Литология и полезные ископаемые, 2020, № 5, стр. 461-484
Коры выветривания Глухаринского рудно-россыпного узла (Приколымское поднятие, Северо-Восток Азии) и их золотоносность
А. Н. Глухов a, *, Ю. А. Калинин b, c, Г. Х. Буляков d
a Северо-Восточный комплексный научно-исследовательский институт им. Н.А. Шило ДВО РАН
685000 Магадан,
ул. Портовая, 16, Россия
b Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН
630090 Новосибирск,
проспект Академика Коптюга, 3, Россия
c Новосибирский государственный университет
630090 Новосибирск,
ул. Пирогова, 1, Россия
d АО “Ямальская горная компания”
629003 Салехард, ул. Броднева, 37, Россия
* E-mail: gluhov76@list.ru
Поступила в редакцию 06.11.2019
После доработки 19.12.2019
Принята к публикации 26.02.2020
Аннотация
Приколымское поднятие представляет собой одну из наиболее длительно развивавшихся структур Северо-Востока Азии. Специфика его неотектонического развития обусловила широкое распространение рыхлых кайнозойских образований, в том числе кор выветривания. Изучены закономерности пространственного распределения, минеральный и химический состав, гранулометрия, морфология и состав самородного золота. Показано, что к настоящему времени сохранились лишь реликты нижних горизонтов кор выветривания, в основном переотложенные. Состав пород коренного субстрата не способствовал формированию хорошо проработанного профиля выветривания и его обогащению золотом. Крайне слабые гипергенные преобразования самородного металла в образцах из россыпей свидетельствуют о поступлении золота непосредственно из коренного источника. Самостоятельного значения в качестве минерального сырья на золото изученные коры выветривания не имеют.
Приколымское поднятие (Приколымский террейн) является составной частью аккреционной структуры Северо-Востока Азии [Парфенов и др., 2003] и протягивается в субмеридиональном направлении на 450 км (рис. 1). Это поднятие сложено метаморфизованными протерозойскими песчаниками, сланцами, карбонатными породами, вулканитами и гипербазитами, которые несогласно перекрыты терригенными, вулканогенно-осадочными и карбонатными породами палеозоя–мезозоя. Интрузивные комплексы представлены мелкими телами девонских и меловых гранитоидов, а также дайками позднемеловых базитов. Широко распространены рыхлые кайнозойские отложения, которые формировались с палеоцена до голоцена. Геологическое развитие Приколымья, начиная с рифея, происходило в обстановке пассивной континентальной окраины, которая осложнялась циклическим проявлением рифтогенных процессов, а также изредка – субдукционных и аккреционно-коллизионных. Наиболее древние U–Pb датировки породных комплексов Приколымья составляют 2.04–2.36 млрд лет [Беус, 1992].
Россыпная золотоносность в Приколымье была выявлена в 1933 г. В.А. Цареградским и С.Д. Раковским. Всего за 85 лет геологического изучения выявлены 50 россыпей золота, в том числе 3 крупных и 10 средних. Эти россыпи вместе с коренными месторождениями и рудопроявлениями группируются в шесть золоторудно-россыпных узлов: четыре из них образуют Шаманихо-Столбовской рудно-россыпной район, где располагаются все разведанные промышленные объекты (см. рис. 1). Наиболее высокой продуктивностью характеризуется Глухаринский рудный узел (далее – Глухаринский РРУ), в пределах которого сосредоточено более 60% запасов россыпного золота и два разведанных коренных месторождения из трех наиболее крупных в районе. Глухаринский РРУ образован золоторудными месторождениями Надежда, Тый-Юрье, рудопроявлениями Глухаринское, Темный и шестью россыпными месторождениями золота (рис. 2). Начиная с 1961 г., в Шаманихо-Столбовском районе добыто около 25 т россыпного золота, и, с учетом остаточных запасов, общее количество золота в известных россыпях района оценивается в 50 т. Россыпные месторождения на рассматриваемой территории остаются важными промышленными объектами, добыча россыпного золота продолжается и поддерживается в последние 10 лет на уровне сотен килограммов в год.
Рудные концентрации золота впервые были установлены в 1936 г. Г.С. Киселевым, однако поиски значимых золоторудных объектов в течение почти 60 лет не давали положительных результатов. Первым успехом стало открытие в 1987 г. якутскими геологами небольшого месторождения Сохатиное в северо-западной части района [Протопопов, 1994]. В 2009–2014 гг. в пределах Шаманихо-Столбовского района были выявлены и разведаны месторождения Надежда и Тый-Юрье [Глухов, 2013; Глухов и др., 2016, 2018], на которых в настоящее время проводятся опытно-эксплуатационные работы.
Однако перспектива пополнения минерально-сырьевой базы золота за счет этого отдаленного района Северо-Востока РФ является по-прежнему актуальной, и один из возможный путей – поиски принципиально новых для региона типов месторождений. В последние три десятилетия в России в освоение активно вовлекаются месторождения золотоносных кор выветривания, расположенные на Урале, Салаире, Кузнецком Алатау, Енисейском кряже, Забайкалье, которые характеризуются значительными масштабами при относительно невысоких содержаниях металла [Беневольский, Голенев, 2009]. Благодаря возможности извлечения золота методами выщелачивания, объекты подобного типа, залегающие вблизи поверхности и характеризующиеся высокой степенью природной дезинтеграции руд, являются рентабельными для промышленного освоения. Таким образом, актуальными являются поиски подобных образований в рассматриваемом регионе. О вероятном обнаружении подобных объектов свидетельствует геологическое строение россыпных месторождений золота Приколымья. Основная доля их запасов сосредоточена в погребенных палеоген–нижнечетвертичных россыпях. Морфология россыпей сложная, четковидная и возникла в результате неотектонических колебаний различного знака и интенсивности. Золото в россыпях представлено, в основном, мелкими фракциями (<1 мм). В пределах контуров наиболее крупных и богатых россыпей (руч. Глухариный, Малая Столбовая, Тимша, Братишка, Рогатый) выделяются участки с резким увеличением глубины залегания (до 70 м) и возрастанием мощности (до 15 м) промышленных пластов, в которых сосредоточено более двух третей запасов золота этих россыпей. Считается, что золотоносные отложения здесь представляют собой переотложенную кору выветривания [Литвиненко, 2008; Флеров, 1970, 1971]. За исключением трех вышеупомянутых статей, коры выветривания Приколымья практически не охарактеризованы в литературе. Ранее нами было проведено сравнительное изучение минералогии самородного золота из руд и россыпей Глухаринского узла [Глухов и др., 2018; Савва и др., 2018]. Основная цель настоящей статьи – дать по возможности исчерпывающую характеристику основных особенностей геологии кор выветривания, их положения в современном рельефе Приколымья, связи с субстратом, в том числе, с рудными объектами, и оценить потенциал их золотоносности. Основой работы послужили материалы, полученные нами при проведении поисковых работ на золото в Шаманихо-Столбовском районе в 1997–1999 и 2009 гг.
МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Аналитические исследования выполнялись в Институте геологии и минералогии СО РАН (г. Новосибирск) и СВКНИИ ДВО РАН (г. Магадан). Рентгенофлуоресцентный анализ выполнялся в лаборатории рентгеноспектрального анализа СВКНИИ ДВО РАН (аналитик Т.Д. Борходоева). Эмиссионный количественный спектральный анализ на 22 элемента проводился в лаборатории геохимии СВКНИИ ДВО РАН (аналитик Т.Н. Козырева). Состав и морфологические особенности самородного золота изучались с помощью оптической микроскопии (в отраженном свете) и в сканирующем электронном микроскопе LEO JXA–800, снабженным рентгеноспектральным микроанализатором JEOL 01430VP – в ЦКП многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (г. Новосибирск). В специально подготовленных полированных шашках на рентгеноспектральном микроанализаторе JEOL-01430VP (аналитик Л.Н. Поспелова) проанализировано 212 зерен Au из пяти россыпей района (ручьи Хая, Юный, Темный, Глухариный, Надежда), 31 зерно из продуктов коры выветривания и 21 зерно из коренных рудных зон. Во всех случаях замеры производились в центральной и краевой частях золотин. Рентгенодифрактометрическая диагностика глинистых минералов проводилась при помощи дифрактометра ДРОН-4, в лаборатории геологии кайнозоя, палеоклиматологии и минералогических индикаторов климата Института геологии и минералогии СО РАН (аналитики д.г.-м.н. Э.П. Солотчина, Н.А. Пальчик). Для определения содержания золота в зернах различной крупности проводилась мокрая расситовка проб на размерные фракции: 2 мм, 1 мм, 0.5 мм, 0.25 мм, 0.1 мм и <0.1 мм. Из всех фракций (кроме <0.1 мм) предварительно извлекалось гравитационное золото путем тщательной его отмывки в лабораторных условиях. После просушивания, взвешивания, квартования и истирания навесок до пудры определение содержания в них золота и серебра проводилось атомно-абсорбционным методом в ИГМ СО РАН (аналитики: В.Г. Цимбалист, В.Н. Ильина).
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ И ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ РЕГИОНА
На схеме геоморфологического районирования Приколымского поднятия (см. рис. 1) выделяются три основных зоны: низко-среднегорного денудационно-эрозионного рельефа (плато), низкогорного денудационного и эрозионно-денудационного рельефа (кряж) и кайнозойские впадины. Эти зоны разделены тектоническими уступами. Плато представляет собой область длительной стабилизации и выравнивания в условиях незначительных новейших движений; для него характерны сглаженные водоразделы с пологими (до 10°–15°) склонами, широкими (2−5 км) корытообразными долинами древнего заложения. Абсолютные отметки не превышают 500–600 м (в среднем 250–300 м). Кряж является морфоструктурой, достаточно активно воздымавшейся на неотектоническом этапе. Простирание кряжа субмеридиональное; водораздельные поверхности плоские, долины относительно узкие, V-образные; абсолютные отметки составляют 850–1015 м. Основные отличительные черты рельефа района определяются реликтами денудационной поверхности выравнивания, занимающими интервал абсолютных отметок 350–550 м, широко развитыми на плато, и локально – в пределах поднятия. Все россыпи золота приурочены к границе плато и кряжа. Неотектонические впадины, наиболее крупной среди которых является Колымская, ограничены разломами и также имеют, в основном, субмеридиональную ориентировку. Глубина впадин может превышать 100 м (Колымская впадина), но, как правило, составляет в среднем 20–30 м.
Согласно существующим представлениям [Баранова, Бискэ, 1967; Гриненко и др., 1997; Данилов, 1985], формирование площадных кор выветривания в пределах Северо-Востока Азии происходило в палеогене, в условиях слабо расчлененного рельефа и гумидного климата. Тектоническая активизация в миоцен–плиоценовое время привела к началу эрозии и денудации ранее сформированного пенеплена [Волобуева и др., 1990; Иванов, 1970]. В плиоцен–раннеплейстоценовый период на золоторудных месторождениях Северо-Востока формировались зоны окисления полного профиля мощностью до 200 м [Нестеров, 1985; Питулько, 1976]. Это создавало оптимальные условия для высвобождения из руд мелкого и тонкого золота и формирования россыпей элювиально-остаточного типа [Литвиненко, 2008, 2012]. Традиционно корам выветривания отводилась существенная роль в формированнии россыпной золотоносности Северо-Востока Азии [Желнин и др., 1972; Шило, 1985]. К настоящему времени на большей части территории Северо-Востока реликты пенеплена и кор выветривания лишь фрагментарно сохранились в основании разреза рыхлых позднекайнозойских отложений. Наиболее благоприятными для их сохранения являлись региональные структуры, сохранявшие на неотектоническом этапе наибольшую стабильность. К таким структурам относится Приколымское поднятие. Своеобразие неотектонического развития этой структуры, граничащей с Колымской низменностью, с одной стороны, обусловило широкое распространение рыхлых кайнозойских образований широкого возрастного спектра – от эоценовых до голоценовых [Гриненко и др., 1997], а с другой – благоприятствовало сохранности палеоцен–раннемиоценовых кор выветривания [Желнин и др., 1972].
ОСОБЕННОСТИ РАСПРОСТРАНЕНИЯ И СТРОЕНИЯ КОР ВЫВЕТРИВАНИЯ
К настоящему времени реликты кор выветривания сохранились во впадинах, в долинах водотоков III–V порядков и, крайне редко, на пологих водоразделах с абсолютными отметками 250–400 м. Во впадинах и долинах реликты кор выветривания погребены под аллювиальными и озерно-аллювиальными отложениями значительной мощности (от 5 до 50 м и более). В Глухаринской впадине переотложенные коры выветривания выполняют карстовые полости (рис. 3) и зоны дробления, их возраст, по данным палинологического датирования, олигоценовый [Михайлова, 1997[. В днище Шаманихинской впадины коры выветривания вскрыты скважинами и имеют мощность до 20–50 м, а палинологически охарактеризованные верхнепалеоценовые отложения здесь (шаманиховская свита) представляют собой продукты их переотложения [Государственная …, 2016] Первичное залегание кор выветривания в долинах и впадинах нарушено флювиальными и техногенными процессами, по этой причине затруднено наблюдение первичного профиля выветривания, а коры частично заражены “шлиховыми” минералами. На отрезках долин, где россыпи сформированы за счет перемыва кор выветривания, они характеризуются резко повышенными мощностями продуктивных пластов (до 10–15 м), количество которых может достигать 2–4. Вертикальные запасы золота здесь достигали 60 г/м2 (руч. Глухариный, разведочная линия 108) против 2–5 г/м2 на других участках [Буляков, Леушина, 1981]. Самые продуктивные участки россыпей приурочены к зонам контакта метапелитов с карбонатными породами [Савельева, 2000]. Образования подобного типа относятся к типу полигенных россыпей структурно-карстово-эрозионных депрессий и широко развиты в золотоносных районах Урала, Енисейского кряжа, Салаира, Кузнецкого Алатау и других, где они ассоциируют с золотоносными корами выветривания и сформированы при переотложении последних [Литвиненко, 2009; Россыпные …, 1997].
Крайне редко встречающиеся на водораздельных поверхностях реликты кор выветривания залегают под маломощным (1–5 м) слоем делювиальных отложений или непосредственно под почвенно-растительным слоем, и представлены глинами ярких окрасок (зеленой, красной, желтой) со щебнем. На месторождении Сохатиное выявлены коры выветривания, развитые по надвиговым зонам, мощностью более 10 м [Протопопов, 1994]. В данном случае их возраст более молодой, по сравнению с корами выветривания во впадинах, вероятнее всего плиоценовый. Так, в современном рельефе Северо-Востока Азии на верхних гипсометрических уровнях горных сооружений наблюдаются реликты лишь самой последней, плиоценовой, поверхности выравнивания [Баранова, Бискэ, 1967; Смирнов, 2001]. Однако коры плиоценового возраста могут встречаться и в днищах долин. Например, в долине р. Малая Столбовая они перекрыты аллювием, позднеплиоценовый возраст которого палинологически обоснован [Волобуева и др., 1990].
Таким образом, коры выветривания Приколымского поднятия по условиям залегания в рельефе можно разделить на две группы (табл. 1): 1) остаточные, развитые в виде маломощных фрагментов на водоразделах и редких реликтов в днищах впадин; 2) переотложенные, развитые в эрозионно-неотектонических впадинах и в наследующих эти впадины долинах. Первоначально коры относились, по-видимому, к площадному и линейно-площадному, а в пределах полей развития карбонатных пород – к контактово-карстовому типам. В пределах неотектонического поднятия, где коры полностью эродированы, амплитуда воздымания составила 300–400 м [Флеров, 1970], таким образом, максимальный вертикальный размах корообразования составлял 100–200 м.
Таблица 1.
Тип | Степень перемещенности | Геоморфологическое положение | Гипсометрическое положение (интервал абс. отметок, м) |
Мощность, м |
---|---|---|---|---|
Площадная | Остаточная | Водоразделы | 350−450 | 0.5–2 |
Переотложенная | Впадины | 200−350 | 1−5 | |
Линейно-площадная | Остаточная | Водоразделы | 350−550 | <10 |
Днища долин водотоков | 250−400 | <5 | ||
Впадины | 200−300 | >10 | ||
Переотложенная | Впадины | 200−300 | 5−20 | |
Контактово- карстовый | Переотложенная | Впадины | 200−300 | 1−10 |
Внешний облик материала кор выветривания зависит от состава субстрата. Коры, развитые на метабазитах, имеют вид ярко-зеленого суглинка, с дресвой и ярко-бурыми “пятнами” ожелезнения; коры, развитые по кварц-полевошпатовым породам, представлены щебнем и дресвой фиолетовой до ярко-красной, с неправильной формы белыми “пятнами”, сложенными каолином. Коры выветривания по метапелитам представлены светло-желтой глиной со щебнем и дресвой, коры, развитые по кварцитам и окварцованным породам, сложены маршаллитами. Часто материал кор выветривания насыщен гипергенными минералами железа, что приводит к бурым до ярко-красных окраскам пород. В частности, отложения подобного облика слагают так называемый “нижний пласт” россыпи руч. Глухариного и выполняют карстовые полости в днище долины (см. рис. 3). Нередко коры выветривания сохраняют текстурно-структурные признаки субстрата, что особенно характерно для ненарушенных фрагментов, сохранившихся на водоразделах. Гранулометрический состав пород в таких корах (табл. 2) характеризуется заметным преобладанием крупных фракций (1 мм), а суммарная доля алевритово-песчаного материала не превышает 30%.
Таблица 2.
№ пробы | Класс крупности зерен, мм | Масса зерен размерного класса, г | Массовая доля зерен размерного класса, % | Кол-во знаков золота | Масса золота, мг | Содержание, г/т | |||
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
гравитационное извлечение | атомно-абсорбционный анализ | ||||||||
Au | Au | Ag | |||||||
в пробе в целом | в материале крупностью <2 мм | ||||||||
Гл-1 | >1 | 850 | 15.45 | 43.81 | 0 | н/о | н/о | 0.013 | 0.062 |
1–0.5 | 120 | 2.18 | 6.19 | 0 | н/о | н/о | 0.006 | 0.046 | |
0.5–0.25 | 360 | 6.55 | 18.56 | 0 | н/о | н/о | 0.002 | 0.046 | |
0.25–0.1 | 360 | 6.55 | 18.56 | 2 | 0.01 | 0.03 | 0.005 | 0.038 | |
<0.1 | 250 | 4.55 | 12.89 | 0 | 0 | 0 | 0.005 | 0.18 | |
Гл-2 | >1 | 590 | 10.73 | 35.33 | 0 | н/о | н/о | 0.003 | 0.085 |
1–0.5 | 110 | 2.00 | 6.59 | 0 | н/о | н/о | 0.005 | 0.12 | |
0.5–0.25 | 310 | 5.64 | 18.56 | 0 | н/о | н/о | 0.012 | 0.15 | |
0.25–0.1 | 440 | 8.00 | 26.35 | 2 | 0.02 | 0.05 | 0.003 | 0.069 | |
<0.1 | 220 | 4.00 | 13.17 | 0 | 0 | 0 | 0.014 | 0.081 | |
Гл-3 | >1 | 675 | 12.27 | 26.89 | 1 | 0.01 | 0.01 | 0.002 | 0.21 |
1–0.5 | 120 | 2.18 | 4.78 | 0 | н/о | н/о | 0.0034 | 0.28 | |
0.5–0.25 | 340 | 6.18 | 13.55 | 0 | н/о | н/о | 0.002 | 0.25 | |
0.25–0.1 | 1040 | 18.91 | 41.43 | 1 | 0.01 | 0.01 | 0.003 | 0.13 | |
<0.1 | 335 | 6.09 | 13.35 | 0 | 0 | 0 | 0.12 | 0.14 | |
Гл-4 | >1 | 905 | 16.45 | 31.75 | 0 | н/о | н/о | 0.003 | 0.21 |
1–0.5 | 140 | 2.55 | 4.91 | 0 | н/о | н/о | 0.005 | 0.19 | |
0.5–0.25 | 430 | 7.82 | 15.09 | 0 | н/о | н/о | 0.014 | 0.21 | |
0.25–0.1 | 987 | 17.95 | 34.63 | 1 | 0.01 | 0.01 | 0.0045 | 0.13 | |
<0.1 | 390 | 7.09 | 13.68 | 0 | 0 | 0 | 0.016 | 0.15 | |
Гл-5 | >1 | 660 | 12.00 | 38.60 | 1 | 2.3 | 3.48 | 0.015 | 0.27 |
1–0.5 | 80 | 1.45 | 4.68 | 0 | н/о | н/о | 0.011 | 0.31 | |
0.5–0.25 | 220 | 4.00 | 12.87 | 1 | 0.01 | 0.05 | 0.01 | 0.29 | |
0.25–0.1 | 500 | 9.09 | 29.24 | 0 | н/о | н/о | 0.009 | 0.19 | |
<0.1 | 250 | 4.55 | 14.62 | 0 | 0 | 0 | 0.027 | 0.21 | |
Гл-6 | >1 | 585 | 10.64 | 47.56 | 0 | н/о | н/о | 0.0056 | 0.1 |
1–0.5 | 80 | 1.45 | 6.50 | 0 | н/о | н/о | 0.008 | 0.13 | |
0.5–0.25 | 215 | 3.91 | 17.48 | 0 | н/о | н/о | 0.008 | 0.09 | |
0.25–0.1 | 220 | 4.00 | 17.89 | 0 | н/о | н/о | 0.016 | 0.1 | |
<0.1 | 130 | 2.36 | 10.57 | 0 | 0 | 0 | 0.006 | 0.12 | |
Гл-7 | >1 | 840 | 15.27 | 38.36 | 0 | н/о | н/о | 0.011 | 0.44 |
1–0.5 | 120 | 2.18 | 5.48 | 0 | н/о | н/о | 0.064 | 0.43 | |
0.5–0.25 | 360 | 6.55 | 16.44 | 0 | н/о | н/о | 0.009 | 0.32 | |
0.25–0.1 | 670 | 12.18 | 30.59 | 0 | н/о | н/о | 0.009 | 0.27 | |
<0.1 | 200 | 3.64 | 9.13 | 0 | 0 | 0 | 0.25 | 0.27 | |
Гл-8 | >1 | 790 | 14.36 | 40.51 | 0 | н/о | н/о | 0.015 | 0.43 |
1–0.5 | 140 | 2.55 | 7.18 | 0 | н/о | н/о | 0.011 | 0.55 | |
0.5–0.25 | 385 | 7.00 | 19.74 | 0 | н/о | н/о | 0.014 | 0.45 | |
0.25–0.1 | 490 | 8.91 | 25.13 | 6 | 0.02 | 0.04 | 0.01 | 0.27 | |
<0.1 | 150 | 2.73 | 7.69 | 0 | 0 | 0 | 1.12 | 0.48 | |
Гл-9 | >1 | 560 | 10.18 | 34.57 | 0 | н/о | н/о | 0.01 | 0.27 |
1–0.5 | 120 | 2.18 | 7.41 | 0 | н/о | н/о | 0.012 | 0.25 | |
0.5–0.25 | 215 | 3.91 | 13.27 | 0 | н/о | н/о | 0.005 | 0.17 | |
0.25–0.1 | 455 | 8.27 | 28.09 | 2 | 0.01 | 0.02 | 0.004 | 0.13 | |
<0.1 | 270 | 4.91 | 16.67 | 0 | 0 | 0 | 0.23 | 0.27 | |
Гл-10 | >1 | 395 | 7.18 | 24.69 | 0 | н/о | н/о | 0.011 | 0.04 |
1–0.5 | 80 | 1.45 | 5.00 | 0 | н/о | н/о | 0.005 | 0.041 | |
0.5–0.25 | 245 | 4.45 | 15.31 | 0 | н/о | н/о | 0.004 | 0.049 | |
0.25–0.1 | 550 | 10.00 | 34.38 | 0 | н/о | н/о | 0.003 | 0.042 | |
<0.1 | 330 | 6.00 | 20.63 | 0 | 0 | 0 | 0.005 | 0.042 | |
Гл-11 | >1 | 530 | 9.64 | 31.93 | 1 | 0.01 | 0.02 | 0.003 | 0.05 |
1–0.5 | 140 | 2.55 | 8.43 | 0 | н/о | н/о | 0.004 | 0.13 | |
0.5–0.25 | 290 | 5.27 | 17.47 | 1 | 0.01 | 0.03 | 0.016 | 0.5 | |
0.25–0.1 | 450 | 8.18 | 27.11 | 1 | 0.01 | 0.02 | 0.005 | 0.037 | |
<0.1 | 250 | 4.55 | 15.06 | 0 | 0 | 0 | 0.005 | 0.078 | |
Гл-12 | >1 | 715 | 13.00 | 42.81 | 0 | н/о | н/о | 0.016 | 0.086 |
1–0.5 | 115 | 2.09 | 6.89 | 0 | н/о | н/о | 0.003 | 0.097 | |
0.5–0.25 | 260 | 4.73 | 15.57 | 1 | 0.01 | 0.04 | 0.006 | 0.14 | |
0.25–0.1 | 360 | 6.55 | 21.56 | 2 | 0.02 | 0.06 | 0.004 | 0.14 | |
<0.1 | 225 | 4.09 | 13.47 | 0 | 0 | 0 | 0.013 | 0.2 | |
Гл-13 | >1 | 650 | 11.82 | 41.40 | 2 | 0.04 | 0.06 | 0.005 | 0.05 |
1–0.5 | 130 | 2.36 | 8.28 | 0 | н/о | н/о | 0.01 | 0.074 | |
0.5–0.25 | 250 | 4.55 | 15.92 | 0 | н/о | н/о | 0.005 | 0.052 | |
0.25–0.1 | 330 | 6.00 | 21.02 | 0 | н/о | н/о | 0.006 | 0.055 | |
<0.1 | 210 | 3.82 | 13.38 | 0 | 0 | 0 | 0.004 | 0.082 | |
Гл-14 | >1 | 430 | 7.82 | 43.88 | 0 | н/о | н/о | 0.018 | 0.073 |
1–0.5 | 60 | 1.09 | 6.12 | 0 | н/о | н/о | 0.018 | 0.088 | |
0.5–0.25 | 180 | 3.27 | 18.37 | 0 | н/о | н/о | 0.014 | 0.098 | |
0.25–0.1 | 200 | 3.64 | 20.41 | 1 | 0.01 | 0.05 | 0.005 | 0.1 | |
<0.1 | 110 | 2.00 | 11.22 | 0 | 0 | 0 | 0.005 | 0.13 | |
Гл-15 | >1 | 560 | 10.18 | 38.62 | 0 | н/о | н/о | 0.004 | 0.044 |
1–0.5 | 80 | 1.45 | 5.52 | 0 | н/о | н/о | 0.002 | 0.054 | |
0.5–0.25 | 260 | 4.73 | 17.93 | 0 | н/о | н/о | 0.012 | 0.066 | |
0.25–0.1 | 420 | 7.64 | 28.97 | 3 | 0.02 | 0.05 | 0.009 | 0.049 | |
<0.1 | 130 | 2.36 | 8.97 | 0 | 0 | 0 | 0.008 | 0.068 | |
Юн-589 | >1 | 70 | 1.27 | 4.32 | 0 | н/о | н/о | 0.003 | 0.074 |
1–0.5 | 20 | 0.36 | 1.23 | ||||||
0.5–0.25 | 353 | 6.42 | 21.79 | ||||||
0.25–0.1 | 310 | 5.64 | 19.14 | 4 | 0.04 | 0.13 | 0.07 | 0.068 | |
<0.1 | 870 | 15.82 | 53.70 | 0 | 0 | 0 | 0.023 | 0.056 | |
Гн-12 | >1 | 1070 | 10.70 | 44.77 | 0 | н/о | н/о | 0.001 | 0.088 |
1–0.5 | 130 | 1.30 | 5.44 | 0 | н/о | н/о | 0.002 | 0.077 | |
0.5–0.25 | 470 | 4.70 | 19.67 | 0 | н/о | н/о | 0.004 | 0.075 | |
0.25–0.1 | 490 | 4.90 | 20.50 | 1 | 0.01 | 0.02 | 0.003 | 0.061 | |
<0.1 | 230 | 2.30 | 9.62 | 0 | 0 | 0 | 0.008 | 0.14 | |
Гл-14 | >1 | 1095 | 10.95 | 57.03 | 1 | 0.02 | 0.02 | 0.004 | 0.11 |
1–0.5 | 120 | 1.20 | 6.25 | 0 | н/о | н/о | 0.004 | 0.12 | |
0.5–0.25 | 360 | 3.60 | 18.75 | 0 | н/о | н/о | 0.0018 | 0.11 | |
0.25–0.1 | 260 | 2.60 | 13.54 | 26 | 0.65 | 2.5 | 3.2 | 0.64 | |
<0.1 | 90 | 0.90 | 4.69 | 0 | 0 | 0 | 0.004 | 0.1 | |
Гл-029-а | >1 | 1860 | 18.60 | 48.44 | 0 | н/о | н/о | 0.002 | 0.57 |
1–0.5 | 190 | 1.90 | 4.95 | 0 | н/о | н/о | 0.004 | 0.053 | |
0.5–0.25 | 650 | 6.50 | 16.93 | 0 | н/о | н/о | 0.008 | 0.072 | |
0.25–0.1 | 770 | 7.70 | 20.05 | 1 | 0.01 | 0.01 | 0.009 | 0.06 | |
<0.1 | 370 | 3.70 | 9.64 | 0 | 0 | 0 | 0.004 | 0.083 | |
Гл-029-б | >1 | 1800 | 180 | 44.44 | 0 | н/о | н/о | 0.002 | 0.065 |
1–0.5 | 230 | 2.30 | 5.68 | 0 | н/о | н/о | 0.008 | 0.21 | |
0.5–0.25 | 690 | 6.90 | 17.04 | 0 | н/о | н/о | 0.016 | 0.083 | |
0.25–0.1 | 875 | 8.750 | 21.60 | 0 | н/о | н/о | 0.007 | 0.056 | |
<0.1 | 455 | 4.55 | 11.23 | 0 | 0 | 0 | 0.007 | 0.14 | |
Т-189 | >1 | 685 | 12.45 | 32.31 | 0 | н/о | н/о | 0.002 | 0.068 |
1–0.5 | 185 | 3.36 | 8.73 | 0 | н/о | н/о | 0.001 | 0.036 | |
0.5–0.25 | 385 | 7.00 | 18.16 | 0 | н/о | н/о | 0.004 | 0.036 | |
0.25–0.1 | 635 | 11.55 | 29.95 | 2 | 0.02 | 0.03 | 0.004 | 0.033 | |
<0.1 | 230 | 4.18 | 10.85 | 0 | 0 | 0 | 0.005 | 0.034 |
МИНЕРАЛОГИЯ И ГЕОХИМИЯ КОР ВЫВЕТРИВАНИЯ
Минеральный состав (табл. 3) материала кор выветривания свидетельствует о переотложенном их характере, главными слоистыми силикатами в них являются: слюда мусковитового типа, иллит и каолинит, характеризующийся крайней разупорядоченностью. Подобный состав, наряду со значительным содержанием плагиоклазов и кальцита, не отражает всей полноты профиля коры выветривания и свидетельствует об экспозиции преимущественно ее нижних, не вполне зрелых (включая зону дезинтеграции) горизонтов. В составе тяжелой фракции преобладают дистен, актинолит, эпидот, гранат. Среди рудных минералов наиболее высокие концентрации образует магнетит, несколько более низкие – лимонит, гематит и пирит.
Таблица 3.
№ пробы | Место отбора | Характеристика материала | Слоистые силикаты | Другие минералы |
---|---|---|---|---|
Юн-1 | Верхнее течение руч. Юный |
Белесовато-бурый структурный элювий по сланцам | Слюда (мусковит) , вермикулит, смешанослойный минерал вермикулит-слюда, каолинит, галлуазит (?) | Плагиоклаз (преобладает),
калиевый полевой шпат,
кварц, гетит (следы), кальцит (следы) |
Юн-3 | Верхнее течение руч. Юный |
Рыжий обохренный глинистый материал из структурного элювия, развитого по сланцам с кварцевыми прожилками – или фрагменты прожилков в рыхлом материале, а не в сланцах (?) | Слоистых силикатов мало: слюда (мусковит), слабо окристаллизованный каолинит, галлуазит (?) | Плагиоклаз (преобладает), кварц, гематит, калиевый полвой шпат, гетит (следы) |
Юн-6 | Верхнее течение руч. Юный |
Белесый глинистый структурный элювий с мелкими рыжими пятнами обохривания | Слюда (мусковит) – преобладает, каолинит, галлуазит (?) | Плагиоклаз (преобладает), калиевый полевой шпат, гематит, кальцит (следы), гетит (следы) |
Юн- 9 | Истоки руч. Юный |
Бурый переотложенный глинистый материал, уплотненный | Слюда (мусковит) политипа 2М1, смесь разупорядоченного каолинита и галлуазита, смешанослойный минерал вермикулит-слюда, Fе–Mg хлорит в виде незначительной примеси | Кварц (преобладает), плагиоклаз, калиевый полевой шпат, гематит, гетит, пирит (следы) |
Гл-1 | Среднее течение руч. Глухариный | Бурый мелкопятнистый (“пестрый“) переотложенный глинистый материал | Слюда (мусковит) мусковитового типа и разупорядоченный каолинит | Кварц (преобладает), калиевый полевой шпат, плагиоклаз, гетит |
Гл-7 | Среднее течение руч. Глухариный | Серовато-желтая глина, смешанная с щебенисто-обломочным материалом | Слоистых силикатов мало: основная фаза слюда (мусковит) политипа 2М1, каолинит и хлорит в виде незначительной примеси | Кварц (преобладает), калиевый полевой шпат, плагиоклаз, гетит, гематит, кальцит (сл.) |
Гл-8 | Среднее течение руч. Глухариный | Желтая глина | Неупорядоченный каолинит (преобладеет), иллит | Кварц, плагиоклаз, калиевый полевой шпат, гетит |
Химический состав пород коры выветривания и коренных пород ее основания, полученные при анализе проб, отобранных в скважине GL6, приведены на рис. 4. Эта скважина является единственной, вскрывшей разрез остаточной коры выветривания, в минимальной степени затронутой перемывом. Главные элементы, по поведению в профиле выветривания, подразделяются на две группы. Элементы первой группы: кремнезем, алюминий, титан, калий характеризуются снижением концентраций при движении сверху вниз по профилю выветривания, в направлении к коренным породам его основания. Элементы второй группы: магний, марганец, железо, кальций, натрий, напротив, показывают рост концентраций в этом направлении. В целом картина является вполне типичной для профиля выветривания и отражает, с одной стороны, гипергенное накопление элементов первой группы, входящих (кроме титана) в состав каолина и гидрослюд, а с другой стороны – рассеяние подвижных элементов второй группы, высвобождающихся при распаде породообразующих минералов коренных пород. Низкие значения алюмокремниевого и гидролизатного литохимических модулей подтверждают слабую зрелость сохранившегося материала кор выветривания [Юдович, Кетрис, 2000]. Геохимический баланс в корах выветривания характеризуется интенсивным выносом практически всех основных рудогенных элементов (мышьяка, сурьмы, меди, свинца, цинка), их коэффициенты рассеяния относительно коренных пород основания составляют 1.5–3. Повышенные содержания вольфрама и ртути, по-видимому, отражают некоторое обогащение шлиховыми минералами при флювиальных процессах.
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
Сохранившиеся коры выветривания, как реликтовые на водоразделах, так и переотложенные в долинах, с фрагментарно сохранившимися текстурами субстрата, относятся к нижним горизонтам (зона дезинтеграции или сапролит) сиалитного профиля выветривания. Зональность коры выветривания является функцией двух процессов – регионального площадного выветривания и локального рудоконцентрирующего выветривания и окисления, зависящего от степени сульфидности субстрата [Калинин, Росляков, 2012]. Состав коренного субстрата, представленный в том числе известняками и карбонатсодержащими метасоматитами, развитыми по хлорит-серицитовым и амфиболсодержащим сланцам [Василенко, Глухов, 2001], с одной стороны, был благоприятен для коро- и карстообразования, а с другой – низкое содержание сульфидов в гидротермалитах, в том числе золотоносных (табл. 4), не способствовало существенному обогащению остаточного материала кор выветривания золотом, в том числе, в результате его гипергенного перераспределения.
Таблица 4.
Параметры | Месторождения и рудопроявления | ||||
---|---|---|---|---|---|
Надежда | Тый-Юрье | Глухаринское | Темное | Сохатиное | |
Морфология рудных тел |
Зоны прожилкования | ||||
Состав вмещающих пород | Кварцито-песчаники, риолиты | Риолиты | Серицит-карбонат-кварцевые метасоматиты, развитые по хлорит- серицитовым сланцам | Мраморизованные известняки | Серицит-карбонат-кварцевые метасоматиты, развитые по эпидот-амфиболовым и кварц-серицит-полевошпатовым сланцам |
Минеральный состав руд | Кварц, гематит, пирит, халькопирит, галенит, сфалерит, шеелит, блеклые руды, тетрадимит, теллуровисмутит, галеновисмутит, гессит | Кварц, гематит, пирит, пирротин, арсенопирит, галенит, халькопирит, тетрадимит, гессит, петцит, теллуровисмутит | Кварц, серицит, кальцит, анкерит, гематит, пирит, пирротин, турмалин, халькопирит, сфалерит, галенит, блеклая руда, арсенопирит, висмутин, акантит, агвиларит, ютенбогардит, киноварь | Кварц, гематит, пирит, пирит, галенит, халькопирит, сфалерит, блеклая руда, алтаит, теллуровисмутит, ютенбогардит | Кварц, серицит, анкерит, кальцит, пирит, арсенопирит, халькопирит, сфалерит, галенит, пирротин, блеклая руда |
Содержание сульфидов, % | 1–2 | <1 | 1–2 | 1–2 | 5–10 |
Типоморфные особенности золота | Свободное, мелкое (<0.1 мм) | Свободное, мелкое (<0.1 мм) | Свободное, мелкое (<0.1 мм) | Свободное, мелкое (<0.1 мм) | Свободное, мелкое (<0.1 мм) |
Пробность золота, ‰ | 828–987 | 813–977 | 361–953 | 700–900 | 641–917 |
Содержание золота в корах выветривания и его гранулометрический состав (см. табл. 2) определяются, в первую очередь, вещественным составом и структурно-морфологическими особенностями минерализации в коренных породах субстрата [Калинин, 2006]. Все известные золоторудные месторождения и рудопроявления Приколымского поднятия (см. табл. 4) принадлежат к золото-редкометалльной формации [Глухов, 2013; Глухов и др., 2016, 2018] и сгруппированы в два рудно-россыпных района – Шаманихо-Столбовской и Каменский. В минерагеническом отношении они являются составными частями синаккреционного Яно-Колымского металлогенического мегапояса [Горячев, 2003]. На всех них рудовмещающими структурами являются пологие надвиги, разделяющие литологически разнородные тектонические пластины.
Признаками генетической связи россыпей с остаточными или с переотложенными корами выветривания являются: вещественный и гранулометрический состав продуктивных горизонтов; их геоморфологическое положение на реликтовых участках поверхностей выравнивания; размерность, морфология зерен металла и их распределение в рыхлых отложениях [Желнин и др., 1972]. Интенсивно ожелезненные кварц-каолиновые образования, выполняющие карстовые полости в плотике россыпи руч. Глухариного и содержащие, по данным И.Б. Флерова [1971], крупное (до 3–4 мм) золото со следами интенсивного гипергенного преобразования, представляют собой переотложенный материал верхнего горизонта коры выветривания – зоны ожелезнения (или неполного гидролиза), для которой характерно преобладание крупных зерен золота в результате растворения кислыми сульфатными метеорными водами золота мелких размерных фракций [Нестеров, 1985; Freyssinet, 1993; Freyssinet et al., 2000]. Однако изученные нами зерна металла не имеют типоморфных признаков гипергенно-модифицированного золота [Калинин и др., 2009; Хазов, Петровский, 2017; Kalinin et al., 2019]. По нашим данным, зерна золота из глинистых образований нижних горизонтов россыпей руч. Глухариного, Темного и Юного, которые можно интерпретировать как переотложенные продукты коры выветривания (см. рис. 4), в основном мелкие (0.1–0.2 мм) и характеризуются различной степенью “обработанности” – от округлых до крючковатых золотин рудного облика (рис. 5). Количество неокатанных и хорошо окатанных золотин примерно равное – по 30–40%. Подавляющее большинство золотин характеризуется пробностью, укладывающейся в диапазон 790–920‰; на них достаточно редко встречаются гипергенные высокопробные каймы, строение которых указывает (рис. 6) скорее на преобразование золота непосредственно в россыпи, а не в коре выветривания [Николаева, 1978]. Обычные вариации пробности между центральными и краевыми частями золотин составили 1–2% (табл. 5). Только в единичных случаях разница в составе “центр–край” достигала 10%, причем отклонения наблюдались как в сторону возрастания, так и уменьшения пробности (последнее чаще). Зерна самородного золота характеризуются в целом однородным внутренним строением (см. рис. 6), довольно часто в них присутствуют включения зерен кварца, магнетита, полевых шпатов, пироксена, реже галенита, теллуридов висмута и серебра; часты отпечатки вмещающих золото кристаллических минералов. В редких случаях наблюдались золотины в “железных рубашках”, образованных пленками гидроксидов железа.
Таблица 5.
№ п/п | Проба | Cu | Au | Hg | Ag | Total | |
---|---|---|---|---|---|---|---|
Россыпь руч. Глухариного | |||||||
1 | Гл-389 | Центр | 0 | 86.22 | 0.093 | 14.28 | 100.59 |
2 | Край | 0.007 | 81.29 | 0.113 | 18.22 | 99.63 | |
3 | Центр | 0.001 | 89.49 | 0.022 | 12.02 | 101.53 | |
4 | Край | 0.013 | 87.65 | 0 | 12.52 | 100.19 | |
5 | Гл-082 | Центр | 0.001 | 86.43 | 0 | 13.1 | 99.53 |
6 | Край | 0.011 | 84.45 | 0.084 | 14.96 | 99.51 | |
7 | Центр | 0 | 81.27 | 0.058 | 18.21 | 99.54 | |
8 | Край | 0 | 81.67 | 0 | 18.25 | 99.92 | |
9 | Гл-960 | Центр | 0 | 90.64 | 0 | 10.61 | 101.25 |
10 | Край | 0 | 90.39 | 0 | 10.58 | 100.97 | |
11 | Центр | 0 | 86.66 | 0.089 | 13.06 | 99.81 | |
12 | Край | 0.016 | 87.7 | 0 | 12.85 | 100.57 | |
13 | Гл-959 | Центр | 0.006 | 85.6 | 0 | 14.09 | 99.69 |
14 | Край | 0 | 85.23 | 0.053 | 14.42 | 99.71 | |
15 | Центр | 0 | 74.5 | 0.008 | 24.62 | 99.13 | |
16 | Край | 0.019 | 75.62 | 0 | 23.71 | 99.34 | |
17 | Гл-14 | Центр | 0.031 | 95.51 | 0.068 | 5.44 | 101.05 |
18 | Край | 0.043 | 94.78 | 0.062 | 5.41 | 100.3 | |
19 | Центр | 0.028 | 90.44 | 0 | 9.67 | 100.14 | |
20 | Край | 0.047 | 87.48 | 0.302 | 12.11 | 99.93 | |
21 | Гл-5 | Центр | 0.005 | 86.04 | 0.048 | 13.04 | 99.14 |
22 | Край | 0.008 | 83.89 | 0.009 | 15.84 | 99.75 | |
23 | Центр | 0.015 | 85.74 | 0.031 | 14.04 | 99.83 | |
24 | Край | 0.022 | 84.58 | 0.008 | 14.87 | 99.48 | |
25 | Гл-15 | Центр | 0.012 | 89.71 | 0 | 10.04 | 99.77 |
26 | Край | 0.007 | 84.84 | 0.04 | 14.92 | 99.81 | |
27 | Центр | 0 | 82.12 | 0.023 | 17.38 | 99.53 | |
28 | Край | 0.008 | 85.84 | 0 | 13.16 | 99.01 | |
29 | Гл-959 | Центр | 0.07 | 89.31 | 0.096 | 10.38 | 99.86 |
30 | Край | 0.054 | 88.11 | 0.052 | 10.56 | 98.78 | |
31 | Центр | 0 | 85.68 | 0.025 | 14.52 | 100.22 | |
32 | Край | 0.023 | 83.66 | 0.153 | 15.2 | 99.03 | |
33 | Гл-025 | Центр | 0.04 | 84.3 | 0.018 | 14.96 | 99.31 |
34 | Край | 0.01 | 79.13 | 0 | 20.24 | 99.38 | |
35 | Центр | 0 | 85.86 | 0 | 13.37 | 99.23 | |
36 | Край | 0 | 85.65 | 0 | 13.78 | 99.43 | |
37 | Гл-025 | Центр | 0 | 69.66 | 0.037 | 29.14 | 98.83 |
38 | Край | 0 | 61.38 | 0.046 | 37.42 | 98.85 | |
39 | Центр | 0.032 | 86 | 0 | 13.71 | 99.74 | |
40 | Край | 0.025 | 84.52 | 0 | 15.06 | 99.61 | |
41 | Гл-029 | Центр | 0 | 67.92 | 0 | 30.45 | 98.38 |
42 | Край | 0.013 | 84.31 | 0.026 | 14.78 | 99.12 | |
43 | Центр | 0.006 | 84.88 | 0.201 | 14.87 | 99.95 | |
44 | Край | 0 | 84.89 | 0.085 | 14.16 | 99.13 | |
45 | Гл-082 | Центр | 0.003 | 87.39 | 0 | 11.52 | 98.91 |
46 | Край | 0.007 | 82.58 | 0 | 17.67 | 100.26 | |
47 | Центр | 0.023 | 85.77 | 0.091 | 13.81 | 99.69 | |
48 | Край | 0.032 | 84.62 | 0.097 | 14.17 | 98.92 | |
49 | Гл-6 | Центр | 0.05 | 84.76 | 0.007 | 14.68 | 99.5 |
50 | Край | 0.006 | 83.59 | 0.024 | 14.91 | 98.53 | |
51 | Центр | 0.015 | 86.7 | 0.007 | 12.92 | 99.65 | |
52 | Край | 0.027 | 86.7 | 0.069 | 12.67 | 99.46 | |
53 | Гл-028 | Центр | 0.025 | 86.67 | 0.028 | 13.73 | 100.46 |
54 | Край | 0 | 87.45 | 0.002 | 13.37 | 100.82 | |
55 | Центр | 0.015 | 90.25 | 0 | 9.16 | 99.42 | |
56 | Край | 0 | 91.59 | 0 | 9.36 | 100.94 | |
57 | Гл-960 | Центр | 0 | 80.47 | 0 | 19.64 | 100.11 |
58 | Край | 0 | 79.93 | 0 | 19.7 | 99.63 | |
59 | Центр | 0 | 89.92 | 0 | 10.54 | 100.46 | |
60 | Край | 0 | 89.16 | 0 | 10.87 | 100.03 | |
61 | Гл-14 | Центр | 0.01 | 83.13 | 0 | 16.73 | 99.86 |
62 | Край | 0.001 | 83.17 | 0.033 | 15.9 | 99.1 | |
63 | Центр | 0.015 | 89.21 | 0.032 | 10.43 | 99.69 | |
64 | Край | 0.036 | 90.06 | 0.003 | 10.58 | 100.68 | |
65 | Гл-079 | Центр | 0.019 | 80.37 | 0.013 | 19.14 | 99.54 |
66 | Край | 0.021 | 80.92 | 0 | 19.15 | 100.09 | |
67 | Центр | 0 | 87.09 | 0.012 | 11.92 | 99.03 | |
68 | Край | 0.004 | 87.13 | 0.089 | 12.57 | 99.79 | |
69 | Гл-031 | Центр | 0.025 | 90.52 | 0.005 | 9.23 | 99.78 |
70 | Край | 0.028 | 88.34 | 0.027 | 10.94 | 99.34 | |
71 | Центр | 0.022 | 76.8 | 0.182 | 22.32 | 99.33 | |
72 | Край | 0.015 | 74.43 | 0.176 | 24.76 | 99.38 | |
73 | Гл-086-3 | Центр | 0.021 | 91.05 | 0.07 | 8.48 | 99.62 |
74 | Край | 0.002 | 71.14 | 0.037 | 27.5 | 98.68 | |
75 | Центр | 0.053 | 86.41 | 0 | 13.4 | 99.85 | |
76 | Край | 0.031 | 84.75 | 0.04 | 13.39 | 98.21 | |
Россыпь руч. Юный | |||||||
1 | Юн-517 | Центр | 0.037 | 91.87 | 0.08 | 7.53 | 99.52 |
2 | Край | 0.037 | 91.23 | 0 | 9.52 | 100.79 | |
3 | Юн-637 | Центр | 0.031 | 91.46 | 0 | 8.55 | 100.04 |
4 | Край | 0.028 | 88.4 | 0.06 | 10.85 | 99.33 | |
5 | Центр | 0.03 | 93.73 | 0.08 | 6.09 | 99.93 | |
6 | Край | 0.037 | 95.13 | 0.06 | 6.11 | 101.34 | |
7 | Юн-135 | Центр | 0.07 | 91.06 | 0.05 | 8.92 | 100.1 |
8 | Край | 0.038 | 90.4 | 0 | 9.3 | 99.74 | |
9 | Юн-134 | Центр | 0.069 | 94.02 | 0.05 | 5.56 | 99.69 |
10 | Край | 0.068 | 94.18 | 0 | 5.99 | 100.24 | |
11 | Центр | 0.117 | 92.05 | 0.09 | 8.02 | 100.28 | |
12 | Край | 0.014 | 91.01 | 0 | 8.35 | 99.38 | |
13 | Юн-567 | Центр | 0.032 | 93.75 | 0.07 | 6.86 | 100.71 |
14 | Край | 0.007 | 92.47 | 0 | 7.68 | 100.16 | |
15 | Юн-499 | Центр | 0.053 | 91.1 | 0 | 8.35 | 99.51 |
16 | Край | 0.047 | 92.16 | 0.04 | 8.6 | 100.84 | |
17 | Центр | 0 | 88.46 | 0 | 11.49 | 99.94 | |
18 | Край | 0.048 | 90.19 | 0.04 | 9.1 | 99.37 | |
19 | Юн-661 | Центр | 0 | 85.51 | 0 | 14.49 | 100 |
20 | Край | 0.008 | 85.72 | 0 | 14.19 | 99.92 | |
21 | Центр | 0.042 | 91.38 | 0 | 8.1 | 99.52 | |
22 | Край | 0.037 | 90.07 | 0.01 | 9.74 | 99.86 | |
23 | Юн-123 | Центр | 0.067 | 91.23 | 0.03 | 8.02 | 99.34 |
24 | Край | 0.022 | 89.41 | 0.04 | 9.47 | 98.95 | |
25 | Центр | 0.061 | 92.62 | 0 | 7.36 | 100.05 | |
26 | Край | 0.05 | 90.92 | 0.06 | 9.21 | 100.24 | |
27 | Юн-327 | Центр | 0.032 | 91.1 | 0.01 | 8.41 | 99.55 |
28 | Край | 0.003 | 80.07 | 0.04 | 18.96 | 99.08 | |
29 | Юн-517 | Центр | 0.043 | 89.6 | 0 | 10.07 | 99.71 |
30 | Край | 0.048 | 92.74 | 0.03 | 7.89 | 100.71 | |
31 | Центр | 0.069 | 90.32 | 0 | 9.26 | 99.65 | |
32 | Край | 0.049 | 91.01 | 0 | 8.81 | 99.87 | |
33 | Юн-135 | Центр | 0.007 | 87.08 | 0.01 | 12.15 | 99.25 |
34 | Край | 0.013 | 84.84 | 0 | 14.81 | 99.66 | |
35 | Центр | 0.022 | 86.67 | 0 | 12.78 | 99.47 | |
36 | Край | 0 | 87.29 | 0 | 12.5 | 99.79 | |
37 | Юн-637 | Центр | 0.033 | 87.1 | 0.13 | 11.24 | 98.5 |
38 | Край | 0.039 | 90.07 | 0.04 | 10.52 | 100.67 | |
39 | Центр | 0.032 | 87.32 | 0.12 | 11.21 | 98.69 | |
40 | Край | 0.035 | 98.01 | 0 | 1.92 | 99.96 | |
41 | Юн-134 | Центр | 0.052 | 89.7 | 0.03 | 10.93 | 100.71 |
42 | Край | 0.046 | 88.04 | 0.08 | 11.13 | 99.29 | |
43 | Центр | 0.033 | 90.67 | 0.01 | 8.99 | 99.7 | |
44 | Край | 0.041 | 89.91 | 0.03 | 9.55 | 99.52 | |
45 | Юн-503 | Центр | 0.049 | 96.39 | 0 | 4.1 | 100.55 |
46 | Край | 0.097 | 95.69 | 0.09 | 4.37 | 100.24 | |
47 | Центр | 0.023 | 86.79 | 0.06 | 13.49 | 100.36 | |
48 | Край | 0.03 | 86.39 | 0.06 | 13.53 | 100.01 | |
49 | Юн-503 | Центр | 0.037 | 89.16 | 0 | 10.3 | 99.51 |
50 | Край | 0.041 | 88.36 | 0.02 | 11.7 | 100.13 | |
51 | Центр | 0.03 | 96.97 | 0 | 3.55 | 100.55 | |
52 | Край | 0.029 | 96.71 | 0 | 3.56 | 100.3 | |
53 | Юн-499 | Центр | 0.043 | 86.05 | 0 | 13.66 | 99.75 |
54 | Край | 0.08 | 89.23 | 0.03 | 11.27 | 100.61 | |
55 | Центр | 0.023 | 88.1 | 0.04 | 11.38 | 99.53 | |
56 | Край | 0.048 | 88.96 | 0.06 | 11.35 | 100.41 | |
57 | Юн-10 | Центр | 0.078 | 97.6 | 0 | 2.93 | 100.61 |
58 | Край | 0.016 | 95.83 | 0 | 3.08 | 98.93 | |
59 | Центр | 0.034 | 95.21 | 0 | 4.75 | 99.99 | |
60 | Край | 0.053 | 97.37 | 0.05 | 3.38 | 100.85 | |
61 | Юн-123 | Центр | 0.019 | 92.52 | 0 | 7.88 | 100.41 |
62 | Край | 0.017 | 92.35 | 0.02 | 7.98 | 100.37 | |
63 | Центр | 0.073 | 96.08 | 0.09 | 4.65 | 100.89 | |
64 | Край | 0.069 | 95.6 | 0.04 | 4.71 | 100.43 | |
Переотложенный материал КВ по руч. Глухариному | |||||||
1 | 22 | Центр | 0.014 | 89.76 | 0 | 9.52 | 99.29 |
2 | Край | 0.057 | 90.23 | 0.041 | 9.72 | 100.05 | |
3 | 20 | Центр | 0.008 | 81.16 | 0.022 | 18.46 | 99.66 |
4 | Край | 0.009 | 80.98 | 0.017 | 19.1 | 100.11 | |
5 | Гл-9 | Центр | 0.014 | 88.14 | 0.037 | 11.07 | 99.26 |
6 | Край | 0.023 | 88.89 | 0.009 | 11.03 | 99.96 | |
7 | Центр | 0.034 | 87.92 | 0.097 | 11.55 | 99.6 | |
8 | Край | 0.033 | 87.61 | 0.002 | 11.76 | 99.41 | |
9 | Гл-1 | Центр | 0.112 | 96.32 | 0.062 | 4.23 | 100.73 |
10 | Край | 0.083 | 92.66 | 0 | 6.82 | 99.56 | |
11 | Центр | 0 | 86.62 | 0 | 13.46 | 100.08 | |
12 | Край | 0.017 | 86.58 | 0.066 | 13.37 | 100.04 | |
13 | 24 | Центр | 0.047 | 96.27 | 0.052 | 3.57 | 99.94 |
14 | Край | 0.007 | 86.43 | 0 | 12.79 | 99.23 | |
15 | Центр | 0.007 | 80.28 | 0.093 | 19.22 | 99.61 | |
16 | Край | 0.007 | 79.48 | 0.014 | 20.13 | 99.63 | |
Переотложенный материал КВ по руч. Юный | |||||||
1 | Юн-13/1 | Центр | 0.032 | 90.09 | 0.018 | 10.07 | 100.21 |
2 | Край | 0.037 | 89.8 | 0 | 10.13 | 99.97 | |
3 | Юн-12/1 | Центр | 0 | 83.09 | 0 | 16.19 | 99.28 |
4 | Край | 0.005 | 79.01 | 0 | 19.89 | 98.91 | |
5 | Центр | 0 | 97.94 | 0 | 1.47 | 99.4 | |
6 | Край | 0 | 98.15 | 0 | 1.18 | 99.32 | |
7 | Юн-9 | Центр | 0.016 | 99.71 | 0 | 0.362 | 100.09 |
8 | Край | 0.079 | 97.35 | 0.048 | 3.65 | 101.13 | |
9 | Центр | 0.011 | 81.99 | 0.026 | 18.34 | 100.36 | |
10 | Край | 0.013 | 82.28 | 0 | 17.85 | 100.14 | |
11 | Юн-2 | Центр | 0.032 | 88.12 | 0.034 | 12.16 | 100.35 |
12 | Край | 0 | 86.61 | 0 | 12.41 | 99.01 | |
13 | Центр | 0.021 | 87.14 | 0 | 11.53 | 98.69 | |
14 | Край | 0 | 86.35 | 0 | 12.64 | 98.99 | |
Глухаринское рудопроявление | |||||||
1 | К6-125 | Центр | 0.001 | 86.00 | 0.117 | 14.03 | 100.15 |
2 | Край | 0.023 | 86.25 | 0.001 | 14.39 | 100.66 | |
3 | К6-130 | Центр | 0.001 | 87.8 | 0.25 | 12.25 | 100.3 |
4 | Край | 0.04 | 87.41 | 0.05 | 12 | 99.5 | |
Рудные тела месторождения Надежда | |||||||
1 | Нд-11-1 | Центр | 0.008 | 89.98 | 0 | 11.24 | 101.23 |
2 | Край | 0.018 | 78.25 | 0.077 | 21.07 | 99.41 | |
3 | Центр | 0.012 | 81.54 | 0 | 17.21 | 98.76 | |
4 | Край | 0.035 | 82.87 | 0.009 | 16.26 | 99.18 | |
5 | Нд-11-3 | Центр | 0.016 | 89.83 | 0.018 | 10.39 | 100.25 |
6 | Край | 0.015 | 80.95 | 0.137 | 18.74 | 99.84 | |
7 | Центр | 0.009 | 80.17 | 0.132 | 19.82 | 100.14 | |
8 | Край | 0.003 | 81.97 | 0.052 | 17.86 | 99.89 | |
9 | Нд-11-4 | Центр | 0.037 | 97.49 | 0.147 | 3.22 | 100.89 |
10 | Край | 0.044 | 97.74 | 0.106 | 3.3 | 101.19 | |
11 | Центр | 0.02 | 79.19 | 0 | 19.97 | 99.19 | |
12 | Край | 0.018 | 79.02 | 0.074 | 20.44 | 99.55 | |
13 | Нд-11-5 | Центр | 0.016 | 80.1 | 0.013 | 19.17 | 99.29 |
14 | Край | 0 | 80.4 | 0.057 | 18.94 | 99.4 |
Считается, что при формировании профиля выветривания уже в зоне гидратации самородное золото претерпевает существенные гипергенные преобразования [Орлова и др., 2013]. Максимальные же изменения, вплоть до полного новообразования гипергенного Au, присущи самым зрелым зонам профилей выветривания [Kalinin et al., 2019]. Следов таких преобразований на золоте из россыпей Глухаринского узла нами не наблюдалось, поэтому можно предполагать, что перемыву подвергался преимущественно самый нижний горизонт профиля – зона дезинтеграции. Это же подтверждается особенностями минерального состава рыхлых отложений (см. табл. 3).
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В целом, коры выветривания Приколымья и их взаимоотношения с субстратом, в том числе золотоносным, и с аллювиальными россыпями золота такие же, как во многих других золотоносных районах, например в Кузнецком Алатау [Янченко и др., 2019] или на Приполярном Урале [Риндзюнская и др., 1996]. В отличие от них, на Северо-Востоке Азии грандиозные неотектонические процессы воздымания в среднем–позднем кайнозое, которые способствовали образованию уникальной по продуктивности золотороссыпной провинции [Полеванов, 1988], привели к почти полному размыву и переотложению кор выветривания. Причем эти процессы затронули и наиболее стабильные региональные структуры, такие как Приколымское поднятие, хотя и в существенно меньшей степени по сравнению с другими. На Северо-Востоке коры выветривания фрагментарно сохранились лишь на границе воздымавшихся структур (кряжа) с впадинами, такими как Зырянская, Анюйская, Валькарайская или Яно-Индигирская [Литвиненко, 2012; Соцкая, Литвиненко, 2009; Сергеенко, 2003]. Но и здесь они на 99% представлены переотложенными образованиями, а реликты остаточной коры исчезающе редки.
Проведенный сравнительный анализ типоморфных характеристик россыпного золота, золота из глинистых образований переотложенной коры выветривания и рудных тел месторождения Надежда и рудопроявления Глухаринское показал их близость. Это выражается в одинаковом диапазоне вариаций пробности (800–950‰), слабом развитии высокопробных кайм и оторочек, повторяющемся наборе включений сопутствующих минералов (кварца, магнетита, реже силикатов), близкой гранулометрии (0.1–0.5 мм). Можно предполагать, что большая часть россыпного золота поступила в россыпи непосредственно из разрушающихся золоторудных тел, минуя промежуточные коллектора. Это хорошо видно на примере Глухаринского рудно-россыпного узла, где главным источником золота в наиболее крупных и богатых россыпях, в том числе в наиболее крупной на Приколымье, Глухаринской россыпи, являются рудные тела месторождения Надежда [Глухов и др., 2018; Жилин, Горячев, 1984; Савва и др., 2018]. На это указывает целый ряд характеристик самородного золота [Николаева, 1978]: 1) идентичность его минеральных парагенезисов в рудах и россыпях [Глухов и др., 2018], 2) взаимоотношения с другими минералами (присутствие включений галенита и теллуридов Bi, Ag, Au) [Глухов и др., 2016, 2018], 3) морфологические особенности – преобладание комковидных золотин [Савва и др., 2018], сходство распределения золота по пробности в виде одномодальной симметричной гистограммы (рис. 7). Существует точка зрения о главенствующей роли кор выветривания в формировании россыпей золота Приколымья [Литвиненко, 2007, 2008, 2016]. В качестве основного аргумента предлагается преобладание в “… разрушаемых рудных зонах мелкого золота, практически не высвобождающегося в условиях перигляциального литогенеза” [2016, c. 158]. Однако упомянутая закономерность была установлена для золоторудных тел Центрально-Колымского региона, представленных в основном крутопадающими кварцевыми жилами с преобладанием крупных зерен металла [Давиденко, 1987]. Как известно, при определенном соотношении особенностей залегания рудого тела и падения склона, может произойти наложение остаточных и перемещенных концентраций золота в делювии [Сухорослов, 1990]. С учетом этого обстоятельства, пластообразная морфология золоторудных тел Приколымья и преобладание в них мелких (до 0.1 мм) зерен металла [Глухов, 2013; Глухов и др., 2016], вероятно, способствовали высвобождению и последующему сонахождению в склоновых отложениях золотин различной крупности без участия промежуточного коллектора – кор выветривания. В этой связи уместно привести цитату из работы Г.В. Нестеренко с соавторами: “Размыв золотоносных образований коры химического выветривания не является обязательным необходимым фактором формирования не только автохтонных золотоносных россыпей, но и аллохтонных концентраций активных фракций самородного золота” [Нестеренко и др., 2003, с. 232].
Давая интегральную оценку потенциалу золотоносности кор выветривания Приколымского поднятия, необходимо учесть также и следующие обстоятельства. Низкая сульфидность руд коренных источников не способствовала существенному гипергенному перераспределению золота и формированию хорошо проработанного профиля выветривания. В свою очередь, малая зрелость последнего не способствовала перераспределению и укрупнению самородного золота. Коры выветривания на бортах и в днищах долин практически полностью переработаны флювиальными, и, за последние 67 лет – техногенными процессами. Поэтому практический интерес могут представлять лишь не выявленные поисково-разведочными работами и не затронутые эксплуатацией переотложенные образования контактово-карстового типа. Однако, с учетом незначительного масштаба разведанных коренных месторождений золота, запасы которых не превышают первых тонн, привлечение кор выветривания существенно не увеличит ресурсный потенциал региона.
Список литературы
Баранова Ю.П., Бискэ С.Ф. Позднеплиоцен-четвертичный этап рельефообразования на Северо-Востоке СССР // Геология и геофизика. 1967. № 3. С. 3–11.
Беневольский Б.И., Голенев В.Б. Коры выветривания в минерально-сырьевой базе золота Российской Федерации // Минеральные ресурсы России // Экономика и управление. 2009. № 2. С. 13–16.
Беус В.А. Возраст и геолого-петрохимические особенности метаморфических ортопород Приколымского докембрийского комплекса // Региональная геодинамика и стратиграфия Азиатской части СССР. Л.: ВСЕГЕИ, 1992. С. 65–85.
Буляков Г.Х., Леушина В.И. Применение графиков распределения содержания по вертикали при отработке россыпей // Колыма. 1981. № 2. С. 33–35.
Василенко В.П., Глухов А.Н. Минеральные ассоциации метасоматитов участка Глухариный и их поисковое значение // Проблемы геологии и металлогении Северо-Востока Азии на рубеже тысячелетий. Т. 2. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2001. С. 153–156.
Волобуева В.И., Белая Б.В., Половова Т.П., Нархинова В.Е. Морской и континентальный неоген Северо-Востока СССР. Вып. 2. Плиоцен. Магадан: СВКНИИ ДВО АН СССР, 1990. 48 с.
Глухов А.Н. Геологическое строение и состав руд золоторудного месторождения Надежда // Отечественная геология. 2013. № 4. С. 7–17.
Глухов А.Н., Савва Н.Е., Колова Е.Е. Вещественный состав и генезис золотых руд месторождения Надежда, Магаданская область // Руды и металлы. 2016. № 4. С. 60–71.
Глухов А.Н., Савва Н.Е., Буляков Г.Х. и др. Самородное золото в рудах и россыпях Глухаринского узла, Магаданская область // Руды и металлы. 2018. № 2. С. 55–64.
Горячев Н.А. Происхождение золото-кварцевых жильных поясов Северной Пацифики. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2003. 143 с.
Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1 : 200000. Издание второе. Листы Q-56-XXI, XXII. Объяснительная записка. М.: Московский филиал ФГБУ “ВСЕГЕИ”, 2016. 128 с.
Гриненко О.В., Сергеенко А.И., Белолюбский И.Н. Стратиграфия палеогеновых и неогеновых отложений Северо-Востока России // Отечественная геология. 1997. № 8. С. 14–20.
Давиденко Н.М. Связь россыпной и коренной золотоносности криолитозоны. Якутск: Институт мерзлотоведения СО АН СССР, 1987. 172 с.
Данилов И.Д. Развитие континентальной окраины Северной Евразии в позднем кайнозое // Геология и геоморфология шельфов и материковых склонов / Отв. ред. М.Н. Алексеев. М.: Наука, 1985. С. 48–57.
Желнин С.Г., Валпетер А.П., Прусс Ю.В. О роли кор выветривания в формировании россыпей Северо-Востока // Актуальные проблемы геологии золота на Северо-Востоке СССР / Под ред. Н.А. Шило. Магадан: СВКНИИ ДВНЦ АН СССР, 1972. С. 101–117.
Жилин К.И., Горячев Н.А. Минералого-геохимические признаки связи погребенных россыпей золота с коренными источниками и их поисковое значение (на примере одного из районов Северо-Востока СССР) // Мезозойское и кайнозойское россыпеобразование в восточных районах СССР // Тр. ЦНИГРИ. Вып. 181 / Отв. ред. И.Б. Флеров, С.А. Лаухин. М.: ЦНИГРИ, 1984. С. 46–49.
Иванов О.А. Основные этапы развития субарктических равнин Северо-Востока СССР в кайнозое // Северный Ледовитый океан и его побережье в кайнозое. Л.: Гидрометеоиздат, 1970. С. 474–479.
Калинин Ю.А., Росляков Н.А., Прудников С.Г. Золотоносные коры выветривания юга Сибири. Новосибирск: Академическое издательство “Гео”, 2006. 339 с.
Калинин Ю.А., Ковалев К.Р., Наумов Е.А., Кириллов М.В. Золото коры выветривания Суздальского месторождения (Казахстан) // Геология и геофизика. 2009. Т. 50. № 3. С. 241–257.
Калинин Ю.А., Росляков Н.А. Прогнозно-поисковые критерии золотносных кор выветривания (районы юга Сибири), Россия // Геология рудных месторождений. 2012. Т. 54. № 2. С. 157–167.
Литвиненко И.С. Геохимия и парагенезис самородного золота россыпных месторождений Шаманихо-Столбовского района // Чтения памяти академика К.В. Симакова: тезисы докладов Всероссийской научной конференции (Магадан, 27–29 ноября 2007 г., РАН, Дальневосточное отделение, Северо-Восточный научный центр) / Отв. ред. И.А. Черешнев. Магадан: СВНЦ ДВО РАН, 2007. С. 95–96.
Литвиненко И.С. Весьма мелкое и тонкое золото в россыпях на Северо-Востоке России // Тихоокеанская геология. 2008. Т. 27. № 2. С. 92–106.
Литвиненко И.С. О строении и генезисе древней россыпи р. Большой Куранах // Разведка и охрана недр. 2009. № 11. С. 3–12.
Литвиненко И.С. Остаточно-элювиальный тип россыпей на Северо-Востоке России (на примере россыпи р. Дальняя) // Геология и геофизика. 2012. Т. 53. № 7. С. 861–875.
Литвиненко И.С. О роли остаточных концентраций в формировании элювиальных и склоновых россыпей золота Шаманихо-Столбовского района // Геология, география, биологическое разнообразие и ресурсы Северо-Востока России (к 105-летию со дня рождения А.П. Васьковского) // Материалы III Всероссийской конференции, 12–14 октября 2016 г., СВКНИИ ДВО РАН / Отв. ред. И.А. Черешнев. Магадан: СВНЦ ДВО РАН, 2016. С. 156–158.
Михайлова В.П. Схема стратиграфического расчленения нижнекайнозойских отложений Колымо-Омолонского региона и Северного Приохотья // Новые местные стратоны фанерозойских отложений Колымо-Омолонского региона и Северного Приохотья / Отв. ред. В.М. Кузнецов. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1997. С. 66–78.
Нестеренко Г.В., Калинин Ю.А., Колпаков В.В. Эволюция россыпеобразования в полизональных ландшафтах // Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных окраин Севера Пацифики // Материалы Всероссийского совещания, посвященного 90-летию академика Н.А. Шило (XII годичное собрание Северо-Восточного отделения ВМО), Магадан, 3–6 июня 2003 г. / Отв. ред. В.И. Гончаров. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2003. С. 229–232.
Нестеров Н.В. Гипергенное обогащение золоторудных месторождений Северо-Востока Азии. Новосибирск: Наука, 1985. 202 с.
Николаева Л.А. Генетические особенности самородного золота как критерии при поисках и оценке руд и россыпей. М.: Недра, 1978. 101 с.
Орлова Н.И., Власов Н.Г., Голицын Ю.А. и др. Коры выветривания и связанные с ними зоны окисления золоторудных месторождений Амурской области // Разведка и охрана недр. 2013. № 11. С. 45–52.
Парфенов Л.М., Берзин Н.А., Ханчук А.И. и др. Модель формирования орогенных поясов Центральной и Северо-Восточной Азии // Тихоокеанская геология. 2003. Т. 22. № 6. С. 7–41.
Питулько В.М. Особенности вторичной зональности золоторудных месторождений в перигляциальных областях // Геолого-геохимические особенности месторождений полезных ископаемых на Северо-Востоке СССР // Тр. СВКНИИ. Вып. 69 / Под ред. А.А. Сидорова и др. Магадан: СВКНИИ ДВНЦ АН СССР, 1976. С. 154–168.
Полеванов В.П. Золотороссыпные провинции как самсостоятельные структурно-металлогенические зоны // Колыма. 1988. № 9. С. 10–13.
Протопопов Г.Х. Первые находки рудного золота в Шаманихо-Столбовском золотороссыпном районе Северо-Востока России // Руды и металлы. 1994. № 3. С. 31–32.
Риндзюнская Н.М., Полякова Т.П., Ладыгин А.И. Золотоносные коры выветривания Полярного Урала // Руды и металлы. 1996. № 4. С. 38–45.
Россыпные месторождения России и других стран СНГ (минерагения, промышленные типы, стратегия развития минерально-сырьевой базы). М.: Научный мир, 1997. 479 с.
Савва Н.Е., Бирюков А.А., Глухов А.Н. Типоморфизм самородного золота Глухаринского рудно-россыпного узла (Магаданская область) // Вестник СВНЦ ДВО РАН. 2018. № 2. С. 18–28.
Савельева К.П. Условия формирования и вещественный состав золотоносных кор выветривания Урала // Природные и техногенные россыпи и месторождения кор выветривания на рубеже тысячелетий // Тезисы докладов XII Международного совещания 25–29 сентября 2000 г. М.: ИГЕМ РАН, 2000. С. 314–316.
Сергеенко А.И. Тонкое и тонкодисперсное золото в кайнозойских корах выветривания и осадках арктических приморских низменностей Восточной Якутии // Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных окраин Севера Пацифики // Материалы Всероссийского совещания, посвященного 90-летию академика Н.А. Шило (XII годичное собрание Северо-Восточного отделения ВМО), Магадан, 3–6 июня 2003 г. / Отв. ред. В.И. Гончаров. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2003. С. 236–238.
Смирнов В.Н. Развитие морфоструктуры Северо-Востока России в кайнозое // Проблемы геологии и металогении Северо-Востока Азии на рубеже тысячелетий // Материалы XI сессии Северо-Восточного отделения ВМО “Региональная научно-практическая конференция, посвященная 100-летию со дня рождения Ю.А. Билибина”. Т. 3. Четвертичная геология, геоморфология, россыпи. Магадан: СВКНИИ ЛВО РАН, 2001. С. 41–43.
Соцкая О.Т., Литвиненко И.С. Морфолого-генетические разновидности глинистых минералов из коры выветривания в основании Валькарайской впадины // Известия вузов. Геология и разведка. 2009. № 4. С. 19–27.
Сухорослов В.Л. Некоторые вопросы формирования и поисков склоновых россыпей золота на Северо-Востоке // Колыма. 1990. № 2. С. 4–7.
Флеров И.Б. Реликты пенепленизированного рельефа и коры выветривания в бассейне среднего течения р. Колымы // Колыма. 1970. № 12. С. 43–45.
Флеров И.Б. Опыт систематики россыпей золота Шаманихо-Столбовского района по условиям их формирования // Колыма. 1971. № 4. С. 39–41.
Хазов А.Ф., Петровский Д.В. Генетические особенности гипергенно-модифицированного золота в корах выветривания // ДАН. 2017. Т. 416. № 4. С. 533–537.
Шило Н.А. Основы учения о россыпях. М.: Наука, 1985. 399 с.
Янченко О.М., Ворошилов В.Г., Тимкин Т.В., Зиаии М. Минералого-геохимическая зональность золотоносных кор выветривания Томь-Яйского междуречья // Известия Томского политехнического университета. Инжиниринг георесурсов. 2019. Т. 330. № 2. С. 83–94.
Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Основы литохимии. СПб.: Наука, 2000. 479 с.
Freyssinet P. Ferricrete Pedogenesis in South Mali: Application to Geochemical Exploration // Chronique de la Recherche Miniere. 1993. № 510. P. 25–40.
Freyssinet P., Romand B., Greffié C., Crouzet C. Migration Processes of Soluble and Colloidal Gold in a Lateritic Deposit of Amazonia / Papers presented at Mining Millenium 2000, at a joint meeting of the Canadian Institute of Mining, Metallurgy and Petroleum (CIM) and the Prospectors and Developers Association of Canada (March 8, 2000, Toronto, Ontario, Canada). Toronto: CIM, 2000. P. 2–9.
Kalinin Y.A., Palyanova G.A., Naumov E.A., Kovalev K.R., Pirajno F. Supergene remobilization of Au in Au-bearing regolith related to orogenic deposits: A case study from Kazakhstan // Ore Geology Reviews. 2019. V. 109. P. 358–369.
Дополнительные материалы отсутствуют.
Инструменты
Литология и полезные ископаемые