CC BY
103
УДК 553.411 (571.65) © Коллектив авторов, 2017
I
Золотоносные литолого-стратиграфические уровни и условия локализации прожилково-вкрапленных руд в Хакчанском и Верхне-Хатыннах-Олботском рудных узлах (Магаданская область)
Ч.Х.АРИФУЛОВ, С.Г.КРЯЖЕВ, И.В.АРСЕНТЬЕВА (Федеральное государственное унитарное предприятие Центральный научно-исследовательский геологоразведочный институт цветных и благородных металлов (ФГУП ЦНИГРИ); 117545, г. Москва, Варшавское шоссе, д. 129, корп. 1),
М.А.ИМАМЕНДИНОВА (Федеральное государственное бюджетное учреждение «Всероссийский научно-исследовательский институт минерального сырья им. Н.М.Федоровского» (ФГБУ «ВИМС»); 119017, г. Москва, Старомонетный пер., д. 31),
Н.В.ЦЫМБАЛЮК (ООО «СТАННОЛИТ»; 686135, Магаданская обл, Хасынский р-н, пос. Хасын, ул. Геологов, д. 16)
Рассматриваются условия локализации золотого оруденения черносланцевого типа на объектах Хакчанского и Верхне-Хатыннах-Олботского рудных узлов (Магаданская область). В качестве ведущего фактора образования крупнообъемных месторождений предлагается комбинация крутопадающих прожилковых зон с золотополисульфидно-кварцевой минерализацией со стратиформными залежами вкрапленных золотосульфидных руд гидротермально-осадочного генезиса (5345=-3,8±1%о). Рассмотренные золоторудные объекты, применительно к Центрально-Колымскому региону (ЦКР), представляют собой единый вертикальный ряд полигенно-полихронной рудно-метасоматической системы черносланцевого типа, включающий как стратиформные (донорные) образования, так и наложенные прожилковые зоны золотополисульфидно-анкерит-альбит-кварцевого состава, сформированные при температуре 300°-260°С в условиях повышенных значений давления (120о и 1450 бар). Прожилковые зоны являются сквозными, они связаны с позднеюрскими малыми интрузиями и коллизионными гранитоидами и проявлены как на уровне атканских, так и перекрывающих нерючин-ских отложений.
Ключевые слова: Центрально-Колымский регион, черносланцевые месторождения золота, рудоносный литолого-стратиграфический уровень, золото-пирит-арсенопиритовая вкрапленность, гидротермально-осадочные руды, изотопы серы, флюидные включения.
Арифулов Чингиз Хайдарович [email protected]
Кряжев Сергей Гаврилович ^т^. [email protected]
Арсентьева Ирина Викторовна [email protected]
Имамендинова Мария Александровна [email protected]
Цымбалюк Николай Владимирович [email protected]
I Gold-bearing lithological-stratigraphic levels and localization conditions for veinlet-disseminated ores in Khakchan and Verkhne-Khatynnakh-Olbot ore clusters (Magadan region)
Ch.H.ARIFULOV, S.G.KRYAZHEV, M.A.IMAMENDINOVA, I.V.ARSENTIEVA, N.V.TSYMBALYUK
The paper reviews localization conditions for black shale-type gold mineralization at targets of Khakchan and Verkhne-Khatynnakh-Olbot ore clusters (Magadan region). A combination of high-dipping veinlet zones and gold-polysulfide-quartz mineralization with stratiform deposits of disseminated gold-sulfide ores of hydrothermal-sedimentary genesis (534S=-3,8±1%o) is suggested as a major factor of large-tonnage deposit formation. The reviewed gold targets, specific to Central Kolyma region (CKR), represent a single vertical series of black shale-type polygenic-polychronous ore-metasomatic system including both stratiform (donor) formations and superimposed gold-polysulfide-ankerite-albite-quartz zones formed at 300°-260° C and higher pressure (1200 and 1450 bar). Veinlet zones are cross-cutting, they are associated with Late Jurassic minor intrusions and collisional granitoids occuring at both Atkan and overlying Neryuchin deposits. Key words: Central Kolyma region, black shale gold deposits, ore-bearing lithological-stratigraphic level, gold-pyrite-arsenopyrite dissemination, hydrothermal-sedimentary ores, sulfur isotopes, fluid inclusions.
Центрально-Колымский регион - крупнейшая черно-сланцевая провинция России, обладающая уникальной рудно-россыпной золотоносностью. Золоторудные месторождения прожилково-вкрапленных золотосульфидных руд, локализованные в углеродисто-терригенных и терригенно-карбонатных отложениях, относятся к черносланцевому типу и, как правило, характеризуются значительными запасами металла. В мировом балансе золота эти месторождения занимают одно из ведущих положений.
В разработке коллектива авторов ЦНИГРИ [17] эти месторождения были объединены в золотоуглероди-стую сидерофильно-халькофильную формацию по-лигенно-метаморфогенных месторождений. В ряду последних, в соответствии с минеральным составом руд были выделены: золотосульфидная, золотосуль-фидно-кварцевая, золотокварцевая и золото-серебро-кварц-сульфидная субформации. В других работах, посвященных формационной группировке золоторудных месторождений [16], эти образования рассматривались в качестве самостоятельных рудных формаций с различными вариантами их названий.
Общим правилом для месторождений «чернослан-цевого семейства» является их локализация в объеме рудоносной формации и приуроченность рудных залежей к определенным литолого-стратиграфическим уровням. При выделении рудоносных литолого-стра-тиграфических уровней в приложении к черносланце-вым месторождениям золота авторы придерживаются представлений М.Б.Бородаевской, разработанных для медно-колчеданных месторождений [18]. Образование рудоносных литолого-стратиграфических уровней в черносланцевых отложениях связывается с периодами активизации тектонических процессов и подводного вулканизма. Вследствие этого осадки рудоносных уровней представлены продуктами гидротермально-осадочных процессов, перемешанными с зерновыми и мутьевыми потоками подводных оползней, турбидита-ми и углеродисто-терригенными микститами с примесью вулканического материала.
Образование сингенетичной золотосульфидной минерализации связывается с проявлением гидротермально-осадочных процессов [1, 2]. В большинстве случаев на черносланцевых объектах сингенетичные руды сохраняются в реликтовой форме. Эти образования были выявлены авторами ранее на объектах Кировско-Каменского рудного поля (Южный Урал), месторождении Амантайтау (Центральные Кызылкумы), Бакырчик (Восточный Казахстан), Кумтор (Южная Киргизия). Плохая сохранность сингенетичных форм золотосуль-фидной минерализации связана с динамическими условиями седиментации и проявлением эпигенетических процессов (дислокационный метаморфизм, метасоматоз). Оползневые и турбидитные потоки разрушают первичные сульфидные горизонты и гидротермальные постройки. Происходит перемешивание сульфидных
осадков с терригенным материалом, разубоживание золотосульфидной минерализации и ее перераспределение в объеме новообразованной осадочной линзы. Это приводит к образованию мощных линз (до нескольких сотен метров) черносланцевых осадков с повышенным фоном золотоносности. Первичные син-генетичные прослои и горизонты с золотосульфидной минерализацией сохраняются в виде фрагментов.
При прогнозных построениях рудоносные осадки соотносят с различными осадочными формациями: глинисто-сланцевой (аспидной), терригенной песчано-сланцевой, терригенно-карбонатной, песчано-алевро-лито-сланцевой (флишоидной), флишевой, молассо-вой, олистостромовой, туфогенно-обломочной и др.
Более информативными для целей прогноза являются классификации терригенных отложений, основанные на анализе динамических режимов седиментации; выделяются различные типы гравититов (отложений кинетических потоков): осадков подводных селевых потоков, турбидитов и контуритов [12]. Хаотические грубокластические терригенные отложения, выделяемые в качестве олистостромовых, диамиктитовых или гравитационно-микститовых отложений [11], характеризуют обвально-оползневые процессы, связанные с периодами активизации тектонической, вулканической и гидротермальной активности. В зависимости от режима и обстановок седиментации можно выделить «холодные» и «горячие» (гидротермально активные) малые черносланцевые бассейны. Последние авторы рассматривают в качестве рудоносных черносланцевых бассейнов с сульфидоносными золотосодержащими осадками, включающими продукты гидротермальной и биогенно-осадочной деятельности. Этим объясняется локальность распространения золоторудных концентраций в осадочно-породных бассейнах при том, что в целом в различных черносланцевых провинциях преобладают не золотоносные отложения. Этим определяется сложность прогноза и определения металлоге-нического потенциала территорий с черносланцевыми комплексами.
Главный фактор, определяющий уровень золотоносности черносланцевых осадков, - фактор давления в системе, который определяется глубинностью бассейна и мощностью осадков, перекрывающих область разгрузки гидротерм [2]. Мощность столба воды и осадков регулируют давление и температуру вскипания рудоносных флюидов. Поступление глубинных субкритических и надкритических флюидов в придонную часть бассейна седиментации возможно только для обстановок глубоководных впадин с батиметрическими отметками, приближающимися и превышающими глубину 2 км (с учетом нескольких сотен метров илистых осадков). В малоглубинных условиях возможны только низкотемпературные термы с невысокими концентрациями растворенных металлов, которые даже при наличии высокотемпературных газовых струй могут создать только
Рис. 1. Схема районирования и размещения золоторудных и золотосодержащих месторождений и проявлений ЦКР:
1 - металлогенические провинции: ОЧ - Охотско-Чукотская, ЯК - Яно-Колымская, ПО - Приколымо-Омолонская; 2 - границы и специализация металлогенических зон; 3 - золоторудные и золотосодержащие месторождения и проявления; 4 - населенные пункты
ореолы с рассеянным типом минерализации или рудные залежи незначительных масштабов. Примеры подобных образований многочисленны и обычно они квалифицируются как зоны рассеянной минерализации (ЗРМ).
Центрально-Колымская черносланцевая субпровинция представляет собой юго-восточный фланг Яно-Колымской геосинклинально-складчатой системы (ЯКГСС), рассеченной на южном окончании Охотско-Чукотским вулканогенным поясом (ОЧВП). Сочленение этих мегаструктур определяет сложный металлогенический профиль территории. В составе Центрально-Колымского региона выделен ряд металлогенических зон (рис. 1). Основные золоторудные районы локализованы в Аян-Юряхской, Балыгычан-ской и Хетагчанской зонах. Золоторудные месторождения Яно-Колымского складчатого пояса образуют
протяженный пояс, совпадающий с размещением гра-нитоидов и представленный двумя типами - золото-кварцевым (жильным и штокверковым) и золотосуль-фидно-кварцевым (типа минерализованных зон) [8].
Золоторудные объекты черносланцевого типа размещены в южной части золотоносного пояса, в Аян-Юряхском антиклинории. Они локализованы в верхнепермских отложениях атканской свиты, а также в подстилающих (пионерская свита) и перекрывающих (нерючинская свита) отложениях. Здесь в чер-носланцевых комплексах установлена стратоидная золотосульфидная минерализация и локализованы крупнообъемные месторождения, такие как Наталка, Дегдекан и ряд других. Сводный разрез терригенных отложений и уровни локализации золоторудных объектов показаны на рис. 2.
Рис. 2. Сводная стратиграфическая колонка Верхне-Хатыннах-Олботского и Хакчанского рудных узлов
Рис. 3. Схема геологического строения Верхне-Хатыннах-Олботского рудного узла. По А.И.Иванову, С.С.Вартаняну, А.И.Черных и др., 2016:
1 - неоген-четвертичные отложения (Ц); 2-9 - отложения поздней перми: 2-5 - омчакская свита: 2 - верхняя подсвита (Р3от3): массивные аргиллиты, углеродистые алевролиты с прослоями полимиктовых и известковистых песчаников, мергелей, 3 - средняя подсвита (Р3от2): песчанистые и алевритистые углеродистые аргиллиты с прослоями полимиктовых песчаников, 4 - нижняя подсвита (Р3от1): углеродистые алевритистые и песчанистые аргиллиты, алевролиты с прослоями песчаников и кислых туфов, 5 - нерасчлененные отложения (Р3от): углеродистые алевролиты, песчаники, часто с примесью туфогенного материала, глинистые алевролиты, аргиллиты, прослои и линзы конгломератов, гравелитов, мелко- и среднеобломочных диамиктитов; 6-9 - атканская свита: 6 - первая подсвита (Р3о('1) - рудоносные отложения: сульфидоносные алевролиты и алевропесчаники с редкой галькой силицитов, прослои песчаников и мелкообломочных диамиктитов, повсеместно признаки оползневых явлений, 7 - вторая подсвита (Р3о'2), мелко- и грубообломочные диамиктиты с прослоями и линзами алевролитов, песчаников, гравелитов и конгломератов, характерны крупные олистолиты метасоматически измененных песчаников и андезитовых порфиритов, признаки обвально-оползневой седиментации, 8 - третья подсвита (Р3о'3), флишоидное переслаивание алевролитов и тонкозернистых песчаников, 9 - четвертая подсвита (Р3ау: песчано-гравийные диамиктиты с мощными прослоями песчаников, гравелитов и конгломератов; 10-11 - интрузивные образования: 10 - дайки гранодиоритов, гранодиорит-порфиров басугуньинского комплекса 03Ь), 11 - нера-бохапчинский комплекс 03пЬ): а - малые интрузии гранодиорит-порфиров, б - дайки диоритов, диорит-порфиров, микродиоритов; 12 - разрывные нарушения: а - установленные, б - предполагаемые; 13 - ось антиклинали; 14 - золоторудные участки с детальными поисковыми работами: 1 - Петух, 2 - Верхний, 3 - Становой, 4 - Рыбный, 5 - Водораздельный, 6 - Олбот
Для отложений атканской свиты были установлены повышенные содержания золота [3]. Обогащенные золотом горизонты представлены умеренно углеродистыми (Сорг до 2,5%) гравитационно-микститовыми отложениями - диамиктитами, галечно-гравийными алевролитами и углеродисто-глинистыми сланцами.
Диамиктиты представляют собой хаотическую смесь углеродистого алевропелитового матрикса и светлых несортированных включений псаммитовой и псефитовой размерности различного состава в количестве от первых процентов до 50% объема породы, обычно 2-5%. Рудоносный диамиктитовый комплекс отложений в основном соответствует верхнеатканской подсвите и представлен обвально-оползневыми отложениями с пестрым составом обломков от песчано-гравийно-мелкогалечных до валунных и крупноглыбовых. Галечные, валунные и крупноглыбовые образования сложены обломками метасоматически измененных сульфидизированных песчаников, силицитов, вулканитов среднего и кислого состава, туфов, реже тонкослоистых карбонатно-песчанисто-алевролито-вых ритмитов с сульфидной вкрапленностью, иногда крупными (до 0,5 м) слабоокатанными обломками рио-дацитов. Встречается также сульфидная рудокластика. В диамиктитах присутствует кластогенная рудная минерализация. Нижние части разреза атканских отложений (нижнеатканская подсвита) сложены углеродистыми алевропелитами, алевропесчаниками и туфами с сингенетичной золотоносной пирит-арсенопиритовой вкрапленностью, что наиболее характерно для изученных авторами разрезов Верхне-Хатыннах-Олботского рудного узла. Эти отложения авторы рассматривают в качестве основного литолого-стратиграфического уровня.
Образование диамиктитов связано с периодами вулканической активности и сопровождается поступлени-
ем в бассейн значительного количества пирокластики и других продуктов вулканических извержений. При этом необходимо отметить, что продукты вулканизма поступали в эвксинные (застойные) бассейны, что способствовало осаждению рудного вещества из кислотных вулканических эманаций при буферириующей и осаждающей роли органического углерода. Уровень эвксинности малых бассейнов седиментации можно косвенно оценить по содержаниям органического углерода в породах. По данным И.Л.Ведерникова [4] среднее содержание Сорг в разрезах Аян-Юряхского антиклинория 0,94%. Встречаются единичные высокоуглеродистые слои (Сорг до 23%). Максимальной изменчивостью содержаний углерода характеризуется пионерская свита (Сорг 0,4-1%). Атканская свита отличается более низкими содержаниями (среднее 0,45%). Нижняя пачка омчакской свиты содержит минимальную концентрацию Сорг 0,35%, породы средней и верхней подсвит обогащены органикой. В нижнестарательской подсвите среднее содержание Сорг 1,2%.
Эталон для черносланцевых объектов ЦКР - Натал-кинское месторождение, которое расположено в Ом-чакском рудном узле, включающем также месторождения Омчак и Павлик. Характеристики месторождения Наталка приводятся в многочисленных широко известных статьях и монографиях [13-15]. В данной статье с целью сопоставления с объектами Верхне-Хатын-нах-Олботского и Хакчанского рудных узлов отметим главное.
Наталкинское месторождение локализовано в краевой части скрытого плутона в зоне влияния Тень-кинского регионального разлома северо-западного простирания. Основная рудовмещающая структура -Наталкинская брахисинклиналь, являющаяся структурой 2-го порядка относительно Тенькинской антиклинали. Длина рудоносной пликативной структуры около
4,5 и ширина 2,5 км. Золоторудная минерализация контролируется продольными и диагональными тектоническими зонами, осложняющими юго-западное крыло Наталкинской синклинали. Рудоконтролирующие разломы - Главный и Северо-Восточный [15]. Главный разлом мощностью 20-50 м северо-западного прости-
рания представлен субпараллельными тектоническими швами с зеркалами скольжения, чередующимися с участками брекчирования и милонитизации. Амплитуда перемещений по разломам - первые сотни метров.
По данным Н.А.Горячева с соавторами [14] в разрезе рудовмещающей толщи общей мощностью 2,5 км
выделяются три свиты: пионерская, атканская и омчакская. Рудные тела сосредоточены в основном в аткан-ской свите.
Атканская свита сложена диамиктитами, галечно-гравийными алевролитами с пластами и линзами глинистых сланцев, тонкослоистых алевролитов, песчаников и гравелитов. Мощность 350-650 м.
На месторождении выделено 120 локальных рудных тел, образующих единую минерализованную зону протяженностью более 7 км [14]. Структурно-морфологические типы рудных тел: метасоматические про-жилково-вкрапленные, прожилково-жильные, жильные и минерализованные зоны смятия-дробления. При оконтуривании по бортовому содержанию 0,4 г/т все рудные зоны представляют единую рудную залежь северо-восточного падения, расположенную между Главным и Северо-Восточным разломами. По данным С.А.Григорова и других авторов [15] протяженность рудоносной зоны около 5 км, ширина до 1 км, вертикальный размах оруденения 900-1200 м. Рудная залежь с глубиной выполаживается до субгоризонтального положения вдоль границы зоны дробления с глинистыми породами. Как отмечалось выше, основная часть залежи (около 400 м) приурочена к атканской свите, которая рассматривается в качестве основного рудоносного литолого-стратиграфического уровня. Относительно этого уровня проявлена вертикальная зональность: в верхней части развиты мощные (до 1-2 м) стволовые жилы кварцевого состава, на глубине с горизонта 600 м развито штокверковое окварцевание и тонкая пирит-арсенопиритовая вкрапленность.
Промышленные запасы в контуре карьера по Натал-кинскому месторождению составляют около 1500 т золота со средним содержанием 1,7 г/т. По данным ревизионных работ часть запасов была отнесена к некондиционным.
Рудообразование по В.И.Гончарову [13] связано с активизацией магматической деятельности и образованием гидротермальной рудно-магматической системы, связанной с разгерметизацией системы при формировании интрузивно-купольной структуры.
Верхне-Хатыннах-Олботский рудный узел приурочен к северо-восточному крылу Аян-Юряхского антиклинория, вблизи сочленения по Чай-Юрьинской зоне разломов с Иньяли-Дебинским синклинорием. Главная рудовмещающая структура - Лево-Аян-Юрях-ская брахиантиклиналь протяженностью около 30 и шириной около 8 км. Ось антиклинали под влиянием разломов северо-восточного и субширотного простираний образует флексурный изгиб (рис. 3). Комбинация продольных северо-западных, поперечных и диагональных разломов, определяющих поперечный изгиб антиклинали, создает блоковое строение рудного узла, а ундуляция шарнира антиклинали определяет погружение и воздымание основного рудоносного литолого-стратиграфического уровня атканских отложений и, соответственно, дискретное распределение рудных
объектов на площади рудного узла. В северо-западной части рудовмещающей антиклинали (Верхне-Хатын-нахское рудное поле) локализовано месторождение Петух, а в юго-восточной (Олботское рудное поле)
- рудопроявление Олбот. Между этими объектами на площади рудного узла вдоль оси антиклинали выявлен ряд рудопроявлений прожилково-жильного типа: Становой, Верхнее, Водораздельное (см. рис. 3).
Утвержденные прогнозные ресурсы для указанных объектов составляют: месторождение Петух: Р1=73т, C д =3,1 г/т; Становой: Р,=18т, C д =6,8 г/т; Верхнее:
ср.Аи ' 7 1 ' ср.Аи ' 71
Р1=14т, СсрАи=3,3 г/т; Водораздельное: Р1=6т, СсрАи= 2,0 г/т. Для Олботского участка (рудного поля) по результатам поисковых работ 2013-2015 гг. локализованы прогнозные ресурсы золота категории Р2=100т, Сс Au= =1,55 г/т.
В пределах рудного узла распространены рудоносные отложения атканской свиты и надрудные - омчак-ской свиты (см. рис. 3).
Атканская свита в пределах рудного узла расчленена на четыре подсвиты (пачки).
Первая пачка (Р^) рассматривается в качестве рудоносного литолого-стратиграфического уровня. Она характеризуется фациальной неоднородностью, сильной изменчивостью мощностей отдельных горизонтов. Пачка сложена массивными и слоистыми алевролитами и алевропесчаниками с галькой силицитов и метасоматически измененных дацитов. В верхней части разреза отмечаются линзы и маломощные горизонты мелкообломочных диамиктитов и мелкозернистых песчаников. В нижней части разреза преобладают алевролиты и реже аргиллиты с послойной желвачково-конкреци-онной пиритовой минерализацией. В средней и верхней частях разреза пачки отмечаются мощные горизонты и линзы алевропесчаников с золотоносной арсенопирит-пиритовой метавкрапленностью; присутствуют слюди-сто-кремнисто-альбитовые тонкозернистые метапороды (стратоидные метасоматиты). Повсеместно в алевролитах развиты оползневые микроскладки с линзочками и колобками пиритсодержащих мелкозернистых песчаников. Неполная мощность подсвиты не менее 400-600 м.
Во второй пачке (Р3^2) преобладают мелко-, реже грубообломочные диамиктиты и песчано-гравийные алевролиты, присутствуют песчаники и гравелиты с прослоями алевролитов и конгломератов. Галечные и валунные обломки нередко представлены метасомати-чески измененными и сульфидизированными силици-тами, дацитами, их туфами; нередки находки пиритовых и арсенопирит-пиритовых рудокласт. Мощность отложений сильно варьирует от 250 до 650 м.
Отложения первой и второй пачек (подсвит) слагают ядерную часть Лево-Аян-Юряхской брахиантиклинали
- площади Верхне-Хатыннахского и Олботского рудных полей.
Третья пачка (P3at) представлена флишоидным переслаиванием темно-серых тонкослоистых алевролитов
и светло-серых тонкозернистых песчаников. Часто отмечаются колобки и оползневые микроскладки, линзы известковистых песчаников мощностью 10-20 см. Мощность пачки варьирует в пределах 60-150 м.
В составе четвертой пачки (Р3а?4) преобладают грубо-обломочные диамиктиты и песчано-гравийные алевролиты. Присутствуют слои алевролитов, песчаников, гравелитов и конгломератов мощностью от первых метров до 60 м. Верхняя граница пачки устанавливается по появлению массивных алевролитов омчакской свиты. Мощность пачки колеблется в пределах 500-700 м.
Общая мощность отложений атканской свиты составляет около 2200 м. При этом основной рудоносный уровень с золотоносной арсенопирит-пиритовой вкрапленностью соответствует низам разреза - отложениям первой подсвиты (пачки) атканской свиты.
Надрудные отложения омчакской свиты (Р3от) распространены на западе и востоке площади. Свита сложена алевролитами и песчаниками, часто ритмично чередующимися между собою. В подчиненном количестве присутствуют гравелиты, конгломераты, аргиллиты, диамиктиты. Для пород характерна отчетливая параллельно-волнистая слоистость, но встречается также косая и градационная слоистость. Свита разделена на три подсвиты, отличающиеся по количеству песчаников в разрезе и характеру переслаивания. Взаимоотношения с подстилающей атканской свитой согласные. Мощность отложений составляет 1500-1800 м. Отложения омчакской свиты на объектах Верхне-Хатыннах-Олботского рудного узла в основном съэродированы, но являются рудовмещающими для объектов Хакчанского рудного узла, где они выделены как нерючинская свита.
Изученная территория характеризуется широким развитием россыпей золота, большинство из которых к настоящему времени полностью отработано. В качестве источника россыпной золотоносности Верхне-Хатыннах-Олботского рудного узла могут рассматриваться жильно-прожилковые зоны, локализованные на уровне омчакской свиты.
Месторождение Петух локализовано в близосевой части брахиформной антиклинальной складки второго порядка и представлено рудными залежами комбинированного типа. Это сочетание секущих золотопо-лисульфидно-кварцевых прожилково-жильных зон и стратоидных залежей прожилково-вкрапленных пирит-арсенопиритовых руд. Ось складки ориентирована в запад-северо-западном направлении. Длина складки составляет 1100 м, размах крыльев 800 м.
В ядре складки обнажаются породы нижнеатканской подсвиты (Р3а/1). Крылья сложены перекрывающими атканскими отложениями второй, третьей и четвертой подсвит. Углы наклона крыльев - от 10° до 30°. Характер разреза и положение полигенной золоторудной минерализации показаны на разрезе через центральную часть месторождения (рис. 4).
Выделенный предшественниками рудоносный диамиктитовый комплекс (вторая подсвита, Р3я/2), представлен обвально-оползневыми отложениями с пестрым составом обломков и размерностью от гра-вийно-мелкогалечных до валунных и крупноглыбовых. Матрикс отложений углеродисто-глинистый (алевро-пелитовый) с «мусорной» несортированной примесью песчано-гравийного и галечного материала. Как отмечалось выше, крупноглыбовые (до нескольких метров) образования представлены обломками метасоматиче-ски измененных и сульфидизированных терригенных и вулканогенных пород. В составе песчано-гравийной и галечной примеси диамиктитов часто встречаются обломки метасоматически измененных пиритизиро-ванных силицитов и дацитов, обломки кварцевых жил, пиритовые и арсенопирит-пиритовые рудокласты. Эти образования авторы относят к кластогенной рудной минерализации. Можно предположить, что обломки оруденелых вулканогенных и терригенных пород, включая крупные олистолиты с рудно-метасоматиче-ской и жильной минерализацией, образовались путем сейсмического разрушения пород основания и сбросом обломков в оползневые потоки, с транспортировкой их из субаэральной области в глубоководные эвксинные впадины. То есть в бортах «атканского» рудоносного бассейна могли находиться локальные вулканические поднятия с центрами гидротермальной активности.
На месторождении Петух переход обвально-оползневых отложений в подстилающую рудоносную пачку алевролитов, исходя из данных, полученных при документации керна и естественных обнажений, - согласный. Однако характер разреза меняется на коротких интервалах (первые метры). При этом в мат-риксе уменьшается количество песчано-гравийной и галечной примеси. Разрез нижней пачки представлен отложениями мутьевых потоков алевропелитовой размерности с существенным обогащением осадков рассеянным органическим веществом.
По данным документации керна скважин в алевролитах отмечается развитие арсенопирит-пиритовой вкрапленности, распределенной в объеме пород равномерно или с послойным пятнисто-плойчатым обогащением, подчеркивающим структуру мутьевых вихревых потоков. Нередки фрагменты оползневых микроскладок, сложенные тонкой пиритовой вкрапленностью и разорванными прослоями пирититов. По разрезу одной из глубоких скважин стволовая мощность рудоносной алевропелитовой пачки с арсенопирит-пиритовой вкрапленностью превышает 400 м (см. рис. 4). Сульфидная минерализация в ней представлена в основном пылевидным и тонкозернистым пиритом в количестве от 1 до 5%. Арсенопирит присутствует в виде отдельных кристаллов и сростков, его количество варьирует от 0,5 до 5%. Распределение метавкрапленности сульфидов не зависит от интенсивности более поздней (наложенной) полисульфидно-анкерит-альбит-кварце-
■
Рис. 4. Геологический разрез месторождения Петух:
стратифицированные образования: пермская система, верхний отдел, атканская свита: 1 - вторая подсвита (P3ot2), 2 - нижняя подсвита (Р3а^); интрузивные образования поздней юры: 3 - дайки гранодиоритовых порфиритов нера-бохапчинского комплекса (J3nb); литологические разности пород: 4 - диамиктиты, 5 - песчаники, 6 - алевропесчаники, 7 - алевролиты, 8 - следы биотурбации в глинистых отложениях; 9 - ореолы прожилковой минерализации золотополисуль-фидно-альбит-кварцевого состава, сопряженной с серицит-анкерит-альбит-кварцевыми метасоматитами; ореол: 10 - страто-идной золотоносной пирит-арсенопиритовой вкрапленности и 11 - стратоидной пиритовой минерализации; 12 - разломы; 13 - скважины и их номера; 14 - интервалы по скважинам с содержаниями золота >0,1 г/т
вой прожилковой минерализации. При пересечениях прожилками пород с сульфидной вкрапленностью, нередко в контактах последних отмечаются каймы метасоматитов (шириной до 2 см), лишенные сульфидной вкрапленности, что может быть связано с растворением сульфидной вкрапленности и переотложением ее в составе прожилков в виде поздних генераций арсено-пирита и пирита.
В средней части разреза рудоносной алевропелито-вой пачки установлены мощные (десятки метров) горизонты, сложенные углеродистыми тонкозернистыми
альбитовыми породами с существенной примесью Mg-Fe карбонатов и тонкой вкрапленностью золотоносных сульфидов (пирита и арсенопирита). Эти породы предположительно идентифицированы авторами как альби-тизированные и карбонатизированные туфы основного состава. Стратоидная альбитизация заслуживает дальнейшего специального изучения, так как имеет признаки метасоматических изменений, связанных с гидротермально-осадочными процессами, что отмечалось в частности в разрезах месторождения Кумтор (Южная Киргизия) и Амантайтау (Западный Узбекистан), где
подобные образования ассоциировали с высоко золотоносными сульфидными ритмитами [2].
Околотрещинные (околожильные) метасоматиче-ские изменения - анкеритизация, окварцевание, се-рицитизация, максимально проявлены в горизонтах грубообломочных диамиктитов. Анкеритизация, проявленная вдоль трещинных зон, образует каркасную структуру и иногда мощные зоны объемных изменений. Наиболее интенсивно анкеритизация проявлена в телах олистолитов известковистых песчаников. Проявленные по разрезу сульфидоносной алевропелитовой пачки кварцевые (анкерит-доломит-кварцевые, анкерит-альбит-кварцевые и альбит-кварцевые) прожилки относятся к двум возрастным группам - додайковым и постдайковым. Наиболее ранние альбит-кварцевые и анкерит-альбит-кварцевые прожилки сопровождаются слабыми метасоматическими изменениями, имеют шестоватую или гребенчатую структуру и в эндо-контактах содержат пирит-арсенопиритовые сростки. Позднерудные анкерит-доломит-кварцевые прожилки сопровождаются интенсивной околотрещинной анке-ритизацией и содержат редкую пиритовую и полисульфидную минерализацию.
На флангах месторождения Петух, в горизонтах грубообломочных диамиктитов установлены также субпараллельные пологие слабо золотоносные кварцевые жилы выполнения пустот. Они приурочены к контактам крупных олистолитов песчаников и сопровождаются каркасно-прожилковым окварцеванием в теле самих олистолитов. Эти жилы также отнесены к додай-ковым образованиям, приуроченным к участкам концентраций хрупких деформаций в компетентных породах.
Золотоносные пирит-арсенопирит-анкерит-альбит-кварцевые прожилки связаны с разломами северозападного и северо-восточного простирания. Мощность прожилковых зон составляет десятки метров. Мощность прожилков от нескольких миллиметров до 3 см, преобладают прожилки мощностью 0,5-1,5 см. Доминирует параллельно-прожилковое окварцевание, реже развиты прожилки нескольких направлений, образующие каркасную структуру с переходами в участки гидроразрыва (микробрекчирования). Интенсивность прожилкования варьирует от весьма насыщенной (30-50% от объема) до умеренной (5-10% от объема). Малые мощности прожилков, шестоватое строение, преобладание параллельного прожилкования и высокая интенсивность насыщения ими пород - индикатор увеличенной золотоносности. Это может быть объяснено повышенным давлением в области рудоотложения, связанным со слабым приоткрыванием капиллярных трещин и наличием сланцевых флюидоупоров. Как будет показано ниже, эти представления подтверждаются результатами термобарогеохимических исследований. Развитые в небольшом количестве мощные кварцевые жилы выполнения мощностью до 20 см обычно характеризуются низкими содержаниями золота.
В контактах прожилков при пересечении ими алев-ропелитов с рассеянной сульфидной вкрапленностью отмечается образование сульфидных (пирит-арсено-пиритовых) сростков до 3 мм, иногда отмечаются их срастания с мелкими выделениями галенита и блёклых руд. По всему разрезу рудоносной пачки с пирит-арсе-нопиритовой вкрапленностью отмечаются повышенные содержания золота в пределах 0,3-1,5 г/т, что в комбинации с секущими золотополисульфидно-анке-рит-альбит-кварцевыми прожилками создает эффект крупнообъемной золоторудной залежи комбинированного типа со средними содержаниями золота на месторождении Петух на уровне 3-5 г/т.
Изотопно-геохимические исследования показали, что в отличие от «фоновых» пермских отложений ЦКР сера золотоносных сульфидов во всем объеме месторождения Петух имеет весьма гомогенный изотопный состав и может быть охарактеризована средним значением 534S=-3,8±1%o (рис. 5). При этом не установлено значимых различий в изотопном составе серы сульфидов из секущих прожилковых и стратиформных вкрапленных образований во вмещающих породах. Практически идентичные значения 534S показали сульфиды из прослоев и линз пирититов из нижней-средней части разреза и сульфиды рудокластов из перекрывающих отложений. Указанные факты позволяют сделать три главных вывода:
1) стратиформная золотоносная сульфидная минерализация сингенетична вмещающим породам нижней-средней части разреза атканской свиты;
2) источником серы для стратиформной сульфидной минерализации вероятнее всего служил гомогенный высокотемпературный источник, что корреспондируется с выводом о гидротермально-осадочном генезисе «донорной» сульфидной минерализации;
3) для наложенной прожилковой минерализации источником серы и, очевидно, позднего золота, служили сульфидсодержащие породы «донорной» формации.
Как следует из рис. 5 по среднему значению изотопный состав серы сульфидов месторождения Петух (534S=-3,8±1%o) значимо отличается от месторождения Наталка (534S=-6,0±1%o), что указывает на различные источники поступления этого элемента в рудообразу-ющие системы.
С целью уточнения вопроса об источниках рудного вещества авторы определили изотопные отношения свинца (TIMS, ЦИИ ВСЕГЕИ, аналитик Р.Ш.Крым-ский) в золотосульфидных концентратах, полученных при обогащении технологических проб из руд месторождения Петух (206Pb/204Pb=18,375, 207Pb/204Pb=15,593) и Наталка (206Pb/204Pb=18,374, 207Pb/204Pb=15,544). Результаты анализов однозначно свидетельствуют о существенном различии среднего изотопного состава рудного свинца названных месторождений и о поступлении этого элемента в руды из разных источников. Модельный свинцовый возраст золотоносной минера-
■
/ч
Рис. 5. Изотопный состав серы сульфидов из руд месторождений ЦКР и вмещающих углеродисто-терригенных пород пермского возраста (с использованием данных [20, 22])
лизации, рассчитанный в соответствии с эволюционной моделью Стейси-Крамерса [24], для месторождения Петух составляет 170 млн. лет (т=9,66) и указывает на вероятное завершение рудообразования в период среднеюрской коллизии и метаморфизма. Свинец в рудах Наталки имеет значительно более молодой модельный возраст (70 млн. лет при т=9,45), позволяющий предполагать определенное влияние ОЧВП при формировании этого месторождения.
При существенном различии во времени проявления гидротермальных процессов на рассматриваемых рудных объектах для них характерна общая особенность, заключающаяся в существенном обогащении сульфидов легким изотопом серы относительно «метеоритного» уровня. Наиболее вероятное объяснение этой закономерности - частичная контаминация рудогене-рирующих очагов серой осадочно-диагенетических сульфидов как в конседиментационных, так и в постколлизионных системах.
В то же время не исключено, что основным источником серы в гидротермально-осадочной системе служил морской сульфат. В этом случае пониженные значения 53^ могут быть обусловлены аномально низким содержанием тяжелого изотопа серы в пермских морях [5, 7]. Для решения этого вопроса необходимы более обширные исследования.
Рудопроявление Олбот локализовано в южном замыкании Лево-Аян-Юряхской брахиантиклинали. На участке рудопроявления ось складки имеет субмеридиональное простирание (см. рис. 3). Она вытянута вдоль долины ручья Олбот, размах крыльев достигает 4-5 км. Ядро сложено породами нижнеатканской подсвиты (Р3а/1), крылья - верхнеатканскими отложениями второй (Р3а/2), третьей (Р3а/3) и четвертой (Р3а^) подсвит атканской свиты и породами омчакской (Р3от) свиты. Углы наклона крыльев - 30°-50°. Крылья складки осложнены складками более высоких порядков.
Складчато-разрывная структура участка имеет сложный блоковый характер, который определяется сочетанием разломов субмеридиональной, северозападной, субширотной и восток-северо-восточной ориентировок. Наиболее распространены на участке продольные разрывные нарушения субмеридионального простирания. Продольные разломы носят преимущественно сбросовый характер. Они представлены зонами дробления и сопровождаются мощными зонами рассланцевания. В северо-западном направлении от участка Олбот к месторождению Петух, в соответствии с изгибом складчатой структуры, продольные разломы приобретают север-северо-западное простирание. Дугообразный изгиб продольной складчато-разрывной структуры определяется влиянием диагональных и поперечных разломов. Углы падения смесителей субвертикальные, амплитуда перемещения не превышает 200-300 м.
Северо-западная и субширотная системы сбросо-сдвигов развиты в северной и южной частях участка. Мощность зон разломов составляет первые метры. Углы падения крутые субвертикальные, вертикальная амплитуда перемещений не превышает первые десятки метров, горизонтальная амплитуда составляет от первых десятков до первых сотен метров.
Разломы северо-западной и субширотной систем смещают более раннюю субмеридиональную систему. К ним приурочены позднеюрские дайки нера-бо-хапчинского и басугуньинского комплексов. Восток-северо-восточная система сбросо-сдвигов является оперяющей к северо-западной и субширотной и распространена преимущественно в центральной и северной частях участка. Залегание даек крутое (70°-90°), но иногда они выполаживаются до 40°-50°. Их протяженность составляет первые сотни метров. Мощность даек меняется от 0,5 до 4,0 м.
Дайки нера-бохапчинского интрузивного комплекса У3пЬ) представлены метасоматически измененными
микродиоритами и диоритовыми порфиритами. Дайки пересечены сетью трещин, вмещающих полисульфидно-анкерит-кварцевые прожилки. Дайки басугу-ньинского интрузивного комплекса ^3Ь) представлены гранодиорит-порфирами, кварцевыми диоритами и гранит-порфирами. Метасоматические изменения в дайках интенсивные. По данным документации канав (канава 3) на участке Олбот установлено, что дайки диоритоидов пересекают жильно-прожилковые образования золотосульфидно-альбит-кварцевого состава и в свою очередь импрегнированы прожилками анкерит-полисульфидно-кварцевого состава, то есть являются внутрирудными.
На рис. 6 приведен типовой разрез через центральную часть месторождения, отражающий комбинированный характер рудной залежи с сочетанием крутопадающих жильно-прожилковых зон золотополисульфидно-квар-цевого состава и слабо проявленной стратоидной золотоносной арсенопирит-пиритовой вкрапленности. На участке Олбот, в отличие от месторождения Петух, доминирует жильно-прожилковый тип. Вместе с тем изотопные данные указывают на то, что основным источником рудного вещества на этом участке также служили стратоидные золотосульфидные образования «донорной» формации (см. рис. 5), предположительно залегающие ниже по разрезу.
Специализированные исследования на месторождении Петух и рудопроявлении Олбот позволили установить полигенный и многоэтапный характер золоторудной минерализации. Был выделен ряд структурно-вещественных комплексов, в том числе: биогенно-хемогенный, гидротермально-осадочный, кластогенный и прожилково-жильный.
Биогенно-хемогенный минеральный комплекс. В этот комплекс входят тонкозернистый пылевидный и землистый пирит (мельниковит), оолиты и фрамбоиды пирита, а также органические остатки, представленные антрак-солитом, часто с сохранением структуры растительной ткани. В цементе осадочных пород часто наблюдается субмикронная тонкая вкрапленность, хлопьевидные, землистые агрегаты, оолиты (глобули) и фрамбоиды пирита («оруденелые бактерии»). Размеры фрамбоидов обычно составляют 5-15 мкм. Их отличает полигональное внутреннее строение. В оолитах пирита внутреннее строение хлопьевидно-глобулярное, что подчеркивает их коллоидное происхождение. Размеры оолитов составляют обычно десятки мкм. Коллоидные шарики (оолиты) образуют агрегатные комковидные скопления размером до 100-200 мкм и часто включают в себя выделения фрамбоидального пирита. В отдельных случаях отмечается обрастание фрамбоидов блёклой рудой с тонкой вкрапленностью халькопирита или цементация их метакристаллами арсенопирита. Осадочно-биоген-ное происхождение пирита подтверждается широкими вариациями изотопного состава серы (см. рис. 5) в области отрицательных значений 53^ (до -20%о).
Гидротермально-осадочный минеральный комплекс образует стратиформные залежи вкрапленных руд. Данный минеральный комплекс в основном проявлен на месторождении Петух, в меньшей степени на участке Олбот. По мере перехода грубообломочных диамик-титов в подстилающие алевролиты и алевропесчаники (турбидитовые отложения) в матрике появляется золотоносная пирит-арсенопиритовая вкрапленность от 0,5 до 3%. Алевролиты переслаиваются с тонкими плойками сульфидоносных тонкозернистых песчаников. Наряду с арсенопирит-пиритовой метавкрапленностью отмечаются микроконкреции пирита и маломощные линзочки массивных пирититов.
Минеральный состав комплекса: золотоносный пирит (Py II) различных кристаллических форм (кубические, пентагондодекаэдрические, реже октаэд-рические гранные формы, аллотриоморфные зерна, скелетные кристаллы), идиоморфный золотоносный арсенопирит (Ars I). Золотоносность сульфидов связывается с тонкодисперсным субмикронным золотом. В виде микровключений (микропарагенезис) в пирите и арсенопирите присутствуют: халькопирит, пирротин, сфалерит, реже блёклые руды и галенит. Состав микропарагенезиса сходен для руд обоих участков (Петух и Олбот). Изотопный состав серы гидротермально-осадочных сульфидов постоянен в пределах рудного узла (см. рис. 5) и соответствует узкому интервалу значений 534S=-3,8±1%o.
Кластогенный рудный минеральный комплекс, как отмечалось выше, содержится в основном в гравий-но-галечной фракции диамиктитов, реже в виде пиритовых и арсенопирит-пиритовых рудокласт. В обломках вулканитов заключена сульфидная вкрапленность, сходная по составу с гидротермально-осадочным минеральным комплексом. В обломках метасоматически измененных дацитов, их туфах и силицитах отмечается пиритовая вкрапленность с микровключениями халькопирита, блёклых руд, пирротина и сфалерита. Встречаются единичные рудные обломки пиритового и пирит-арсенопиритового состава, иногда с микровключениями золота размером до 16 мкм. В пирите в ассоциации с золотом присутствуют микровключения пирротина, халькопирита и марказита. В арсенопи-рите - сфалерита, теннантита и халькопирита. Часто границы гравийно-галечных обломков содержат каймы, обогащенные мелкокристаллическим агрегатом пирита и арсенопирита, что указывает на реакционное взаимодействие обломков с водонасыщенным углеродисто-глинистым матриксом диамиктитов.
В обломках терригенных пород присутствует пиритовая минерализация, типичная для биогенно-хемоген-ного минерального комплекса. Это тонкая пылевидная вкрапленность, фрамбоидальный и тороидальный (по органическим остаткам) пирит, сростки несовершенных кубических кристаллов с ситовидным внутренним строением.
Рис. 6. Геологический разрез рудопроявления Олбот:
стратифицированные образования: пермская система, верхний отдел, атканская свита: 1 - вторая подсвита (Р3а^), 2 - первая подсвита (Р3а^); интрузивные образования поздней юры: 3 - дайки диоритовых порфиритов нера-бохапчинско-го комплекса 03пЬ); литологические разности пород: 4 - диамиктиты, 5 - гравелиты, 6 - песчаники, 7 - алевропесчаники, 8 - алевролиты; 9 - ореолы прожилковой минерализации золотополисульфидно-альбит-кварцевого состава, сопряженной с серицит-анкерит-альбит-кварцевыми метасоматитами; 10 - граница горизонтов с интенсивной стратоидной пиритовой вкрапленностью; 11 - разломы; 12 - катаклазиты; 13 - скважины и их номера; 14 - интервалы с содержаниями золота более >0,1 г/т
Матрикс диамиктитов сложен углеродисто-глинистым веществом с непостоянной и переменной примесью новообразованного (кристаллобластичес-кого) пирита и арсенопирита.
Присутствие оруденелых вулканитов и силицитов в диамиктитах, как уже отмечалось, свидетельствует о разрушении вулканических центров гидротермальной активности в бассейне седиментации. Нахождение сходной по составу сульфидной минерализации в обломках пород и в матриксе диамиктитов связано с вовлечением в лавинную седиментацию как литифициро-ванных пород, так и рыхлых осадков. Неравномерная литификация осадков - дополнительный косвенный
признак наличия субмаринных гидротермальных полей, в пределах которых, как известно (по аналогии с современными океаническими рифтами), процессы ли-тификации и диагенеза происходят с более высокими скоростями, чем за их пределами.
Прожилково-жилъные образования полисульфидно-анкерит-альбит-кварцевого состава, как отмечалось выше, представлены двумя возрастными группами, разделенными внедрением даек и, по-видимому, пара-гененетически связанными с ними. Прожилковые зоны сопровождаются метасоматическими изменениями и формируют секущие рудные зоны с жильно-прожил-ково-вкрапленным типом минерализации.
В составе ранних альбит-кварцевых прожилков в переменных количествах присутствуют (в порядке убывания): арсенопирит (Ars II), пирит (Py III), блёклые руды (теннантит), сфалерит, халькопирит. Минералы полисульфидной группы образуют срастания с арсенопиритом и пиритом, а также присутствуют в них в виде микровключений. Для месторождения Петух, по сравнению с Олботом, характерно большее разнообразие минеральных видов в составе микровключений в пирите и арсенопирите. Сростки сульфидов приурочены к контактам прожилков. Их количество зависит от интенсивности прожилкования, которая изменяется от нескольких процентов до 50% от объема пород. Мощность прожилков от нескольких миллиметров до 2-3 см, обычно 0,5-1,0 см. Обогащение прожилков полисульфидно-пирит-арсенопиритовыми сростками обычно отмечается в участках пересечения прослоев, обогащенных ранней (сингенетичной) арсенопи-рит-пиритовой вкрапленностью. При этом достаточно крупные (до 3-5 мм) кристаллы сульфидов прорастают границы прожилков и затрагивают 2-3 мм части экзо-контакта с ориентировкой вершинных форм кристаллов кубического пирита перпендикулярно контакту прожилка с метапородой. Это может служить признаком притока рудного вещества как по микротрещинам, так и из порового пространства породы (в том числе переотложенного из ранних гидротермально-осадочных сульфидов). В сростках кристаллов арсенопирита и пирита устанавливаются редкие интерстициальные микровыделения самородного золота. Есть и микровыделения золота в кварце. Размерность золота варьирует от 1^2 до 6^12 мкм. Их форма неправильная, вытянутая. Изотопный состав серы сульфидов из метавкра-пленников и прожилков близок, что свидетельствует о переотложении сульфидов из пород в прожилки без привноса серы из другого источника.
Постдайковые прожилки полисульфидно-анкерит-доломит-кварцевого состава содержат сростки мелкокристаллического пирита (Py IV), тонкоигольчатого арсенопирита (Ars III) и минералы полисульфидной группы (халькопирит, сфалерит, галенит). На участке Олбот в арсенопирите в виде самостоятельной вкрапленности, а также в срастании с халькопиритом и сфалеритом иногда отмечается петцит (Ag3AuTe2).
Метасоматические изменения - альбитизация, сери-цитизация, анкеритизация и окварцевание приурочены к прожилковым зонам. Они распределены неравномерно в зависимости от литологического состава пород. Наиболее интенсивно они проявлены в наиболее пористых грубообломочных диамиктитах.
Выделяются две возрастные группы метасоматитов, тесно связанные с дайками неро-бохапчинского комплекса. Раннерудные (додайковые) изменения - альбит-кварцевые. Они представлены тонкозернистыми точечными и пятнистыми агрегатами новообразованных «чистых» зерен кварца и альбита. При замещении
пород происходит «отгонка» углеродистого вещества на периферию этих новообразований с переотложением органики в виде ветвящихся жгутиков, линзовидных полосок и др. Околожильные альбит-кварцевые изменения проявлены слабо.
Серицит-анкерит-пиритовые метасоматиты являются более поздними (постдайковыми) образованиями. Они развиты как в трещинных (прожилковых) зонах в осадочных породах, так и в дайках неро-бохапчинско-го комплекса. В целом для участка Олбот характерна высокая степень анкеритизации; количество анкерита достигает 20%. Количество серицита в измененных терригенных породах колеблется в пределах 2-5%, а в дайках достигает 30%. Количество пирита в этих мета-соматитах варьирует от 1-2% до 10%. Пирит встречается в различных кристаллических формах - кубической, пентагондодекаэдрической, реже октаэдрической. Кроме пирита в измененных породах наблюдается арсе-нопирит (ромбический, игольчатый), однако развитие арсенопирита более локально по сравнению с пиритом. Мощность зон метасоматических изменений соответствует мощностям прожилковых зон и составляет от нескольких метров до 50 м.
Перечисленные минеральные комплексы и метасо-матические образования в Верхне-Хатыннах-Олбот-ском рудном узле образуют комбинацию двух структурно-морфологических типов рудных зон:
Первый тип - мощные стратиформные залежи вкрапленных золото-арсенопирит-пиритовых руд с содержаниями золота до 1 г/т, развитые в нижнеатканских отложениях.
Второй тип - крутопадающие секущие жильно-про-жилковые зоны с золотополисульфидно-анкерит-аль-бит-кварцевой минерализацией, сопряженные с ореолами метасоматических изменений и приуроченные к разломам северо-западного, северо-восточного и субмеридионального простирания; средние содержания золота на уровне 3-5 г/т.
Комбинация этих типов на уровне нижнеатканских отложений определяет образование крупнообъемных залежей прожилково-вкрапленных золотосульфидных руд с содержаниями на уровне 2-3 г/т. Комбинированный тип залежей характерен для месторождения Петух и в меньшей степени для участка Олбот, где доминируют крутопадающие жильно-прожилковые зоны в ореолах метасоматических изменений, что определяется более высоким стратиграфическим уровнем участка. При этом основной рудоносный уровень рудопроявления Олбот с комбинированным типом рудных залежей можно предполагать на глубине более 300 м, соответствующей нижним уровням нижнеатканских отложений. Это косвенно подтверждают результаты электрофизического профилирования (ВП, ЕП, АМТЗ), проведенные А.В.Тарасовым с коллегами (ВИРГ «Рудгеофизика»).
На участках Петух и Олбот были выявлены крупные ореолы с низким удельным электрическим сопротивле-
нием (10-100 Омхм), соответствующие сульфидонос-ным горизонтам и зонам с прожилково-вкрапленной минерализацией [21]. На месторождении Петух проводящий горизонт образует крупную сводовую структуру. Верхний уровень проводящего уровня расположен на глубине около 200 м от дневной поверхности и соответствует уровню развития нижнеатканских отложений. На участке Олбот в осевой части антиклинали выделяется проводящая зона с удельным электрическим сопротивлением 10-100 Омхм. При этом проводящая зона (ореол) имеет крутое погружение и небольшую мощность, что говорит о ее локальном характере и связи с выявленными крутопадающими прожилковыми зонами. Расширение ореола повышенной проводимости отмечается на глубинах 300-500 м, что можно соотнести с положением сульфидоносных горизонтов ниж-неатканских отложений. Соответственно, на глубоких горизонтах рудопроявления Олбот можно предполагать наличие комбинированного крупнообъемного золотого оруденения, аналогичного месторождению Петух. Вместе с тем, относительно слабое по интенсивности проявление стратоидной сульфидной минерализации в нижнеатканских отложениях на участке Олбот может быть и следствием флангового положения участка относительно основных зон разгрузки субмаринных гидротермальных полей атканского рудоносного бассейна.
Хакчанский рудный узел находится на северном фланге Центрально-Колымского региона, на границе Магаданской области и Саха-Якутии. Он приурочен к северо-западному замыканию Аян-Юряхского ан-тиклинория и располагается в зоне влияния одной из ветвей рудоконтролирующего Чай-Юрьинского разлома. Золотое оруденение рудного узла является примером вкрапленно-жильно-прожилкового типа, приуроченного к трещинным зонам глубокого заложения с протяженной на глубину жильно-прожилковой золо-тополисульфидно-кварцевой минерализацией, которая проявлена непрерывно как в нерючинских, так и подстилающих их верхнеатканских отложениях. Страти-формная золоторудная минерализация в настоящее время не выявлена и предполагается на более глубоком стратиграфическом уровне, соответствующем нижне-атканским отложениям.
Рудный узел локализован в крупной антиклинальной складке первого порядка. В пределах рудного узла выделяются два рудных поля: Средне-Хакчанское и Верх-не-Хакчанское, а также многочисленные рудопроявле-ния и точки минерализации. Известны россыпи золота.
Рудное поле приурочено к области пересечения Верхне-Хакчанского сбросо-сдвига, являющегося оперяющей ветвью Чай-Юрьинского регионального разлома и крупных рудолокализующих субмеридиональных сбросов. Главная рудолокализующая структура - Хак-чан-Некусахчанская антиклиналь запад-северо-западного простирания с размахом крыльев 4-5 км.
Верхне-Хакчанское месторождение локализовано в клиновидном тектоническом блоке в ядерной части и южном крыле асимметричной антиклинальной складки второго порядка. Размах крыльев превышает 1 км, углы падения южного крыла достигают 60°-70°, северное крыло - более пологое до 45°. Продольные зоны смятия и приразломные складки высоких порядков с размахом крыльев в первые метры вмещают локальные зоны прожилково-вкрапленной золоторудной минерализации.
В пределах рудного поля развит комплекс верхнепермских углеродисто-терригенных пород [6].
Породы верхней перми образуют непрерывный разрез и представлены (снизу-вверх): атканской, не-рючинской и кулинской свитами. Рудные залежи локализованы в основном в низах нерючинской свиты, то есть непосредственно над потенциально рудоносными атканскими отложениями, которые на месторождении лишь частично вскрыты единичными скважинами.
Отложения атканской свиты (Р2а/) вскрыты в ядрах локальных антиклиналей на глубине от 280 до 400 м. Породы представлены диамиктитами с редкими маломощными прослоями массивных алевролитов с туфогенной примесью, по составу отвечают верхней подсвите атканских отложений. Граница между не-рючинской и атканской свитой проводится по кровле крупногалечных диамиктитов. Полный разрез аткан-ской свиты и распределение в нем стратиформной сульфидной минерализации на настоящий момент не изучены.
В составе рудовмещающей нерючинской свиты (Р3пг) выделено три подсвиты.
Нижняя подсвита (Р2«г1) - основная рудовмещаю-щая, слагает ядра антиклиналей и делится на 4 пачки, общей мощностью 300 м. Первая пачка (Р2пг11) представлена массивными углеродистыми алевролитами с туфогенной примесью. Вторая пачка (Р3пг12) сложена преимущественно песчанистыми алевролитами с ту-фогенной примесью с прослоями мелкозернистых песчаников. Третья пачка (Р2пг13) близка по составу первой пачке. Четвертая пачка (Р2пг14) сложена массивными мелкозернистыми песчаниками с прослоями и линзами гравелитов, мелкогалечных диамиктитов и алевролитов.
Средняя подсвита (Р2«г2) слагает крылья складок. Разделена на 3 пачки общей мощностью 250 м, в составе которых преобладают алевролиты.
Верхняя подсвита (Р2пг3) слагает как крылья антиклиналей, так и ядра синклинальных складок. Делится на 4 пачки общей мощностью около 200 м. Первая пачка (Р2иг3') сложена преимущественно мелкозернистыми песчаниками и песчанистыми алевролитами с прослоями алевролитов. Вторая пачка (Р2иг32) - темно-серые массивные алевролиты с прослоями светлосерых мелкозернистых песчаников. Третья пачка (Р2иг33) представлена песчанистыми алевролитами с
туфогенной примесью и линзами светло-серых мелкозернистых песчаников. Четвертая пачка (Р2иг34) сложена алевролитами с туфогенной примесью и редкими прослоями темно-серых песчанистых алевролитов.
Интрузивные образования в пределах рудного поля представлены дайками позднеюрского нера-бохап-чинского комплекса. Они представлены диабазовыми порфиритами, диоритами, диоритовыми порфиритами, кварцевыми диоритовыми порфиритами и спессарти-тами. Присутствуют также дайки сиенит-порфиров позднемелового билириканского комплекса. Протяженность даек от сотен метров до первых километров, мощность достигает 30 м. Простирание даек в основном субширотное, реже - северо-западное. Падение крутое, в южных и северных румбах.
На месторождении выделяются три золотоносные зоны: Основная, Южная и Северная [6]. Наиболее перспективными на крупнообъемное золотое оруденение являются Основная и Южная зоны. По геофизическим данным они прослеживаются по простиранию на 45005000 м, при ширине от 400-500 м в восточной и около 1000 м в западной части месторождения.
Наиболее изученная - рудная зона Основная, представленная минерализованной зоной дробления. Она прослежена поверхностными горными выработками на 3 км и охарактеризована скважинами колонкового бурения до глубины 400 м.
Рудные тела месторождения локализованы в пределах Верхне-Хакчанского сбросо-сдвига на отрезке протяженностью 2,5 км, где между его северо-восточным и юго-западным швами широко развиты субширотные разломы. Разлом представлен зонами дробления с блоками интенсивно катаклазированных пород. В зоне разлома развиты мощные полосы вязкой черной глины с обломками кварцевых жил и прожилков. Общая мощность зон дробления колеблется от 2-3 м до 40 м, в среднем составляя около 20 м. Угол падения сдвиговых нарушений составляет 65°, на глубине наблюдается их выполаживание до 40°-45°. В пределах зоны дробления развиты каркасно-сетчатые и параллельные кварцевые прожилки. Они пересекаются позднерудными анкерит-кварцевыми жилами (мощностью более 10 см).
По результатам поисково-оценочных работ, проведенных ООО «Станнолит» в 2007-2009 гг., прогнозные ресурсы золота категории Р1 оценены в 135 т (среднее содержание золота 2,15 г/т). Литолого-структурные условия локализации и морфология рудной залежи показаны на типовом разрезе Верхне-Хакчанского месторождения (рис. 7).
Рудная залежь зоны Основная включает в себя минерализованную зону дробления, содержащую прожилки и стержневые жилы золотополисульфидно-анке-рит-альбит-кварцевого состава. В целом рудная залежь крутопадающая (80°), иногда выполаживается до 50°. В верхней части сопровождается серией маломощных (до 10 м) субвертикальных апофиз, образующих струк-
туру «конского хвоста». Наиболее мощная апофиза представлена Южной рудоносной зоной. Морфология залежи сходна с морфологией залежи верхнего уровня Наталкинского месторождения [6]. Мощность рудной залежи варьирует от 1 м (восточная часть зоны) до 30 м (западная часть зоны).
Метасоматические изменения пород на Верхне-Хак-чанском рудном поле и месторождении проявлены широко и интенсивно. Ведущую роль играют альбит-кварцевые метасоматиты, содержащие в переменном количестве карбонат и серицит. В меньшей степени проявлена серицитизация и анкеритизация пород.
В составе альбит-кварцевых метасоматитов выделяются средне-крупнозернистые и тонко-мелкозернистые разности. Первые приурочены к контактам жил и прожилков и сопровождают брекчиевидные альбит-кварцевые образования - брекчии метасоматического замещения. Мелкозернистые метасоматиты расположены на удалении от жил и характеризуются точечной и пятнистой неоднородностью распределения кварцевых и альбитовых новообразований. Для слабо проявленных форм этих образований характерно развитие локальных (точечных) скоплений чистых мелких зерен кварца и альбита, которые по мере разрастания сливаются в крупные пятна альбит-кварцевого состава. Эти изменения сходны с таковыми Олботского рудопроявления и также характерны для верхних уровней Наталкинского месторождения, что подчеркивает перспективы глубоких горизонтов рассматриваемых объектов.
Кварц-альбитовые метасоматиты в серицит- и кар-бонатсодержащих породах имеют более сложный состав - серицит-альбит-кварцевый или серицит-карбонат-альбит-кварцевый с широкими вариациями минерального состава. Альбит-кварцевые метасома-титы сопровождают золотоносные жилы и содержат сульфидную вкрапленность (пирит, арсенопирит, халькопирит и др.). В метасоматических ореолах развита прожилковая минерализация карбонатного и кварцевого составов.
В составе прожилковой кварцевой минерализации выделено три генерации. Кварц ^-1) образует жилы и прожилки выполнения с шестоватой, гребенчатой столбчатой и «книжной» текстурами. Прожилки кварца ^-П) развиты в кварц-альбитовых брекчиях метасома-тического замещения; индивиды кварца обладают ярко выраженным волнистым угасанием, часто катаклазиро-ваны с интенсивной перекристаллизацией и новообразованиями микроиндивидов в межзерновых границах. Прожилки кварца ^-Ш) сложены мелкозернистым агрегатом (сотые и тысячные доли миллиметра). Кварц ассоциирует с калишпатом и альбитом, присутствует также карбонат (Са-Ш), крупночешуйчатый серицит и пирит.
В составе золоторудной минерализации установлены: раннерудная золотоносная кварц-анкерит-аль-бит-пирит-арсенопиритовая минеральная ассоциация,
Рис. 7. Геологический разрез через западную часть Верхне-Хакчанского месторождения:
стратифицированные образования: пермская система, верхний отдел (1-4), нерючинская свита (1-3): 1 - верхняя подсвита (P3nr3), 2 - средняя подсвита (P3nr2), 3 - нижняя подсвита (P3nrJ; 4 - атканская свита (P3at); 5 - дайки позднеюрских диоритовых порфиритов нера-бохапчинского комплекса (J3nb); разрывные нарушения: 6- зоны милонитизации и дробления; 7 - сколовые трещины; 8-14 - литологические разности пород: 8 - алевролиты с туфогенной примесью, 9 - алевролиты, 10 - песчанистые алевролиты, 11 - алевропесчаники, 12 - песчаники, 13 - гравелиты, 14 - диамиктиты; 15 - рудная зона Основная, представленная зоной дробления с интенсивной жильно-прожилковой кварц-анкерит-альбит-пирит-арсенопирито-вой минерализацией, сопряженной с ореолами серицит-анкерит-альбит-кварцевых метасоматитов; 16 - ореол верхнерудно-надрудной (слабо золотоносной) прожилковой пирит-анкерит-кварцевой минерализации; 17 - скважины
составляющая доминирующий объем минеральных образований, и позднерудная высокозолотоносная -золотосульфидно-полиметаллическая (сфалерит, блёклая руда, галенит, халькопирит) ассоциация, проявленная в виде мелко- и микровкрапленных выделений среди минеральных образований ранней ассоциации [6]. Метасоматические изменения углеродистых песчаников и алевролитов с повышенными содержаниями син-генетичного глобулярного и фрамбоидального пирита сопровождаются его перекристаллизацией и образова-
нием тонкой вкрапленности идиоморфного пентагон-додекаэдрического пирита.
Ранняя рудная кварц-карбонат-альбит-пирит-арсе-нопиритовая минеральная ассоциация представлена арсенопиритом, пиритом, шеелитом и герсдорфитом. Содержания золота в тонкокристаллическом арсенопи-рите по данным IСР-МS анализа варьируют от 11,8 до 45,5 г/т. Считается, что золото в арсенопирите ранней генерации находится в тонкодисперсном состоянии. Уровень золотоносности руд при учете средних содер-
жаний арсенопирита (3-4%), связанный с раннерудной ассоциацией, может составить до 1,0 г/т.
Золотосульфидно-полиметаллическая ассоциация образует тонковкрапленные и микроскопические включения в кварце, арсенопирите и пирите и представлена самородным относительно высокопробным золотом, маложелезистым сфалеритом (клейофан), тетраэдритом, галенитом и халькопиритом.
Самородное золото образует микровыделения размером от нескольких микронов до 0,5 мм (в среднем первые сотые доли миллиметра) в кварце, арсено-пирите и пирите. Формы более крупных выделений комковидные, гемиидиоморфные, кристаллические и значительно реже интерстициальные (выполнения микротрещин). По данным микрозондовых определений пробность золота 800-870%о. В качестве примесей установлены РЬ, Fe, 2п, As, Те.
На месторождении установлена неконтрастная минеральная зональность [6]:
надрудный уровень - пирит-серицит-кварцевые жилы и зоны прожилкования. Содержания Аи <0,1 г/т;
верхнерудный уровень - золото-пирит-анкерит-кварцевые жилы и зоны прожилкования;
среднерудный уровень - золото-тетраэдрит-халь-копирит-сфалерит-галенит-пирит-арсенопирит-ка-лишпат-альбит-кварцевые жилы и сетчатые зоны прожилкования. Содержания Аи 0,1-450 г/т (среднее
содержание в жилах - до 10-15 г/т, в сетчатых зонах прожилкования - около 2 г/т);
нижнерудный уровень - пирит-арсенопирит-муско-вит-калишпат-альбит-кварцевые жилы и зоны прожил-кования;
подрудный уровень - кальцит-кварцевые жилы и зоны прожилкования. Содержания Аи <0,1 г/т.
Золотосеребряное отношение отчетливо увеличивается от 1/90 до 1/1-2/1 с глубиной и по мере приближения к потенциальным рудным телам.
Изотопные исследования показали, что в рудах месторождения присутствуют две разновидности сульфидов (см. рис. 5). Ранняя, представленная рассеянной вкрапленностью пирита и арсенопирита во вмещающих породах, характеризуется 5348=-4±1%о и может быть сопоставлена с описанными выше гидротермально-осадочными сульфидами Хатыннах-Олботского рудного узла. Поздняя пирит-арсенопиритовая минерализация, сопровождающая жильно-прожилковый комплекс, характеризуется значительно более высокими значениями 5348=-2,0±0,5%о. Выявленная закономерность позволяет предполагать привнос основной части серы (и, вероятно, золота) в руды из глубинного источника.
Физико-химические условия минералообразования на рассмотренных выше золоторудных полях определены по флюидным включениям в жильном кварце (см. таблицу). Во всех образцах обнаружена типичная
Физико-химические условия рудообразования (по флюидным включениям в кварце)
Образцы Температуры фазовых переходов, °С Параметры флюида
Т ГГ п Т СО, п 2 Т СО, (фаза) гом 2 / Т (ж) гом №0 экв, мас. % СО2 мол. % Р, бар
Месторождение Наталкинское, золотокварцевые прожилки
С9/50-390 +5,0 -58,0 +23 (ж) 280-290 9 7 950 900±50
- -58,5 +19 (ж) - - 70 900
С9/50-450 +7,5 -57,4 +26 (ж) 325-330 5 10 850
- -58,0 +24 (ж) - - 80 900
Месторождение Верхний Хакчан, золото-анкерит-кварцевые жилы и прожилки
S-114 +7,0 -56,8 +20±2 (г) 340-360 6 5 400 350±50
Х3-95 +7,0 -56,9 +21±1(г) 240-260 6 3 300
- -57,0 +30 (г) - - >85
Месторождение Верхний Хакчан, золото-альбит-кварцевые прожилки (шестоватый кварц)
D-Ш +7,5 -56,7 +16,5 (ж) 295-305 5 12 1250 1200±50
+7,5 -56,7 +15,5 (ж) - 5 60-65 1150
Месторождение Петух, золото-альбит-кварцевые прожилки (шестоватый кварц)
С426-179 +6,5 -56,8 +16 (ж) 295-300 6,5 13 1500 1450±50
+6,5 -56,8 +14 (ж) 260-265 6,5 8 1400
- -57,0 +15 (ж) - - >85 1450
Примечание. Температуры: Тп ГГ - плавления газогидрата, Тп С02 - плавления углекислоты, Тгом СО2 - гомогенизации углекислоты в жидкую (ж) или газовую (г) фазу, Тгом (ж) - полной гомогенизации включений в жидкую фазу; температуры протаива-ния эвтектики водно-солевого раствора во всех образцах находятся в интервале -10.. ,-5°С. В каждой группе проанализировано 10-15 индивидуальных включений. Пробы за исключением Д-111 отобраны из золотоносных участков (Аи 0,5-1,5 г/т).
ассоциация углекислотно-водных и существенно угле-кислотных включений, свидетельствующая о гетерогенном состоянии (вскипании) минералообразующих флюидов. Углекислота в большинстве случаев практически не содержит примесей других газов, о чем свидетельствует температура ее плавления (-56,7°...-57°С). Исключение составляет месторождение Наталка, где доля метана достигает 5-7%. Водно-солевой раствор во включениях имеет существенно гидрокарбонатный состав и относительно низкую концентрацию (5-9 мас.% №С1-экв. по температуре плавления газогидрата) [23]. При однотипном составе флюидов рассматриваемые кварцево-жильные системы значительно различаются по Р-Т параметрам формирования.
Для определения давлений использован наиболее точный из всех существующих геобарометров, основанный на экспериментальных данных по растворимости СО2 в водно-солевых растворах и свойствах чистой углекислоты [9, 10]. Полученные оценки давления (см. таблицу) позволяют сделать следующие заключения.
Раннерудные прожилки шестоватого кварца Хатын-нах-Олботского и Хакчанского рудных полей относятся к единой региональной минералообразующей системе и были сформированы при температуре 300°-260°С в условиях повышенных давлений (1200 и 1450 бар), соответствующих глубинам около 6 и 5 км. Однако высокие значения давления здесь, вероятно, связаны не с литостатическим, а с избыточным флюидным давлением и косвенно свидетельствуют о значительных глубинах корневой части рудоносных флюидных систем и, соответственно, о значительном вертикальном размахе оруденения.
Более поздние золотоносные жилы и сульфидно-анкерит-кварцевые прожилки, проявленные на месторождении Верхний Хакчан, образовались, вероятнее всего, в условиях гидростатического градиента на глубинах не более 3,5 км. Можно предположить связь минерализации этого типа с орогенным магматизмом, на что указывает и отмеченное повышение 5348 сульфидов поздней генерации.
Золотоносные кварцевые прожилки Наталкинского месторождения, очевидно, также принадлежат ороген-ной рудообразующей системе, вскрытой на более глубинном уровне (не менее 4 км при условии литостати-ческого градиента).
Рассмотренные выше примеры месторождений Верхне-Хатыннах-Олботского и Хакчанского рудных узлов (с учетом данных по Наталкинскому месторождению) характеризуют, применительно к Центрально-Колымскому региону, единый вертикальный ряд полигенно-полихронной рудно-метасоматической системы черносланцевого типа.
Результаты исследований позволяют сделать следующие выводы:
Крупнообъемное золотое оруденение черносланце-вого типа на изученных объектах определяется ком-
бинацией сквозных крутопадающих, протяженных на глубину жильно-прожилковых зон со стратиформными залежами вкрапленных руд, приуроченных к рудоносному уровню нижнеатканских отложений.
Нижнеатканские отложения рассматриваются в качестве основного рудоносного литолого-стратигра-фического уровня. Они представлены турбидитами - углеродистыми алевролитами и мелкозернистыми песчаниками с рассеянной и послойной пирит-арсено-пиритовой вкрапленностью гидротермально-осадочного генезиса. Их полный разрез и основные характеристики рудоносного уровня получены при изучении месторождения Петух.
Верхнеатканские обвально-оползневые отложения также обладают повышенной золотоносностью, связанной с кластогенной сульфидной минерализацией и перемытыми продуктами метасоматической и гидротермально-осадочной деятельности субмаринных синвулканических построек. К прожилковым зонам, развитым на данном уровне, приурочено рудопрояв-ление Олбот. При этом основные перспективы Олбот-ского рудного поля связаны с глубокими горизонтами, где по электрофизическим данным на глубинах 300-500 м предполагаются сульфидоносные горизонты ниж-не-атканского уровня.
Узкий диапазон вариаций значений 534 8 (-3,8±1%) в сингенетичных атканским отложениям сульфидах и в рудокластах свидетельствует о гидротермально-осадочном генезисе золоторудных концентраций нижне-атканского литолого-стратиграфического уровня.
В пределах Хатыннах-Олботского рудного узла изотопный состав сульфидной серы пирита и арсенопи-рита из прожилковых и стратиформных вкрапленных образований практически идентичны (см. рис. 5), что подчеркивает регенерационный, переотложенный характер золотополисульфидно-кварцевой минерализации. На месторождении Верхний Хакчан изотопные данные фиксируют поступление основной части серы сульфидов прожилково-вкрапленных руд в составе син- и постколлизионных магматогенных флюидов. На месторождении Наталка изотопный состав сульфидной серы подчеркивает полигенный характер золоторудной минерализации и влияние поздних регенерационных процессов, связанных со становлением ОЧВП.
Обогащение всех сульфидов легким изотопом серы (5348 <0) указывает на вовлечение сульфидного вещества углеродисто-терригенных толщ в рудно-магмати-ческие системы как на конседиментационном, так и на коллизионном этапе развития региона.
Продуктивные жильно-прожилковые зоны золотопо-лисульфидно-анкерит-альбит-кварцевого состава, связанные с позднеюрскими малыми интрузиями, имеют сквозное распространение по вертикали и проявлены как на уровне атканских, так и перекрывающих нерю-чинских отложений. Ранние прожилки с регенерированной золотосульфидной минерализацией формиру-
ются в обстановке повышенного флюидного давления (1,5-1,2 кбар), что обеспечивает условия для активного взаимодействия растворов и золотоносных пород «до-норной» формации. Снижение давления при формировании позднерудной жильной минерализации может быть связано как с денудацией перекрывающих толщ, так и со снижением флюидного давления на поздних стадиях рудообразования.
Верхне-Хакчанское месторождение надстраивает разрез рудоносных и рудовмещающих отложений, залегающих выше атканского литолого-стратиграфи-ческого уровня. Рудные тела жильно-прожилковых и прожилково-вкрапленных золотополисульфидно-квар-цевых руд здесь локализованы в нерючинских (омчак-ских) отложениях. В этой связи можно предполагать наличие комбинированного крупнообъемного орудене-ния на глубоких горизонтах месторождения, на уровне распространения нижнеатканских сульфидоносных горизонтов, которые пока остаются недоизученными.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Арифулов Ч.Х., Арсентьева И.В., Ожерельева А.В. Золоторудные месторождения в рифтогенных черносланце-вых отложениях Южного Урала. - М.: ЦНИГРИ, 2013.
2. Арифулов ЧХ. К вопросу об условиях образования крупнообъемных черносланцевых золоторудных месторождений // Руды и металлы. 2014. № 2. С. 5-19.
3. Астахов А.С., Горячев Н.А., Михалицына Т.И. Об условиях формирования обогащенных золотом горизонтов рудовмещающих черносланцевых толщ (на примере пермских и современных морских отложений Северо-Востока Азии) // ДАН. 2010. Т. 430. № 2. С. 212-217.
4. Ведерников И.Л. Пермские диамиктиты Аян-Юряхского антиклинория - группа пород различного генезиса // Тезисы докл. всерос. научн. конференции «Чтения памяти академика К.В.Симакова». 25-27 ноября 2009 г. - Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2009. С. 42-43.
5. Виноградов В.И. Роль осадочного цикла в геохимии изотопов серы. - М.: Наука, 1980.
6. Геологическое строение золоторудного месторождения Верхний Хакчан, Магаданская область / М.В.Наталенко, М.А.Имамендинова, В.А.Данильченко и др. // Руды и металлы. 2014. №3. С. 59-68.
7. Гриненко В.А., Гриненко Л.Н. Геохимия изотопов серы. -М.: Недра, 1974.
8. Горячев Н.А. Геология мезозойских золотокварцевых жильных поясов Северо-Востока Азии. - Магадан. 1998.
9. Калюжный В.А. Основы учения о минералообразующих флюидах. - Киев: Наукова думка, 1982.
10. Кряжев С.Г. Современные проблемы теории и практики термобарогеохимии // Руды и металлы. 2010. № 2. С. 38-45.
11. Леонов М.Г. Олистостромы в структуре складчатых областей. - М.: Наука, 1981.
12. Лисицын А.П. Лавинная седиментация и перерывы в
осадконакоплении в морях и океанах. - М.: Наука, 1988.
13. Месторождение Наталкинское / В.И.Гончаров, Н.А.Горячев, В.А.Сидоров и др. // Крупные и суперкрупные месторождения рудных полезных ископаемых. Кн. 1. - М.: ИГЕМ РАН, 2006. Т. 3. С. 213-254.
14. Наталкинское золоторудное месторождение мирового класса: распределение РЗЭ, флюидные включения, стабильные изотопы кислорода и условия формирования руд (Северо-Восток России) / Н.А.Горячев, О.В.Викен-тьева, В.С.Бортников и др. // Геология рудных месторождений. 2008. Т. 50. № 5. С. 414-444.
15. Наталкинское золоторудное месторождение - строение и основные поисковые признаки / С.А.Григоров, В.Д.Во-рожбенко, П.И.Кушнарев и др. // Отечественная геология. 2007. № 3. С. 43-50.
16. Основные типы рудных формаций. Терминологический справочник / Под ред. Ю.А.Косыгина, Е.А.Кулиша. - М.: Наука, 1984.
17. Прогнозирование и поиски месторождений золота //
B.А.Нарсеев, Н.К.Курбанов, М.М.Константинов и др. -М.: ЦНИГРИ, 1989.
18. Система геологических наблюдений при прогнозе и поисках месторождений колчеданных руд / Под ред. М.Б.Бородаевской, Д.И.Горжевского, Г.В.Ручкина. - М.: ЦНИГРИ, 1992.
19. Состояние и перспективы развития минерально-сырьевой базы алмазов, золота, меди, свинца, цинка Российской Федерации (по результатам работ ФГУП ЦНИГРИ за 2012-2015 гг.) / А.И.Иванов, С.С.Вартанян, А.И.Черных и др. // Отечественная геология. 2016. № 5. С. 11-62.
20. Тюкова Е.Э., Ворошин С.В. Изотопный состав серы пирита терригенных толщ Верхне-Колымского золотоносного региона// Проблемы геологии и металлогении северо-востока Азии на рубеже тысячелетий: Мат-лы XI сессии Северо-Восточного отделения ВМО «Регион. на-уч.-практ. конф., посвященной 100-летию со дня рождения Ю.А.Билибина», 16-18 мая 2001 г. - Магадан, 2001.
C. 216-219.
21. Условия локализации золотого оруденения в Верхне-Ха-тыннах-Олботском рудном узле и перспективы глубоких горизонтов Олботского рудного поля (Магаданская область) / Ч.Х.Арифулов, А.В.Инякин, М.А.Имамендинова и др. // Научно-методические основы прогноза, поисков и оценки месторождений благородных, цветных металлов и алмазов - состояние и перспективы). Научно-практическая конференция 19-20 апреля. - М.: ЦНИГРИ, 2016. С. 7-8.
22. Чанышев И.С., СтепановВ.А. Геохимические особенности сульфидов и золота месторождений и зон сульфидной минерализации в мезозойских терригенных толщах / Тр. ЦНИГРИ. 1982. № 167. С. 28-33.
23. Darling R.S. An extended equation to calculate NaCl contents from final clathrate melting temperatures in H2O-CO2-NaCl fluid inclusions: implications for PT-isochors location // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1991. Vol. 55. Pp. 38693871.
24. Stacey J.S., Kramers J.D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model // Earth and Planetary Science Letters. Amsterdam: Elsevier Scientific Publishing Company. 1975. Vol. 26. Pp. 207-221.
