась в условиях привноса в зону реакции ионов калия, выноса натрия, субщелочных элементов [7] и увеличения пористости и общей основности пород (табл. 1).
В стадию кислотного выщелачивания в условиях повышенной активности воды микроклинизированные сиениты замещались мелкозернистым агрегатом светло-зеленого серицита (п,-1,588, Пр® 1,522), неоднородным по величине зерен. Новобразованный серицит относится, по данным рентгсноструктурного анализа (аналитик Н.Г. Сапожниковой), к политипу 2М/. В западной части Томмотского массива преобладающее развитие пэлучили среднесерицитизированные породы (10-30 % серицита) с небольшими по площади участками сильной серицитизации (30-50 %). Слабая ссрицитизация (3-10 %) проявилась преимущественно на флангах зоны гидротермальных изменений. В восточной части массива установлено Еозрастание степени серицитизации пород от слабой до средней в меридиональном направлении с продвижением на юг. Образование ссрицитизированных микроклинитов приводит к уменьшению их плотности, увеличению пористости (см. табл. 1), выносу ионов водорода, окисного железа, понижению обшей основности [7]. Процессы микроклинизации и серицитизации в вулканогенной толще протекали менее интенсивно, чем в интрузивных щелочных породах. Они привели к формированию эиилейцитовых трахитов и базальтов. В завершающую позднюю щелочную стадию, проявившуюся в обстановке увеличения активности калия и серы в гидротермальных растворах, серииитизированные микроклиниты замещаются агрегатом бледно-розового мелкозернистого нерешетчатого микроклина-2. В отличие от продуктов ранних стадий поздняя микроклинизация в западной и восточной частях массива проявилась более локально в виде гнезд, жил и прожилков среди интенсивно микроклинизированных и серицитизированных сиенитов (шл. 1010/6, 1022, 1038. 164, 174/1). Изменение химического состава пород в эту стадию выразилось в привносс ионов калия, алюминия, выносе ионов кремния, водорода [7], что сопровождалось возрастанием общей и открытой пористости метасоматитов (см. табл. 1).
Геохимическая специализация серицитизированных микроклинитов Томмотского массива (п=32) литохалькофильная, в них повышены концентрации (КК>4) молибдена, вольфрама, свинца и серебра. В групп)' сопутствующих элементов (КК>1,5) входят висмут, медь, фосфор и титан, деконцентрируется (КК<0,9) галлий. Другие литофильные (олово, иттрий, литий), халькофильные (цинк, германий) и сидерофильныс (марганец, никель, кобальт, ванадий, хром) элементы остаются в геохимическом процессе малоподвижными, содержание их в серицитизированных микроклинитах остается на уровне, присущем эдукту. Серицитизированные микроклиниты Томмотского массива отличаются от аналогичных метасоматитов объекта-эталона - Рябинового месторождения золота повышенным значением показателя геохимической зональности (РЬ^)/(СиМо)=0,92, для эталона - 0,15.
Химический состав (мас.%) и физические свойства исходных и мстасоматических пород Томмотского щелочного массива и его обрамления
Таблица 1
ю
К)
Компоненты 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
БЮ, 60,50 62,16 59,10 54,30 58,60 60.80 62,40 63,30 43,10 81,80
ТЮ, 0.22 0,08 0,14 0,10 0,60 0,10 0,32 0.23 0,25 0,03
А1,0, 20.31 19.27 20,50 23,60 21,80 15,47 16,20 16.00 3,00 1,90
Кс,0, 2.32 0,06 2,16 2,63 МУ 0,56 131 1.21 4.28 1,81
1'еО 0,85 1.14 0,16 0,11 0,22 0.76 0,40 1.13 2,18 1,67
МпО 0,07 0,10 0,02 0,02 0.02 0.03 0.08 0,04 0.43 0,07
МкО 0,56 0,01 0.21 0.11 0.26 1.43 0,71 1.33 32,03 1.22
СаО 1,34 0,56 1.14 1,62 1.78 3.34 1.10 2,32 2.33 5,66
Ыа20 6,90 0.82 0,10 0,39 3.06 1,86 . 1,09 4.50 0,19 0.09
К1О 6.08 15,75 14.10 15,70 10.40 12,60 13,90 5,95 4,20 0,89
рго. 0.07 0,09 0,03 0,03 0,04 0,02 0,06 0,08 0,02 0,03
н}о 0,06 0,63 2,20 1,10 0,48 0,33 0,51 1,00 2,58 0,34
со. 0.03 0,03 0,37 1,38 1,48 3,43 1,61 2.45 3,38 3.64
и 1,98
Сумма 99,31 100,70 100,23 101,09 99.93 100,73 99,64 99,54 97,97 101,13
Основности, кДж 10.9 17,7 13,7 17,0 14,4 16.7 13 2 Ю,1 21,5 -0,9
Объемная плотности, г/см' 2,49 2,40 2.30 2,39 2.41 - 2.01 3,18 2.62
Минералогическая плотность, г/см' 2,60 2,61 2,63 2,70 2Г63
Общая пористость. % 4.23 8,05 13.38 11,48 7,84
Открытая пористость, % 1,46 2,17 4.11 | 2.78 2.27
Примечание: 1-5 - западная часть массива: 1 - щелочной сиенит (обр. 16009), 2 - микроклимит-1 (обр. 16008), 3 - сер-ионизированный микроклинит (обр. 1010/9), 4 -микроклинкт-2 (обр. 1010/6), 5 - серицит тированный и карбонатнзированяый микроклинит (обр. 1038/10); 6-10 - восточная часть массива: 6 - микроклинизированный и гарбонетизириванный щелочной сиенит (обр. 1175), 7 - микрокдинкт-2 (обр. 174/1), 8 - слабоссрицктизироваиный и аикернтнзированиый сиснкт (обр. 155), 9 - аикернткзироваииый диопсид-флогопитовый скарн (обр. 128), 10 - анкерит-флюорит-кварцевый джаспероид по скарнам (обр. 1157/1). Анализы выполнены в химической лаборатории ГУП "Алдангеологи*".
К участкам развития метасоматитов поздней щелочной стадии (микроклинитов-2) в западной части Томмотского щелочного массива приурочено прожилково-вкрапленное орудснение, представленное пиритом, халькопиритом, галенитом и золотом. Оруденелые серицит-микроклиновые метасоматиты западной части массива характеризуются, по данным пробирных анализов, повышенным содержанием золота от 1 до 1,9 г/т (п«3). Среднее содержание серебра в них по результатам атомно-абсорбционного анализа 10 наших проб составило 1,02 г/т. В аналогичных микроклинизированных и ссрицитизированных сиенитах восточной части Томмотского массива, по результатам предыдущих работ (Гусев и др., 1990) и нашим данным, установлены пробирным анализом более низкие конце1гграции золота от 0,08 до 0,8 г/т (п=14), серебра до 9 г/т [3]. Рудоносные штокверки в западной части массива выделяются в элювиально-делювиальных отложениях шлиховыми ореолами золота, которые по площади, средним значениям крупности и уплощенности золотин (рис. 2) сопоставимы с ореолами эталонного объекта -Рябинового месторождения. В восточной части Томмотского массива (см. рис. 1) шлиховых ореолов золота над микроклинизированными и серицитизированными сиенитами не установлено.
% 45
X . м м
900 П,%<>
Рис. 2. Распределение самородного золота из шлиховых ореолов в элювиально-делювиальных отложениях над серишпг микроклиновыми мстасоматитами западной части Томмотскогс щелочного массива по крупности, уплощенности и пробности
Для минерального состава тяжелой фракции шлихов из элювильно-делювиальных отложений над ссрицит-микроклиновыми мстасоматитами Томмотского щелочного массива (табл. 2) характерно присутствие магнетита, гематита, циркона, гидроксидов железа, окислов титана, самородного золота. Отличительной чертой шлихоминералогичсской ассоциации (п=19) западной
части Томмотского массива является более низкое FejOj/FejO^O.Oô, Ti02/FeTi03=23 в сравнении с эталонным объектом. Это обусловлено преимущественно средней степенью гидротермальных изменений (микроклинизации, серицитизации) щелочных сиенитов Томмотского массива, менее эродированного в сравнении с Рябиновым массивом. На меньший уровень эрозионного среза Томмотского вулканоплутона, в частности, указывают значительная площадь развития эффузивных пород, повышенное значение индекса полимсталльностн (PbAg/CuMo=0,92) в сернцитизированных микроклннитах, величина статистического индекса форм пирита из шлиховых ореолов, рассчитанная по работе [3], варьирующая в пределах от -44,4 до -105,6. На эталонном Рябиновом месторождении этот индекс изменяется от-5 5 до -172,5.
Самородное золото из шлиховых ореолов в элювиально-делювиальных отложениях над серицит-микроклиновыми метасоматитами западной части Томмотского щелочного массива рудного облика, в выборке (п=68) преобладают золотины кристаллической формы, сростки кристаллов, более редко встречаются комковидно-гнездовые, пластинчатые, брусковидные, игольчатые выделения. Образование золотин в форме уплощенных кристаллов и игольчатых выделений, по мнению Н.В. Пефовский [6], ларамериз>ег малоглубинные условия рудоотложенил. Доля "породистого" золота (в сростках с пиритом, полевым шпатом, кварцем, гидроксидами железа) в выборке составляет 16 %, по гранулометрическому составу подавляющая часть золотин относится к пылевидному, тонкому и весьма мелкому классам, ушющенность золотин изменяется от 1 до 9, среди них резко доминируют (79 %) изометричные формы (см. рис. 2). По химическому составу в шлиховых ореолах преимущественное распространение получило среднепробное золото. Из элементов-примесей в составе самородного золота, по данным микрозондового анализа (оператор В.Г. Гмыра), установлены медь (0,06-0,15 %), гапладий (0,03-0,11 %), в единичных зернах платина и ртуть. Для исследования зонального строения был определен химический состав трех золотин в их центральных и краевых частях. В результате в одной из них (пр. 117) выявлено развитие высокопробной гипергенной каймы, в двух других (пр. 1Э35, 1052) краевая часть золотин несколько обогащена серебром в сравнении с их центральной частью (табл. 3). Западная часть Томмотского щелочного массива является перспективной на обнаружение промышленного золотопорфирового оруденения рябиновского типа в микроклинизированных и серицитизированных сиенитах. Штокверковыс зоны являлись одним из коренных источников промышленной россыпи золота по р.Турук.
Объектом проявления золотсджаспероидного оруденения самолазовского подтипа является по нашему мнению, рудопроявление Ьатько, выявленное при проведении поисковых работ (Белев и др., 2001) в восточной части Томмотского щелочного массива в зоне его контакта с магнезиальными скарнами и мраморами (см. рис. 1). Рудопроявление представлено прожилково-вкрапленной сульфидной (преимущественно пиритовой) минерализацией в гидротермально-измененных скарнах, мраморах и сиенигах. Наиболее представительным для характеристики этого типа оруденения является геологический разрез по БЛ-26 (рис. 3). На нем в юго-западной части разреза в узкой приконтактовой зоне протяженностью 70 м выделен контур прогнозных ресурсов (скв. 3-8). Содержание золота в прожилково-вкрапленных рудах в пределах контура, по данным пробирных анализов, изменяется от 0,1 до 6,84 г/т. С удалением от интрузивного контакта на северо-восток (скв. 10-16) содержание золота в разрезе резко патает, составляя десятые (0,1-0,6) доли г/т [3].
В породах ко1ггактового ореола на рудопроявленни Батько, по нашим данным, проявились гидротерматыю-метасоматическис процессы в виде ранней карбонатизации (кальцитизации, анкеритизации), джаспероидного окварцевания, адуляризации и флюоритизации. Этим изменениям подверглись не только диопсид-флогопитовые магнезиапьные скарны, но и в различной степени микроклинизированные и серицитизнрованныс сиениты в эндоконтакте Томмотского щелочного массива. Сделанный вывод базируется на результатах изучения химического и минерального состава метасоматичсских пород (обр. 1010/9, 1010/6, 1038/10, 1175, 174/1, 155, 128, 1157/1) контактового ореола Томмотского массива (см. табл. 1), исследования тяжелой фракции шлихов (шх. 1018, 1 175, 128, 1 185) из элювиально-дслювиачьных отложений над гидротермальноизмененными сиенитами и скарнами (см. табл. 2). В шлихах обнаружены единичные знаки золота, установлен в весовых количествах фторсодержащий гидросиликат магния из группы гу.мкга - хондроднг Mg(OH, FV2Mg2(Si04) (см. табл. 2).
Таблица 2
Минеральный состав тяжелой фракции шлихов (г/м') из элювиально-делювиальных отложений над серицит-микроклиновыми мстасоматитами восточной части Томмотского щелочного массива и породами контактового ореола
Минералы 1 (155) 2(174) 3(1175) 4(128) 5(149) 6(1185) 7(1157)
Золото 1 зн. 1 зн.
I (досок 8 30 20 3 0.4 р. зн. ед. зн.
Гематит 59 42 17 0.5 9 0,5 26
Шпинель сд. зн. 5 2
Магнетит 1533 2560 1387 2747 2023 343 4510
Перовскит ед. зн. сд. зн. ед. зн. ед. зн.
Хромшпинслид сд. зн.
Гранат сд. зн. 1 0.5 2 р. зн. 0,1
Ильменит ед. зн. ед. зн. сд. зн. зн. р. зн. 0,5 сд. зн.
Рутил ед. зн. ед. зн. сд. зн. сд. зн. сд. зн. ед. зн. ед. зн.
Пирит ед. зн. ед. зн. ед. зн.
Брук ит сл. зн.
Анатаз ед. зн. ед. зн. ед.зн. сд. зн. ед. зн.
Эпидот сд. зн. ед. зн.
Пироксен 2 18 37 19 8 138 15
Гидроксиды железа ел. зн. ед. зн. :д. зн. 2 2
Псевдоморфозы лимонита по пириту ед. зн. ед. зн. 0.8 0.4 0.1
Амфибол сл. зн. ед зн. сд. зн. ед. зн.
Сфен 7 24 23 сд. зн. б 1 14
ЛеЙкоксен ед. зн.
Апатит ед. зн. ед.зн. р. зн. 5 0.2 3 0.1
Хондродит 2 ед. зн.
Флюорит сд. зн.
Примечание. Минералогические аиалюи шлихов проведены С.В. Лк»ловой.
Таблица 3
Химический состав самородного золота из шлиховых ореолов западной части Томмотского щелочного массива по данным микрозондового анализа
Пробы 117 1035 1052
Зональность край центр край центр край центр край
мас% 1 2 3 4 5 6 7
Au 95.98 86.36 92.21 82.47 81,73 84.05 80.44
Лк 2.64 12.00 7.92 16.96 18.97 15.15 19.50
Си 0.15 0.11 0.16 0.08 0.08 0,07 0.06
Pd 0.03 0.03 0.11
Сумма 98.79 98.51 100.30 99.51 100,91 99,27 100,00
Иробность 972 855 919 829 809 847 804
юз
Рис. 3. Геологический разрез по буровой линии 26 на рудопроявлении золота Батъко (по Г.М. Белеву, 2001):
1 - хиовиально-делювиальные образования; 2 - верхнеюрские-нижнсмсловыс монцониты и сиениты лсбсдинского комплекса; 3 - срсдне-всрхнсюрскис авгитооговообманковыс сиснит-порфиры всрхиссслигдарскою комплекса; 4 -диопсидовые, диопсид-флогопитовые, гранат-флогопитовые скарны; 5 • доломитовые мраморы; 6 - поздняя калыттизания; 7 - пиритизация; 8 - лимоннтизация; 9 • коотур прогнозных ресурсов золота категории Р2; 10-скважина колонкового бурения и ее номер
Проведенное нами в восточной части Томмотского массива и его ближайшем обрамлении минералогическое картирование, анализ результатов поисковых работ позволяют сделать заключение об увеличении интенсивности проявления доломит-ан.<еритового метасоматоза и джаспероидного окварцевания и сопровождающей их золоторудной минерализации в западном направлении с приближением к инфузивному кошаму.
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК
1. Дворник Г.П. Серицит-микроклнновые метасоматиты и зол"отомеднопорфировое оруденение в калиевых щелочных массивах // Геология метаморфических комплексов. Екатеринбург, 1992. С. 108-120.
2. Дворник Г.П., Балахопов B.C., Угрюмов А.Н. Метасоматизм и золотоджаспероидное оруденение Самолазовского рудного поля (Алданский щит) // Известия УГГГА. Сер.: Геология и геофизика, Вып. 15. Екатеринбург, 2002.С.91-99.
3. Дворник Г.П. Геологическое строение, метасоматизм и золоторудная минерализация Томмотского щелочного массива и его ближайшего обрамления (Алданский щит) // Материалы Международной научно-технической конференции "Научные основы и практика разведки и переработки руд и техногенного сырья". Екатеринбург, 2003. С. 501-506.
4. Коржи некий Д.С. Жидкие включения как причина мнимой пелитизации полевых шпатов // ДАН СССР. 1940. Т. 29. № 2. С. 115-117.
5. Кравченко С.М., Максимов Е.И. Вулканогенные образования Томмотского массива // Известия АН СССР, сер. геологическая. 1969, X« 11. С. 9-23.
6. Петровская Н.В. Самородное золото. М., Наука, 1973. 347 с.
7. Угрюмов А.Н., Дворник Г.П., Балахонов B.C. Позднемезозойские метасоматиты и золотое оруденение Нимгерканского рудного узла (Алданский щит) // Известия УГГГА. Вып.8. Сер.: Геология и геофизика. Екатеринбург, 1998. С. 99-104.
УДК 550.8 (553.411)
Г.П. Дворник, B.C. Балахонов, А.Н. Угрюмов
ЗОЛОТОНОСНЫЕ МЕТАСОМАТИТЫ ЮЖНОГО УЧАСТКА ЮХТИНО-ПУРИКАНСКОЙ РУДНОЙ ЗОНЫ (АЛДАНСКИЙ ЩИТ)
Южный участок расположен в кмо-восточной части Юхтино-Пуриканской рудной зоны в Ценгрально-Алданском районе Якутии. Участок размещается в узле пересечения (Охтинского и Джекондинского разломов в междуречье р. Желтый, Южный, Сланцевый на площади 35 км2. Примерно половина этой площади занята верхнеюрскими-нижнемеловыми интрузиями, сложенными авгит-роговообманковыми сиенитами и граносиенитами (рис. 1). Вмещающие породы представлены венд-нижнекембрийскими карбонатными породами, среди которых преимущественным распространением пользуются доломиты усть-юдомской свиты с линзами и прослоями кремней. В зоне контакта карбонатных и интрузивных пород сформировались широкие ореолы мраморов и магнезиальных скарнов. На участке преобладающее развитие получили разрывные нарушения субмеридионального и северо-восточного направлений.
Рис. 1. Схематическая геологическая карта участка "Южный" (по Е.И. Бирюкову, 2000, с дополнениями авторов):
1 - всрхнечсгвсртичные и современные аллювиальные отложения; 2 - нкжнеюрскис песчаники юхтинскоЯ свиты; 3 - венд-нижнекембрийские карбонатные отложения платформенного чехла; 4 - верхмсюрскис-ннжнс*еловые аагит-роговообманковые сиениты и граносиенигы лсбедичского комплекса; 5 - диопсидовые. диопсид-флогопктовые скарны; 6 - доломитовые мраморы; 7 - разрывные нарушения; 8 - точка наблюдения и се номер (внизу), количество золотин в шлиховой пробе объемом 3 дм1 (вверху)
