Геология россыпей золота и закономерности их размещения в центральной части Яно-Колымского складчатого пояса - Трушков Ю.Н.

Автор: Трушков Ю.Н.

Теги: рудные месторождения, за исключением месторождений железной руды и марганца геология магнетизм издательство наука золото тектоническое строение территории рудопроявления рудные зоны россыпи

Год: 1966

Похожие

Золоторудные месторождения России

Золоторудные гиганты России и мира

Экологическая геохимия элементов. Книга 5. Редкие d - элементы

Якутия. Природные условия и естественные ресурсы СССР

Текст

ГЕОЛОГИЯ
РОССЫПЕЙ ЗОЛОТА
и
ЗАКОНОМЕРНОСТИ
ИХ РАЗМЕЩЕНИЯ
В ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ
ЯНО-КОЛЫМСКОГО
СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА
[В
ИЗДАТЕЛЬСТВО «НАУКА»
АКАД Е М ИЯ НАУК СССР
ЯКУТСКИЙ ФИЛИАЛ СИБИРСКОГО ОТДЕЛЕНИЯ
ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ
ГЕОЛОГИЯ
РОССЫПЕЙ ЗОЛОТА
И ЗАКОНОМЕРНОСТИ
ИХ РАЗМЕЩЕНИЯ
В ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ
ЯНО-КОЛЫМСКОГО
СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА
ИЗДАТЕЛЬСТВО «НАУКА»
М o' С К В А • 1 9 6 6
УДК 553.441(571.56)
Ответственный редактор
Ю. Н. ТРУШКОВ
2-9-4
655-1966
ПРЕДИСЛОВИЕ
Настоящий сборник’посвящен геологии россыпей и закономерностям
их размещения в складчатых областях Якутии. Определяющее значение
в этом вопросе придается тектоническому строению и развитию рассмат-
риваемой территории. Тектоническое строение контролирует размеще-
ние магматизма, коренных рудопроявлений и отражено в основных мор-
фостр'уктурах рельефа. Им же контролируется режим неотектонических
движений и результирующий эрозионный срез, глубина вскрытия руд-
ных зон и количество металла, переведенного в россыпи.
В сборнике освещается также ряд общих вопросов по закономерно-
стям .распределения россыпей и условиям их формирования и приведены
результаты исследований по отдельным, наиболее интересным районам
россьГцной золотоносности.
Материалами для сборника послужили исследования, которые про-
водились в последние годы Якутским филиалом Сибирского отделения
АН СССР под руководством член-корреспондента АН И. С. Рожкова.
В статье Ю. Н. Трушкова, в первой ее части, дана общая геолого-тек-
тоническая характеристика рассматриваемых областей. Во второй части
рассмотрено влияние орогенеза и тектонических структур на распределе-
ния магматизма, рудоносности и россыпей. Эта часть статьи по-новому
освещает глубинное строение складчатых областей Якутии, их магмати-
ческие очаги и связь металлоносности с последними. Рассматриваются
глубина эррозионно-денудационного среза и вскрытие металлоносных
зон. Вопросы эти весьма актуальны, и из них следуют выводы практи-
ческого значения, поэтому, несмотря на известную дискуссионность не-
которых вопросов, редакционная коллегия Института геологии ЯФ СО
АН СССР рекомендует эту статью к опубликованию.
Во второй статье рассмотрено геоморфологическое строение верхней
части бассейна р. Индигирки, как территории, весьма типичной для
складчатых областей Якутии и где четко проявляется связь основных
морфоструктур рельефа и его морфологии с тектоническим строением.
В конце статьи дается геоморфологическое районирование рассмотрен-
ной территории и связь с этим россыпной золотоносности и типов россы-
пей.
В последующих статьях Ю. Н. Трушкова, В. П. Самусикова,
Ф. И. Цхурбаева, А. И. Сергеенко и А. И. Скрябина дается описание на-
иболее интересных районов россыпной золотоносности системы цепей
Черского, Нерского плоскогорья, Ольчано-Эльгинского нагорья и Ады-
ча-Оймяконской области. В них дана краткая геолого-геоморфологиче-
ская характеристика, приведены новые данные по стратиграфии четвер-
тичных отложений, описаны основные генетико-морфологические и воз-
растные типы россыпей и закономерности их распределения в этих рай-
онах.
В статье А. И. Поповой и А. И. Скрябина приведены данные о воз-
расте рыхлых отложений одной из -древних долин, что имеет существен-
ное значение для характеристики древней эрозионно-денудационной
3
поверхности, распространенной на Северо-Востоке СССР и несущей рос-
сыпи золота.
Следующие статьи В. П. Самусикова и А. И. Скрябина посвящены
специальным вопросам о крупности золота в россыпях и зональности
распределения его по пробности.
В статье В. П. Самусикова приводятся результаты анализа обшир-
ного фактического материала по крупности россыпного золота, накоп-
ленного за время изучения золотоносности Верхне-Индигирского района.
Автором устанавливаются три группы россыпей, различающихся между
собой по крупности и пробности золота, и высказывается предположе-
ние, что это связано с полицикличностью золотого оруденения.
В статье А. И. Скрябина рассмотрены изменения пробности золота
в отдельных россыпях в поперечном и продольном направлениях и в бас-
сейне нескольких ручьев на большой площади. При этом устанавливает-
ся зональность в распределении золота по пробности в россыпях. Автор
полагает, что она отражает такую же зональность в плане эндогенного
фона минерализации, связанную с геологической обстановкой.
Авторы приносят глубокую благодарность член-корреспонденту АН
СССР Н. А. Шило, а также Б. С. Русанову, Е. А. Турскому, В. Г. Мил-
лер, В. А. Соколовскому, К. Н. Рудич и другим за ряд ценных замечаний,
полученных при составлении и рецензировании настоящего сборника.
Редколлегия
Ю. Н. Трушков
о влиянии ОРОГЕНИЧЕСКИХ СТРУКТУР
НА РАСПРЕДЕЛЕНИЕ
КОРЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ И РОССЫПЕЙ
В СКЛАДЧАТЫХ ОБЛАСТЯХ ЯКУТИИ
Рассматриваемая территория находится в восточной части Якутии и
охватывает горные сооружения системы цепей Черского, хребет Полоус-
ный, Адыча-Оймяконское мелкогорье, Нерское плоскогорье, хребет Са-
рычева, Западное и Южное Верхоянье и частично хребет Сунтар-Хаята.
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ
Структурные этажи
и структурно-тектонические зоны
Складчатые сооружения Восточной Якутии входят в Верхоянско-Чу-
котскую область мезозоид, которая окружает Колымский жесткий мас-
сив. Этот пояс складчатости ограничен с севера предполагаемой Гипер-
борейской платформой (Лугов, 1962, Некрасов, 1962) или рядом более
жестких массивов с неглубоким залеганием фундамента (Мокшанцев,
Рожков, 1962) и с запада — Сибирской платформой. На юге он «дихо-
томирует» вокруг Охотского остаточного массива с образованием не-
большой Южно-Верхоянской ветви и уходит своей основной частью в
верховья р. Колымы (рис. 1).
На Охотском побережье входящие сюда структуры пояса перерабо-
таны более молодой складчатостью северо-восточного направления. Вся
территория Восточной Якутии и Приохотья относится к еще более круп-
ной структуре Тихоокеанского пояса — к ее внешней части.
Основное поле мезозойской складчатости в пределах Якутии сложено
песчано-'сланцевыми отложениями перми, триаса и юры, которые прор-
ваны многочисленными интрузиями гранитоидов.
В геологическом разрезе складчатых областей выделяются три ос-
новных структурных этажа (Спрингис, 1958; Пущаровский, 1960; Богда-
нов, 1963; Мокшанцев, Рожков и др.).
Нижним этажом служит докембрийский фундамент из кристалличе-
ских сланцев. Он выходит на поверхность в северной части Колымского
срединного массива, в горст-блоковом обрамлении его и на Охотском
остаточном массиве.
По геофизическим данным кристаллический фундамент залегает в
областях складчатых «структур на глубине до 15 км (Шапошников, 1961)
и глубже в прогибах по краям пояса (Иньяли-Дебинский синклинорий,
структуры Западного и Южного Верхоянья).
В центральной части пояса (Адычанское поднятие) он залегает на
глубине 6—8 км.
С глубиной залегания кристаллического фундамента некоторые гео-
логи Северо-Восточного геологического управления связывают и распре-
деление металлоносности в мезозоидах Северо-Востока (Ващилов, 1963).
5
Рис. 1. Схема орогенических комплексов в складчатых областях Восточной Якутии.
/ — жесткие массивы; 2 — краевой прогиб Сибирской платформы; 3 — горст-блоковые структура
с выходами палеозоя; 4 — оси антиклинорных постскладчатых поднятий; 5 — синклинорные струк-
туры; 6—складчато-глыбовые структуры с неглубоким залеганием фундамента; 7— границы струк-
турных частей орогенических комплексов, 8 — границы структур второго порядка; 9 — крупные
(постскладчатые^) зоны разломов. 10—контуры жестких массивов, 11— интрузии гранитоидов;
12 — эффузивы и субвулканы; 13 — примерные границы выделенных орогенических комплексов
Средним структурным этажом служат карбонатные породы рифея
и палеозоя. Они представлены в низах филлитовыми сланцами кембрия
и, выше — известняками силура, девона и в подчиненном количестве кар-
бона. Общая мощность этих отложений более 12 км. Они несогласно за-
легают на дислоцированных породах фундамента и обнажаются на со-
временной поверхности в горстовых структурах обрамления Колымского
массива и в Сетта-Дабане на сочленении складчатых структур Южного
Верхоянья с Алданским выступом Сибирской платформы.
Породы среднего этажа собраны в складки и консолидированы ва-
рисским тектогенезом между названными жесткими массивами, которые
существовали уже тогда. Следствием этого явилось обрастание массивов
герцинскими складчатыми сооружениями и направление простираний,
близкое к этим структурам в более поздних, верхоянских отложениях, ди-
слоцированных новокиммерийским тектогенезом. В структуре второго
6
этажа установлена металлоносность, связанная с палеозойским и мезо-
зойским магматизмом.
Верхний структурный этаж: сложен верхоянским комплексом песчано-
сланцевых, терригенных отложений верхнего карбона, перми, триаса и
юры. Они несогласно залегают на карбонатных толщах среднего этажа.
Мощность отложений верхоянского комплекса различна. В участках на-
ибольшего прогибания (Западное и Южное Верхоянье, система цепей
Черского) она достигает 12 км и более (Вихерт, Возин и др., 1961; Во-
зни, 1962). Область наибольшего прогибания и накопления осадков в
Яно-Индигирской части геосинклинального трога постепенно смещалась
с запада на восток (к Колымскому массиву). Следствие этого — наи-
большие мощности перми (до 7 км), характерные для Верхоянской и
Приохотской частей, а юры и триаса (до 12,5 км) —для цепей Черского.
Осадочные свиты верхоянского комплекса интенсивно смяты новокимме-
рийским тектогенезом и интрудированы гранитоидами. В этих отложени-
ях находится большинство золотых, оловянных и полиметаллических
месторождений, связанных с мезозойским магматизмом. При этом в
различных районах мезозоид разные металлы имеют тенденцию ло-
кализоваться в определенных литолого-структурных ярусах в верти-
кальном разрезе второго этажа.
На поверхности частично размытого верхоянского комплекса, в на-
ложенных впадинах и в долинах современных рек аккумулировались
рыхлые третичные и четвертичные отложения, особенно широко распро-
страненные в Яно-Чукотской части пояса. В них содержится золото, по-
ступившее при разрушении коренных месторождений.
Складчатые сооружения Яно-Колымского пояса с его Яно-Чукотским
продолжением делятся на следующие продольные структурно-тектони-
ческие зоны: горст-блоковое обрамление Колымского массива из карбо-
натных пород палеозоя; линейно-складчатые структуры Чибагалах-Эри-
китского антиклинория, Иньяли-Дебинского синклинория с батолитиче-
скими интрузиями гранитоидов и аналогичные им структуры в хребте
Полоусном; центральная часть складчато-глыбового строения (Адычан-
ское поднятие и, вероятно, аналогичные им структуры к северу от Поло-
усного); линейно-складчатые структуры Западного и Южного Верхоянья
с Предьерхоянским краевым прогибом; горст-блоковые структуры пале-
озоя в хребте Сетте-Дабан, аналогичные структурам, окружающим Ко-
лымский массив; складчато-глыбовые структуры на северо-западном
продолжении Охотского массива (отделены от него небольшой Кобю-
минской ветвью складчатости).
Как будет показано ниже, эти тектонические зоны возможно рассмат-
ривать как единый комплекс мезозойских мегаструктур, связанный исто-
рией своего развития. Современное тектоническое строение пояса обяза-
но главным образом новокиммерийскому тектогенезу, но при этом ска-
зался также план более ранних, герцинских сооружений. В окончатель-
ном оформлении его существенную роль сыграли также постскладчатые
антиклинорные поднятия и блоковые подвижки третичного и четвертич-
ного периодов.
Перечисленные структурно-тектонические зоны отличаются различ-
ным характером и распределением металлоносности.
По условиям образования и своему конечному виду весь комплекс
складчатых сооружений несет элементы миогеосинклинального развития.
Магматизм
Процесс геосинклинального развития и последующего орогенеза со-
провождался магматической деятельностью. Проявления ее контролиру-
ются тектоникой и имеют черты закономерного развития во времени.
7
Проявления герцинского магматизма представлены породами основ-
ного ряда, с ними связано медное оруденение Южного Верхоянья.
Широко развитые золотое, оловянно-вольфрамовое и полиметалли-
ческое оруденения связаны с мезозойским и более поздним магматизмом.
Изверженные породы этого периода представлены средними и основны-
ми эффузивами, кислыми субвулканическими образованиями, разнооб-
разными гранитоидами (с которыми и связывается основная металло-
носность), комплексом различных даек, более молодыми эффузивами
среднего и кислого состава (меловыми) и основными покровами палео-
гена (на Охотском и Колымском массивах).
Наиболее ранними проявлениями мезозойского магматизма являются
туффиты пермского и триасового времени, известные среди отложений
верхоянского комплекса. Позже по разломам в зонах сочленения склад-
чатых структур с Колымским массивом изливались верхнеюрские эффу-
зивы кислого, среднего и реже основного состава; они расположены по-
лосами вдоль Момской впадины и хребтов Тас-Хаяхтах и Полоусного.
Небольшие тела их известны также в хребте Сарычева. Следующие
далее основные фазы «гранитного» магматизма в поздние этапы
мезозойской складчатости начались с образования верхнеюрских суб-
вулканов (массивы Буордах, Тарынский и др.), которые прорывают
юрские эффузивы. Они характеризуются более кислым составом, близ-
ким к гранитоидам, и, вероятно, имели с ними общие очаги.
Далее наступает длительный этап внедрения гранитоидов, который
охватывает верхи юры и весь мел, частично распространяясь и на тре-
тичный период (Охотское побережье). Гранитные интрузии рвут как
юрские эффузивы, так и субвулканические тела, а часть из них — и ме-
ловые эффузивы. Многими исследователями (Матвеенко и Шаталов,
1958) гранитоиды складчатых областей подразделяются на несколько
основных структурно-возрастных групп.
1. Батолитические интрузии, которые образуют зоны вытянутых тел,
субпараллельные складчатости. Они локализуются в осевой части си-
стемы Черского, в хребтах Полоусном и Сарычева, в структурах Южного
Верхоянья и предполагаются нами (в начальной стадии вскрытия) в
оси Западно-Верхоянского антиклинория. Абсолютный возраст большин-
ства интрузий укладывается в промежуток времени от 160 до 80 млн. лет.
К ним (или их глубинным первоисточникам) тяготеют проявления золо-
та непосредственно с ними связанной олово-кварцево-касситеритовой
формации. Внедрение гранитоидов происходило одновременно с окон-
чательным становлением тектонических структур. При этом массы гра-
нитоидов играли активную роль: с ними, вероятно, связаны постсклад-
чатые поднятия (центральная часть системы Черского, хребты Полоус-
ный, Сарычева, Кулар, срединная часть Южного Верхоянья и, возмож-
но, осевая часть Западного Верхоянья).
2. Ко второй группе гранитоидов относятся менее значительные тела
их, иногда более основного (гранодиоритового) состава, которые связа-
ны с разломами поперечного направления к складчатости. Они локали-
зуются в срединной части складчатого пояса (структуры Адычанского
поднятия и к северу от хребта Полоусного) и с ними главным образом
связаны сульфидно-касситеритовые месторождения Яны. Определения
абсолютного возраста их колеблются в пределах 50—70 млн. лет.
По данным Н. И. Ненашева (1963), первая и вторая группы грани-
тоидов имеют близкий разброс абсолютного возраста, отличаясь друг
от друга главным образом своим структурным положением. Однако ха-
рактер и положение интрузий второй группы допускает предположение
и о более позднем времени внедрения их по поперечным разрывам.
Исходя из амплитуд колебаний абсолютного возраста гранитоидов
всех групп и их геологической характеристики, следует предполагать
8
весьма длительное развитие и существование очагов гранитных масс и
постепенное, почти непрерывное становление интрузий в ходе мезозой-
ского тектогенеза. При этом возможно предполагать различные родона-
чальные очаги для отмеченных групп гранитоидов. Если первую группу
(батолитические интрузии) допустимо связывать <с очагами анатектиче-
скими, то вторая (по поперечным разломам), возможно, является про-
дуктом иного пути развития, имевшего место для срединной части склад-
чатого пояса с менее глубоким залеганием фундамента (Ненашев, 1964).
3. В южных частях пояса, прилегающих к Охотскому побережью,
распространены более молодые интрузии верхнего мела и даже третич-
ные.
4. Комплекс малых интрузий. Во многих районах рассматриваемой
территории распространены так называемые малые интрузии. Они пред-
ставлены дайками преимущественно среднего и кислого состава; многие
из них диагенезированы. Наиболее ранние из них (добатолитовые) ча-
сто рассматриваются как фаза магматической деятельности, предваряв-
шая батолитические интрузии, и с нею связывается основная золотонос-
ность (Матвеенко, 1960). Однако следует отметить, что золотое орудене-
ние во многих районах находится и вне связи с дайковым комплексом.
Свиты дайковых образований наиболее распространены в структуре
Иньяли-Дебинского синклинория; часть из них (видимо, более молодые)
сечет здесь складчатые структуры в меридиональном направлении, лока-
лизуясь в зоне Прииндигирских разломов.
В складчато-глыбовом обрамлении Охотского остаточного и Колым-
ского срединного массивов и непосредственно на них широко развиты
покровы нижне- и верхнемеловых эффузивов. В области линейносклад-
чатых структур они отсутствуют. Нижнемеловые эффузивы более основ-
ные, нежели верхнемеловые. Общая мощность их достигает двух тысяч
метров. Они слабо дислоцированы с небольшими углами падения.
К последним проявлениям магматической деятельности относятся па-
леогеновые плато-базальты на массивах и проявления молодого вулка-
низма на длительно живущих глубинных разломах (четвертичный вул-
кан Балаган-Тас в цепях Черского и другие в хребтах Улахан-Сис и По-
лоусный). Этот вулканизм относится уже к жизни консолидировавшейся
молодой платформы.
Таким образом, в развитии магматизма складчатых областей Якутии
имеется определенная направленность, которая близка к схеме развития
магматизма в геосинклинальном цикле (Татаринов, 1963).
В. Т. Матвеенко для Яно-Колымского пояса выделяет следующие
этапы магматической деятельности и связанной с нею металлогении
(таблица построена нами).
Таблица • Этапы магматизма и связанной с ними металлоносности
Этапы Магматизм Металлоносность
Ранний этап (Р—Т) гео- синклинального разви- тия Туфы (Р—Т) среди верхоянского комплек- са осадочных отложений. Диабазовые те- ла Западного Верхоянья Часть полиметаллических рудопрояв- лений Верхоянья
Средний этап (13—Сп) Юрские эффузивы в обрамлении Колымс- кого массива. Предбатолитовые малые интрузии (ранние дайки) Иньяли-Дебин- ского синклинория Басугуньино- Хатыннахские гранитоиды, Колымские батолитоподобные интрузии Ди, связанное с добатолитовыми дай- ками, Au Аллах-Юни. Au, Mo, Wo, Со, частично Sn в мес- торождениях кварц-касситеритового ти- па
Поздний этап (Сг2) Омсукчанский комплекс гранитоидов, свя- занный с поперечными разломами; мело- вые эффузивы Сунтар-Хаята (за предела- ми складчатых структур). Охотские гранодиориты Сульфидно-касситеритовые месторож- дения. Сурьмяно-ртутное оруденение Au эпитермальных месторождений
Этап молодой платфор- мы (Pg—N) Базальтоиды по молодым разломам (пла- то-базальты Охотского и Колымского мас- сивов, вулкан Балаган-Тас) Не выявлена
9
Разделяя в целом такой взгляд на последовательность магматизма
и металлоносности, мы придаем большее значение положению магма-
тизма в общем структурно-тектоническом плане складчатого пояса (что,
вероятно, сказывается на типе глубинных очагов и результирующем хи-
мизме расплава) и различным глубинам эрозионно-денудационного сре-
за структурно-тектонических частей.
Становление гранитоидов и рудообразование мыслятся как более
длительные и непрерывные процессы, связанные одновременно как с
приповерхностными интрузиями (батолитические интрузии и более мел-
кие штоки по поперечным разломам), так и с не вскрытыми еще глубин-
ными очагами (см. ниже). Этот процесс контролируется структурно-тек-
тоническим планом пояса и его развитием.
При этом разновременные ореолы металлоносности отдельных инт-
рузий и их глубинных очагов перекрывают друг друга, образуя в конеч-
ном счете единый более сложный металлоносный ореол всего комплекса
складчатых сооружений.
Металлоносность
В пределах пояса мезозойской складчатости широко развиты прояв-
ления золота, олова и вольфрама и в меньшей мере — полиметаллов и
ртути.
Коренные источники золота представлены главным образом мало-
сульфидными, кварцевожильными, мезотермальными месторождениями
с металлическим золотом. Время образования основных золотых место-
рождений, по аналогии с Колымой (Фирсов, 1960), относится к нижнему
мелу.
На основании минерального состава среди них можно выделить фа-
ции более глубинные (или более ранние) с преобладанием арсенопирита
и приповерхностные (или более поздние) низкотемпературные с присут-
ствием сурьмы и менее высокопробного золота.
Исходя из представлений о длительном развитии «гранитного» маг-
матизма и генетической связи с ним золоторудных месторождений, об-
разование последних можно считать достаточно растянутым во времени.
Это подтверждается, в частности, весьма различной пробой золота как
из коренных источников, так и из россыпей, которая колеблется от 600
почти до 1000 (996) единиц и обнаруживает известную зависимость от
местоположения месторождений в тектонических структурах и от после-
довательности их образования во времени.
Многие исследователи (Горбунов, 1962; Лугов, 1962; Самусиков,
1964) считают для Северо-Востока, что чем меньше проба, тем ниже тем-
пература выпадения золота и тем оно моложе. Мы связываем образова-
ние золота с глубинными очагами гранитоидов; разнопробность его — с
постепенным остыванием этих очагов и результирующим изменением
температуры гидротерм (имея в виду разновременное отделение их или
же связь с фронтом гидротерм, по Судовикову, 1965).
Пространственное распределение золота по его пробности характе-
ризуется тем, что низкопробное золото тяготеет к районам развития
более молодых разломов (например, Прииндигирский район, где раз-
ломы поперечны к основной складчатости).
Морфологически золоторудные месторождения представлены плас-
товыми и секущими кварцевыми жилами, зонами дробления в песчани-
ках и сланцах и дайками изверженных пород, которые пронизаны квар-
цевыми прожилками.
Большая часть золота концентрируется в россыпях, которые распола-
гаются в непосредственной близости от коренных источников. Все место-
рождения золота локализуются в полосы, параллельные складчатым
10
структурам, и встречаются4 в сочленении последних с более жесткими
складчато-глыбовыми структурами. Они находятся вне гранитных интру-
зий, на расстоянии 10—20 км, обнаруживая отдаленную пространствен-
ную связь с ними.
Нередко наблюдается известная связь коренных месторождений с
определенными ярусами верхнего структурного этажа, сложенного вер-
хоянским терригенным комплексом. Так, например, в Южном Верхоянье
они тяготеют к свитам верхнего карбона — нижней перми, а в цепях
Черского и на Нерском плоскогорье — к триасу и резко сокращаются в
ярусе верхнеюрских отложений.
В хребте Полоусном проявления золота в значительной части нахо-
дятся в карбонатных породах среднего структурного этажа.
Коренные месторождения олова в первом приближении делятся на
кварцево-касситеритовые и сульфидно-касситеритовые. Первые распо-
лагаются в непосредственной близости от батолитических интрузий гра-
нитоидов или в апикальных частях последних, независимо от того, поро-
ды каких структурных ярусов они прорывают, и часто носят характер
пневматолитических (грейзены).
Касситерито-сульфидная формация характерна для экзоконтактов в
некотором удалении от гранитоидов; она в большей мере связана со
второй группой их по поперечным разломам в срединных структурах по-
яса. Абсолютный возраст месторождений сульфидно-касситеритового ти-
па, по Н. И. Ненашеву, близок к верхнему мелу (64—67 млн. лет).
Полиметаллическое оруденение локализуется в Западном и Южном
Верхоянье и представлено различными гидротермальными типами с ар-
сенопиритом, пирротином, антимонитом, сфалеритом и галенитом (Ви-
херт и др., 1961; Флеров и др., 1962; Груздев, 1962). Эти месторождения
также связываются с гранитами.
В Западном Верхоянье Ивенсеном выделяется два этапа их образова-
ния. Месторождения первого этапа группируются вокруг интрузий и
дают горизонтальную зональность полей металлоносности. Месторожде-
ния второй группы такой зональности не обнаруживают и, возможно,
связываются с более глубинными горизонтами образования.
Полиметаллические месторождения хребта Полоусного так же обна-
руживают элементы зональности, располагаясь во внешних зонах орео-
лов металлоносности относительно интрузий. В Аллах-Юньском районе,
по Б. Л. Флерову, возраст полиметаллических месторождений также от-
носится к верхнему мелу. Проявляется тенденция полиметаллического
оруденения локализоваться в районах неглубокого вскрытия гранитоидов.
Для проявлений ртути, которые распространены в западной части
хребта Полоусного среди карбонатного палеозоя, четкой связи с маг-
матическими породами не установлено. Вероятно, что они связаны с
последними фазами магматизма в условиях консолидированной молодой
платформы и находятся в наибольшем удалении от своих магматических
источников.
Таким образом, в проявлениях эндогенной металлоносности можно
наметить следующие причины, ведущие к их пространственному разоб-
щению.
1. Различный возраст и специализация интрузивных тел, под контро-
лем структурно-тектонического положения их в складчатом поясе.
2. Известная локализация их в определенных структурных ярусах,
которую возможно рассматривать как элементы вертикальной мегазо-
нальности.
3. Зональность вокруг отдельных массивов гранитоидов.
Взаимодействие этих факторов совместно с глубиной среза металло-
носных ореолов современной топографической поверхностью и дает ту
картину зонального распределения в плане, которую мы наблюдаем. Пер-
11
вопричиной ее, хотя и' не всегда прямой, является тектонический конт-
роль— положение в структурных частях складчатого пояса. Такая зави-
симость следует из «полосового» распределения месторождений субпа-
раллельно складчатости и известного пространственного обособления
различных металлов в этом же плане.
В структурном плане складчатого пояса (в направлении от Колым-
ского массива) наблюдается следующая зональность металлоносности:
а) в^ горст-блоковом обрамлении Колымского массива, сложенном
палеозойскими карбонатными породами и юрскими эффузивами, кото-
рые являются в то же время районами малой насыщенности интрузия-
ми гранитоидов, интенсивность золотоносности невелика. Проявления ее
локализуются вокруг небольших гранитных штоков (Момская впадина,
Арга-Тас), а там, где выходов гранитоидов нет (Сетте-Дабан), ее, ве-
роятно, следует связывать с краевыми частями глубинных очагов. Оло-
воносность практически отсутствует. В районе, где гранитоидов вскрыто
больше (западная часть хребта Полоусного и др.), повышается и метал-
лоносность. В этой структурной зоне развиты также проявления ртути
и редкоземельные металлы;
б) в зоне батолитических интрузий, рвущих верхоянский песчано-
сланцевый комплекс, где глубок эрозионный срез, золотоносность повы-
шается, хотя и остается низкой, и здесь установлены небольшие россы-
пи; оловоносность повышена при региональной зараженности ею, но она
не дает крупных месторождений. Характерен кварцево-касситеритовый
тип оруденения;
в) за пределами зоны батолитических интрузий, в полях развития
песчаников верхней юры, сокращаются проявления олова, связанные
с батолитами, и сохраняется пониженный фон золотоносности, что воз-
можно связано с экранирующим влиянием верхнеюрских песчаников
(граница у Нерской полосы золотоносности);
г) далее к средним частям складчатого пояса, за пределами распро-
странения верхнеюрских песчаников, золотоносность резко усиливается,
как в коренных источниках, так и в россыпях, а оловоносность спора-
дична.
д) в области складчато-глыбовых структур Адычанского поднятия
золотоносность низкая, и редкие промышленные участки связаны с ло-
кальными разрывными нарушениями. Исключение составляет продол-
жение Прииндигирской меридиональной зоны разломов (бассейн р. Та-
рын). Для оловоносности характерна связь с неглубоко вскрытыми не-
большими штоками гранитоидов вдоль поперечных разломов (бассейн
Яны, хребет Полоусный). Преобладает сульфидно-касситеритовый тип
оруденения.
В Западном Верхоянье, где эрозионное вскрытие рудных зон, вероят-
но, наименьшее, в осевой части антиклинория локализуются полиметал-
лы и в подчиненном количестве — золото и олово.
В Южно-Верхоянском синклинории со стороны Алданского выступа
Сибирской платформы наблюдается следующая последовательность.
а) в Сетте-Дабанских горст-блоковых структурах палеозоя выходы
гранитов на поверхности неизвестны, но золотоносность, хотя и понижен-
ная, имеет промышленное значение. Олова и полиметаллов практически
нет.
По р. Аллах-Юнь, в зоне осадочных отложений верхоянского ком-
плекса, развита золотоносность, которая локализуется в низах верхо-
янского комплекса (С3 — Pi);
б) в следующей далее к востоку зоне широкого развития батолитиче-
ских интрузий с глубоким вскрытием их полиметаллов нет. Известны
проявления олова кварц-касситеритового типа, сохранившиеся в апик-
сах гранитных интрузий (аналогично зоне батолитов в системе цепей
12
Черского). В северной части этой зоны, где вскрытие гранитоидов не-
велико, преобладают полиметаллы.
Между зоной батолитов и Охотским массивом развиты небольшие
интрузии гранитоидов и установлены проявления золота и олова.
Аналогичную смену металлоносности по структурно-тектоническим
зонам относительно ряда батолитических интрузий можно наблюдать и
в северном обрамлении Колымского массива (хребты Полоусный и Ула-
хан-Сис).
О закономерностях в распределении россыпей
Закономерности в распределении россыпей проявляются в простран-
ственном размещении и изменении их генетико-морфологических типов
по геоморфологическим областям. Эти закономерности определяются:
размещением коренных источников; глубиной вскрытия современной по-
верхностью полей эндогенной минерализации; геоморфологической об-
становкой (в плане и по высотным зонам рельефа); дальностью сноса
золота в россыпях.
Снос золота в условиях складчатых областей Якутии как правило
незначителен, определяясь первыми километрами. В результате этого
россыпи располагаются в непосредственной близости от коренных источ-
ников и верхние части россыпей или непосредственно связаны через
делювий с коренными месторождениями или начинаются не далее 1 —
2 км от них.
Поэтому рассмотрению практически подлежат лишь первые три фак-
тора — размещение коренных источников, эрозионный срез и геоморфо-
логическая обстановка; они являются, как уже отмечено, следствием
тектонического развития и строения территории. Ниже эти вопросы бу-
дут рассмотрены подробнее.
В связи с дискуссионностью ряда положений, они ставятся в порядке
обсуждения.
ОРОГЕНИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ
И ИХ ВЛИЯНИЕ НА МЕТАЛЛОНОСНОСТЬ
Понятие орогенического комплекса
Закономерности формирования и распределения россыпей зависят от
ряда факторов, перечисленных выше, и для своего понимания требуют
привлечения значительного круга геологических явлений. За последние
годы различными отраслями геологических знаний накоплено много но-
вых фактов, в том числе по таким ведущим вопросам, как строение глу-
бинных частей земли, тектоника, формирование интрузий, рудообразо-
вание, строение поверхности и их взаимосвязь. Для понимания законо-
мерностей образования и размещения россыпей во многом необходим
учет и синтез этого материала. К сожалению, если такой учет осущест-
вляется при изучении коренных месторождений (однако мало затраги-
вается глубинное строение Земли, магмообразование и интрузивный
аппарат), то в геологии россыпей, особенно при увязке между собой
эндо- и экзогенных процессов, пробел этот еще больше. Особенно мало
исследована здесь глубина эрозионного среза. Поэтому в нашей работе
необходимо дать хотя бы рабочие элементы подобного синтеза для рас-
сматриваемых областей. Они изложены ниже в гипотезе об орогениче-
ских комплексах. На основе этой гипотезы выявляется диалектическое
единство процессов тектогенеза, магматизма и развития поверхности.
При этом облегчается понимание закономерностей формирования и раз-
мещения россыпей и возникает ряд соображений прогнозного характера.
Понимая всю сложность поставленной задачи и недостаточное совершен-
13
ство предложенного решения, мы излагаем эту концепцию, надеясь улуч-
шить ее после критики и обсуждения.
Совокупность структур мезозоид Верхояно-Чукотской складчатой об-
ласти (или подвижного пояса, по Е. Т. Шаталову и В. Т. Матвеенко) мо-
жет быть подразделена в поперечном направлении на отдельные части
ее, которые называются нами комплексами орогенических структур. Тер-
мин «орогенические» структуры содержит в себе понятие о строении как
глубинных, так и поверхностных частей земной коры и для настоящего
анализа, посвященного россыпям, где морфоструктуры современного
рельефа имеют особое значение (определяя типы и размещение россы-
пей), представляется наиболее приемлемым.
Под комплексом орогенических структур понимается совокупность
ограничивающих жестких массивов (играющих в известной степени роль
«кратогенов») и заключенных между ними складчатых сооружений. Од-
нако строение последних отнюдь не должно обязательна соответствовать
классической, абстрагированной схеме орогена по Коберу (с централи-
дами, экстернидами и пр.). В нашем понимании строение каждого оро-
генического комплекса определяется своими конкретными особенностями
жестких упоров, формами в плане и структурой сминаемых толщ, свя-
занной с предыдущей историей развития (эвгеосинклинальной, миогео-
синклинальной или платформенной) и постумными дислокациями раз-
рывного, блокового и сводового характера. В поцеречном разрезе оро-
генические комплексы могут иметь различного типа симметрию или
асимметрию.
За основу для выделения орогенических комплексов представляется
возможным принять различие в их «кратогенных» элементах, т. е. в тех
жестких упорах, которые в основном определяют горизонтальные соста-
вляющие тектонических напряжений (не уточняя, однако, природу по-
следних и не подразумевая, что она тождественна орогену Кобера).
Все орогенические комплексы несут общие закономерности строения,
которые проявляются в их зонально-структурном устройстве (парал-
лельном контурам жестких упоров), характере и распределении по этим
тектоническим зонам магматизма, металлоносности и поверхностных
морфоструктурах рельефа. Эти закономерности являются следствием
направленности геосинклинального развития и условий орогенеза.
Каждый выделяемый орогенический комплекс, входя как часть в си-
стему подвижного пояса, несет в себе общие черты развития последнего.
Наряду с этим они имеют и свои отличия, связанные с конкретными осо-
бенностями своих «кратогенов» и сминаемых частей; это придает свои
аспекты тектонике, магматизму и металлоносности каждого комплекса.
Внутри орогенических комплексов выделяются большие параллель-
ные, тектонически разнородные зоны, которые в свою очередь распада-
ются на менее значительные структуры различного масштаба и характера.
В связи с тем, что закономерности распределения россыпей в первую
очередь определяются размещением коренных источников, а последнее
зависит для рассматриваемых областей от «гранитного» магматизма,
его происхождения и его глубинных очагов, необходимо вначале остано-
виться на этих вопросах.
В настоящее время существует ряд представлений об образовании
гранитной магмы, ее первичных очагах, путях проникновения ее в верх-
ние структурные этажи и о роли тектонических процессов. В первую
очередь отметим схему А. Ритмана (1964) для орогенических комплек-
сов типа альпийских, схему глубинных разломов А. В. Пейве и В. М. Си-
ницина (1950), взгляды Ф. С. Моисеенко (1964) с учетом «диоритового
слоя» и гранитной магмы как результат дифференциации последнего в
неглубоких горизонтах земной коры (до 10 км от поверхности), а также
схему Ю. А. Ващилова (1963) для юга Яно-Колымской складчатой зоны
14
с положением промежуточных глубинных очагов гранитоидов над кри-
сталлическим фундаментом. Перечисленные схемы отражены на рис. 2.
На рисунке показаны: идеализированная схема развития складчато-
го орогена по Ритману (1964) с анатектическим происхождением гра-
нитных масс в его корнях (см. рис. 2, фиг. 1 —а, б); схема, отдающая
приоритет глубинным разломам с глубинными очагами генерации гра-
нитных тел ниже кристаллического фундамента (интерпретация авто-
ра); схема с вторичными глубинными очагами гранитных масс первич-
но-анатектического происхождения в верхних структурных этажах (по
нашим представлениям).
Первая схема, по А. Ритману, вероятно, применима частично и для
рассматриваемых орогенических комплексов (имеющих, правда, черты
миогеосинклинального развития) в местах наибольших прогибов (напри-
мер, в Иньяли-Дебинском синклинории).
а Тектогенез
Рис. 2. Схемы образования и проникновения интрузий гранитоидов.
I — по А. Ритману: а — первая стадия (тектогенез), б — вторая стадия (орогенез),
II — схема глубинных разломов и первичных очагов гранитоидов ниже кристалличе-
ского фундамента; III — при положении очагов гранитоидов выше кристаллического
фундамента. 1 — Ореол металлоносности в вертикальном разрезе, 2 — гранитоиды
верхних структурных этажей; 3 — денудированная часть структуры и ореола
металлоносности
15
Вторая схема (рис. 2, II), с очагом гранитоидов ниже кристалличе-
ского фундамента и глубинными разломами жестких массивов, может
быть применена к районам горст-блокового строения в окружении жест-
ких массивов. Применение ее имеет свои ограничения, так как с ее по-
мощью трудно объяснить часто встречающееся групповое, не линейное,
распределение интрузий, а также механизм постскладчатых, сводовых
поднятий на флангах Яно-Индигирского орогенического комплекса.
Третья схема (рис. 2,111), с вторичным очагом гранитоидов в верх-
них структурных этажах на небольших глубинах (и путем развития, по
Ф. С. Моисеенко, с дифференциацией гранитоидов из «диоритового»
слоя над кристаллическим фундаментом), легче объясняет групповое
расположение интрузий, постскладчатые поднятия и зональность рас-
пределения различных металлов. Ее и следует считать основной для
рассматриваемых областей. При этом не исключены отклонения для раз-
личных частей крупных орогенических комплексов в сторону как первой,
так и второй схемы.
Прежде чем перейти далее к характеристике складчатых областей
Якутии, подчеркнем некоторые важные черты их развития и строения,
связанные с представлением об орогенезе по рассмотренным выше схе-
мам. По представлению автора, они заключаются в следующем: а) при
общей длительности и унаследованности развития рассматриваемых об-
ластей определяющее значение принадлежит мезозойскому тектогенезу;
б) неглубокое положение во время мезозойского тектогенеза первичных
магматических очагов, давших вскрытые сейчас гранитоиды; в) вероят-
ное активное участие в формировании орогенических структур гранит-
ных масс, с которыми связываются постскладчатые валообразные подня-
тия, параллельные осям геосинклинальных трогов; г) весьма длительная
эволюция рудообразования, которая сопутствовала тектогенезу, магмо-
и орогенезу. Для рассматриваемых орогенических комплексов она свя-
зывается в основном с этапами развития «гранитного» магматизма;
д) образованные поля металлоносности в силу своих связей с магмати-
ческими телами (или фронтом гранитизации) должны занимать опре-
деленное пространственное положение в структурах орогенических комп-
лексов как в плане, так и в вертикальном разрезе и обладать определен-
ными размерными параметрами.
Орогенические комплексы
В системе мезозоид Якутии можно выделить следующие орогениче-
ские комплексы, основываясь на их «кратогенных» элементах: Яно-Ин
дигирский, Южно-Верхоянский (Аллах-Юньский), Полоусный (Яно-Чу-
котский).
Они составляют систему «северных» комплексов, которая относится
к внешней части Тихоокеанского пояса, что придает определенную об-
щность их магматизму и металлоносности. Все рассматриваемые ороге-
нические комплексы северной группы образованы мезозойским тектоге-
незом и частично моделированы более поздними разрывными и сводо-
выми движениями.
На юге эти структуры срезаны и переработаны более молодым Охот-
ским орогеническим комплексом северо-восточного простирания, нахо-
дящимся ближе к внутренней части Тихоокеанского пояса и потому с
иным характером развития тектогенеза, магматизма и металлоносности.
Яно-Индигирский орогенический комплекс
Наиболее значительным и в то же время характерным в группе се-
верных орогенических комплексов является Яно-Индигирский. Он состо-
ит из следующих частей: а) жесткий упор Колымского массива;
16
б) горст-блоковое обрамление массива из палеозоя с проявлениями юр-
ского магматизма в виде э'ффузивов по разломам; в) северо-восточное
крыло Иньяли-Дебинского синклинория, преобразованное в результате
инверсии в постскладчатое антиклинорное поднятие с ядром из батоли-
тических интрузий (Чималгинский, Чибагалахский и Эрикитский анти-
клинории); г) юго-западное крыло постскладчатого антиклинорного
поднятия на структурах Иньяли-Дебинского синклинория с небольшими,
неглубоко вскрытыми и более редкими интрузиями гранитоидов (эти
четыре структурные зоны образуют северо-западный фланг складчатой
части орогенического комплекса с глубоким залеганием фундамента);
д) срединная часть орогенического комплекса на складчато-глыбовых
структурах Эльги с менее глубоким фундаментом; е) западный фланг
орогенического комплекса, состоящий из антиклинорной структуры Вер-
хоянья, усиленной постскладчатым поднятием с почти не вскрытыми
батолитами (предполагаемыми) в своей оси и предверхоянским проги-
бом со стороны Сибирской платформы (рис. 3) (к востоку от Охотского
массива структуры юго-западного фланга орогенического комплекса
продолжает Кобюме-Куйдусунская ветвь складчатости и Аян-Юряхский
антиклинорий); ж) Сибирская платформа, глыбовые структуры обрам-
ления Охотского остаточного массива и сам массив.
Отнесение Верхоянского антиклинория в западный фланг орогениче-
ского комплекса и рассмотрение его как структуры, в известной мере
симметричной по своему положению и строению с восточным флангом
(системой Черского), основывается на пространственной симметрии от-
носительно срединной части орогенического комплекса, отчетливо на-
блюдаемой на геологической карте; едином со всем комплексом напра-
влении складчатых структур, отражающих с одной стороны западный
выступ Колымского массива и с другой — вогнутый контур Сибирской
платформы севернее ее Алданского выступа; наличии небольших, мало
вскрытых, интрузий гранитоидов (Эчийский массив и ряд мелких што-
ков) в осевой части антиклинория, которые рассматриваются как апи-
кальные части более значительных тел их на глубине и как аналоги ба-
толитических тел в восточном фланге данного орогенического комплекса;
наличии одновозрастных с восточным флангом рудопроявлений золота,
олова и полиметаллов вдоль оси Западно-Верхоянского антиклинория,
что рассматривается как однотипность металлоносности с восточным
флангом и как указание на присутствие аналогичных в структурном от-
ношении, но невскрытых интрузий гранитоидов; орографической симме-
трии поверхности с восточным флангом относительно центральной части
комплекса; элементах такой же симметрии в глубине залегания фунда-
мента; по имеющимся геофизическим данным наибольшие глубины его
залегания, до 10—15 км, находятся в цепях Черского (Восточны
фланг) и Верхоянье (Западный фланг) при наименьших, в 6—8 км, в
срединной части (эльгинские складчато-глыбовые структуры).
Таким образом, перечисленные структурно-тектонические зоны меж-
ду Колымским массивом и Сибирской платформой можно рассматри-
вать как единый комплекс орогенических структур с элементами симме-
трии в поперечном разрезе в виде двух постскладчатых флангов, подня-
тых при инверсии, в осях которых находятся батолиты гранитоидов.
Тектонически иной характер западного Верхоянского фланга (более
спокойная складчатость, отсутствие горстов, сложенных породами сред-
него структурного этажа и др.) объясняется менее напряженными тек-
тоническими условиями, связанными с другим характером упора (вог-
нутый контур его) и несколько иным ходом становления этой структур-
ной части комплекса.
Проявления мезозойского магматизма, сопровождавшие развитие
текто- и орогенеза, представлены: верхнеюрским — нижнемеловым
2 Геология россыпей золота
17
'элементов платформа огр. Верхоянский
Авычанское
поднятие
W’W "ог :'с^Рсс»г
25 О 25 50 75км
1
Горст-
блоковое
Юркая система обрамление Колымский
Черского массива массив пм
л10
-25
50
Структурные части ороге- нического комплекса Жесткий упор Сибирской платформы Западный фланг комплекса на структурах Верхоянского антикли- нория Срединная часть орогена на складчато- глыбовых структурах Восточнь Иньяли Дебинский синклинорий »1Й фланг комп ле Зона батолитов :кса Горст-блоко- вое обрамление Жесткий упор Колымского массива
Срез металлоносного оре- ола Выходит за пределы складчатой области Ореол Au-носнссти только вскры- вается Ореол Au-носнссти вскрыт на 1/2 км) Ореол Au-носнссти глубоко вскрыт на 1—2 км) 'ореол Аи-нсс- нссти размыт (вскрытие ~2— 14 км) Слабо затронут ореол Аи-нос- нссти Выходит за пределы складчатой области
Интенсивность эндоген- ной минерализации Ан-нссность слабая; Sn-нссность слабая; Pb-нссность повышенная Au-нсснссть слабая; Sn-нссносгь ло- кализуется в поперечном разломе Ан-нссш сть интенсивная 1 Аи-нсснссть; Sn-носнссть повышенная Аи-нсснссть слабая; Sn- нссность отсут- ствует
Тип рельефа Высокогорный Дряхлое мелкогорье Среднегорный Высокогорный Мелкогорный и равнинный
Эрозионная деятельность Интенсивное врезание и вынос дет- рита Горизонтальная эрозия и накопление аллювия Вертикальная и го- ризонтальная эро- зия Интенсивная вертикальная эрозия И ЕЫНСС детрита Преобладание горизонтальной эрозии, нако- пление нанссоЕ
Ледниковая деятельность Преобладание экзарации и нако- пление ледниковых отложений на периферии Отсутствует Накопление ледни- ковых отложений Экзарация Накопление ледниковых отложений
Тип россыпей Мелкие с участием ледниковой деятельности Хорошие, чисто эрозионные Хорошие, эрозион- ные, часто погре- бенные Мелкие с уча- стием леднико- вой деятельно- сти Возможны мел- кие и погребен- ные
Интенсивность россыпной металлоносности Слабая | Слабая с отдельными вспышками Интенсивная | Слабая | Слабая
Рис. 3. Предполагаемая схема поперечного разреза Яно-Индигирской части орогенического комплекса с положением глубинных очагов гранитоидов бато-
литических интрузий на флангах комплекса (выше кристаллического фундамента)
/ —. Верхоянский осадочно-терригенный комплекс отложений (верхний структурный ярус); 2— карбонатные отложения палеозоя (средний структурный ярус); <3 кристаллический
фундамент; 4 — очаги гранитных батолитов; 5 — штоки гранитоидов по поперечным разломам в срединной, складчато-глыбовой части орогенического комплекса; 6 ореолэд
металлоносности флангов; 7 — глубинные разломы* 8 — направление вертикальных движений; 9 — примерные мощности денудированных толщ
комплексом преимущественно кислых субвулканических, плутонических
(гоанитоидов) и дайковых образований во фланговых частях орогени-
ческого комплекса; часто более основными и более поздними мелкими
интрузиями гранитоидов по поперечным разломам в срединной части
(меловые эффузивы Охотского массива и его окружения выходят за
пределы складчатой части данного орогенического комплекса).
Батолитические интрузии, субвулканические тела и дайковые серии
флангов орогенического комплекса рассматриваются нами как магма-
тические образования, связанные с глубинными очагами анатектическо-
го происхождения за счет переплавления фундамента; они возникли
в ходе новокиммерийского орогенеза (или даже ранее) и связаны с глу-
бинным строением орогенического комплекса. На это указывает близкий
петрохимический состав перечисленных магматических образований,
к тому же укладывающийся в единый эволюционный ряд от более основ-
ных разностей к кислым. При этом свиты наиболее ранних диагенезиро-
ванных даек относятся нами к первым этапам этого процесса, а более
поздние образования этой серии сопутствовали внедрению гранитоидов.
Тарынский и Буордахский субвулканы рассматриваются как ранние
приповерхностные фазы внедрения гранитных масс.
Собственно батолитические интрузии и более мелкие штоки фланго-
вых частей комплекса представляют собой основную фазу «гранитного»
цикла, относящуюся ко второй половине тектогенеза, когда пликатив-
ные явления уже заканчивались, и охватывают весьма длительный про-
межуток времени. Они характеризуются более кислым составом и со-
провождаются кварц-касситеритовыми месторождениями типа гнейзе-
нов в своих апикальных частях.
Батолитические интрузии можно связывать с глубинными очагами
анатектических масс или со значительными вторичными очагами их, вы-
веденными выше кристаллического фундамента (Ващилов, 1963); по-
следние расположены, по нашему представлению, в виде валообразных
тел, параллельных складчатым структурам в осях наибольших подня-
тий. Зоны батолитических интрузий и более мелких штоков, простран-
ственно близких к ним, рассматриваются как диапиры, проникшие по
разломам в кровле этого очага и застывшие на глубине 1—3 км от па-
леоповерхности того времени. Глубина оценивается по мощностям
осадочных свит в кровле, характеру интрузий и сопутствующей мине-
рализации. Внедрение гранитоидов, видимо, имело активное значение
в создании положительных тектонических, морфоструктурных элементов.
Об активном участии гранитоидов в орогенезе свидетельствуют: ди-
скордантное положение батолитических интрузий, которые, следуя об-
щему направлению складчатости, секут отдельные структуры (юго-во-
сточное и северо-западное окончание Иньяли-Дебинского синклинория),
в то же время приподнимая кверху в своих контактах вмещающие оса-
дочные отложения, что придает им черты диапиризма; общее постсклад-
чатое поднятие районов с интрузивными телами гранитоидов. Оно про-
является в приподнятом цоколе основания высокогорных сооружений,
часто с гранитоидами в ядре, в отрицательных аномалиях силы тяжести
и продолжающемся неотектоническом воздымании этих районов, хоро-
шо проявленном в их морфологии.
Такое положение и роль гранитоидов подчеркиваются в работах
Б. А. и Л. А. Снятковых (1964) и И. В. Корешкова (1960).
Во многих районах характерно широкое площадное распространение
вскрытых интрузивов, которое напоминает больше срез обширного уд-
линенного тела с рядом выступов, нежели линейное расположение их по
дизъюнктивным нарушениям. Это особенно заметно на юго-восточном
окончании полосы батолитических интрузий в бассейне Колымы, в Аян-
Юряхском антиклинории и Южно-Верхоянском синклинории.
19
2*
Механизм непосредственного проникновения гранитных масс из под-
коровых пространств с глубины в десятки километров достаточно сло-
жен для понимания и объяснения. Поэтому, если придерживаться глу-
бинного происхождения гранитоидов, удобна принятая концепция о вто-
ричных очагах выше кристаллического фундамента, образованных при
разрывах последнего, и последующее питание из них приповерхностных
интрузий. В этом случае находят свое объяснение и молодые поднятия
районов с развитием гранитоидов и минерализация, не связанная про-
странственно с вскрывающимися массивами. Происхождение последней
связывается при этом со вторичными глубинными очагами (см. рис. 2,
III), гидротермы которых проникли по разломам в кровле и не имеют
непосредственной связи со вскрытыми интрузиями на поверхности. Та-
кое представление принимается для объяснения характера интрузивов и
минерализации во фланговых частях орогенических комплексов.
Апикальная поверхность гранитных интрузий занимает в современ-
ном рельефе определенное гипсометрическое положение. Наибольшие
отметки апикальных частей достигают 2600—2800 м абс. высоуы; наи-
меньшие (известные) —500—800 м. Подчеркнем, что величины наиболь-
ших отметок (2600—2800 м) характерны для антиклинорных структур
наибольшего палео- и неотектонического поднятия на флангах орогени-
ческого комплекса с более ранними батолитами; они расположены над
предполагаемыми валообразными глубинными очагами гранитных масс.
Наименьшие отметки апикальных частей интрузий (500—1000 м) харак-
терны для структур срединных частей орогенического комплекса склад-
чато-глыбового строения. Таким образом, апикальная поверхность ин-
трузий обнаруживает в верхней части определенную изогнутость вкрест
направления орогенических структур (см. рис. 2).
Эта изогнутость, вероятно, является следствием двух причин: разно-
временного внедрения и связанного с этим иного гипсометрического по-
ложения гранитоидов при становлении в разных структурных частях
комплекса; посторогенных неотектонических поднятий, диапазон кото-
рых (и даже, быть может, знак поднятия) различен для разных частей
комплекса.
Становление батолитических интрузий занимает определенный про-
межуток времени в пределах первых десятков миллионов лет. Так, на-
пример, к несколько более поздней группе батолитических интрузий от-
носится ряд их, связанный с меридиональной зоной разломов Приинди-
гирского района, возможным продолжением которого к югу служит
Нельканский массив, Тарынский субвулкан и значительные интрузии
гранитоидов Охотского массива. Хотя этот ряд и расположен поперечно
к складчатости, однако характер и данные о возрасте изверженных по-
род не позволяют отнести его к рассматриваемой нами группе мелких
интрузий срединных частей орогенического комплекса.
Интрузии срединной части орогенического ком-
плекса (в складчато-глыбовых структурах Адычанского поднятия).
Их отличиями служат: часто более основной гранодиоритовый состав;
характерные для них проявления оловоносности сульфидно-касситери-
тового типа (а не кварц-касситеритовые, связанные чаще с батолитами);
связь этих интрузий с поперечными разломами, что дает основание счи-
тать возраст их более поздним; положение в иной (срединной) структур-
ной части орогенического комплекса с неглубоким залеганием фунда-
мента и, вероятно, иной тип первичных магматических очагов для этой
части орогенического комплекса.
Глубина становления мелких интрузий срединной части орогениче-
ского комплекса меньше, нежели батолитических интрузий на флангах
и оценивается в пределах 0,5—1,0 км. Доводом к этому служит положе-
ние их в областях малого эрозионного среза, которым все же обнажены
20
в современной поверхности их апикальные части, и анализ мощностей
размытых толщ Верхоянского комплекса.
Металлоносное поле орогенического комплекса.
Как уже говорилось, в общем плане, металлоносность Яно-Индигирской
части складчатого пояса контролируется ее орогеническим строением
(что выражается в линейно-зональном распределении ее). Столь же
тесно ее размещение связано с проявлениями гранитного магматизма и
Qro глубинными очагами. Через них именно и осуществляется контроль
орогенического строения над распределением металлоносности. Прояв-
ления последней можно представить себе в виде полей минерализации,
занимающих определенное положение в плане и разрезе орогенических
структур и пространственно связанных сейчас с интрузиями или их глу-
бинными очагами. Характер таких полей различен и определяется текто-
ническим строением структурных зон комплекса, литологией, разрыв-
ными нарушениями и типом интрузий. Можно представить, что металло-
носные поля отдельных частей орогенического комплекса объединяются
в единое более сложное поле металлоносности всего комплекса.
Поля отдельных структурных частей комплекса и его общий ореол
металлоносности полигенны и образованы в разное время многими орео-
лами отдельных интрузий, которые наложены на ореолы глубинных оча-
гов. Кроме того, ореолы даже отдельных интрузий многостадийны и
иногда зональны по металлам. Примером такого сложного перекрытия
ореолов могут служить две фазы рудоотложения в Западном Верхоянье
(допорфировая и порфировая), из которых первая четко связана с от-
дельными интрузивами, а вторая не обнаруживает такой зависимости и,
видимо, связана с глубинными очагами (наша трактовка). Такое же
соотношение, вероятно, имеет место и на северо-восточном фланге оро-
генического комплекса между золотым и кварц-касситеритовым типами
оруденения и в широком плане для проявлений ртути.
Благодаря определенному высотно-пространственному положению
гранитных интрузий в структуре орогенического комплекса (рассмотрен-
ная выше апикальная поверхность гранитоидов) можно предполагать,
что и рудные месторождения, которые генетически связаны с ними, так-
же локализуются в вертикальном разрезе, занимая определенные гори-
зонты. Интенсивность фона и характер минерализации внутри этих го-
ризонтов различны, определяясь зональностью по вертикали и в плане,
размещением рудоподводящих разломных нарушений и положением
относительно интрузий гранитов и их глубинных очагов. Так, например,
по мере удаления от фланговых поднятий орогенического комплекса и
находящихся там глубинных очагов, интенсивность золотого орудене-
ния ослабевает и почти исчезает в срединных частях, где преобладают
сульфидно-касситеритовые месторождения олова.
На основании глубин становления вскрытых сейчас интрузивов, кото-
рые определяются по ряду упомянутых ранее признаков в 1—3 км, об-
щая мощность зоны мезотермальных месторождений может быть оце-
нена в 2—3 км. За ее верхнюю, границу в разрезе земной коры можно
принять легко фиксируемую апикальную поверхность гранитных интру-
зий. Палеоповерхность (в связи с ее размывом) определяется гораздо
труднее.
Внутри общего ореола металлоносности в вертикальном разрезе
различные металлы занимают разное пространственное положение,
частично перекрывая друг друга.
Олово и вольфрам находятся наиболее близко к гранитным масси-
вам, независимо от их абсолютного возраста. При этом месторождения
кварц-касситеритового типа располагаются непосредственно в апикаль-
ных частях гранитоидов батолитических зон, а касситерито-сульфидные
связываются с гранитоидами срединной части орогенического комплекса
21
и располагаются преимущественно в экзоконтактах невдалеке от масси-
вов. В современном рельефе для кварц-касситеритовых месторождений
олова характерны абсолютные отметки 1500—2000 м и выше, прибли-
жающиеся к апикальной поверхности гранитов.
Золото как более низкотемпературная фаза (мезотермальный тип)
связывается с более поздними гидротермами различных фаз внедрения
и остывания гранитных тел. Основным источником этих гидротерм яв-
ляются, вероятно, глубинные очаги батолитических гранитов. Они дали
месторождения более высокой пробы (850—950), удаленные от выходов
гранитоидов на поверхности (Эльгинская полоса золотоносности). В той
же части вертикального разреза орогенического комплекса образова-
лась часть золоторудных месторождений, связанная с гранитоидами
более позднего времени становления; в Прииндигирской зоне они ха-
рактеризуются менее высокой (700—800) и низкой пробностью (600—
700). Таким образом, мегаореол золота орогенического комплекса поли-
генен по пробности золота. Вероятно, стадийно проходило и рудоотло-
жение в пределах отдельных месторождений.
Пространственно золотоносные месторождения в общем случае уда-
лены дальше от гранитных интрузивов, нежели оловянно-вольфрамовые
и ближе связаны с глубинными нарушениями.
В вертикальном разрезе земной коры золотая минерализация распо-
лагается ниже оловянно-вольфрамовой. Если последняя характерна для
уровня, близкого к апикальной поверхности интрузий (абсолютные от-
метки 1500 м и выше), то золото обычно находится ниже этой поверх-
ности и в современном рельефе располагается на абсолютных отметках
1500 м и ниже.
Для восточного фланга орогенического комплекса характерна лока-
лизация золотого оруденения в пределах осадочных отложений триаса,
которые занимают нижние горизонты верхнего структурного этажа.
(Подобная локализация золота в определенном структурном ярусе ха-
рактерна и для Южно-Верхоянского комплекса, что указывает на опре-
деленную общность явления локализации золота в разрезе.)
Полиметаллическое оруденение присутствует как наложенное на бо-
лее раннюю минерализацию вблизи гранитоидов и уходит в более
дистальные части общего ореола металлоносности. Этим и объясняют-
ся большие масштабы такого оруденения в мало вскрытой структуре
западного фланга (Западно-Верхоянский антиклинорий). Простран-
ственная локализация полиметаллического оруденения связана, вероят-
но, и со специализацией разновозрастных магматических образований.
Возраст полиметаллических месторождений для ряда случаев определен
как меловой.
Возможно, аналогичное пространственное положение, еще более
оторванное от своих магматических источников и более позднее во вре-
мени, занимают и известные проявления ртути. В современном рельефе
для них характерны низкие абсолютные отметки.
Вскрытие денудацией структур орогенического
комплекса, его металлоносного поля и результирую-
щая зональность в плане. На современной эрозионно-денуда-
ционной поверхности мы наблюдаем срез структур орогенических ком-
плексов, их металлоносных полей и результирующее зональное рас-
пределение металлов. Для разных частей Яно-Индигирского орогени-
ческого комплекса глубина среза различна. При этом глубина среза
сопоставима с мощностями зон металлоносного поля (в частности, с оло-
вянной и полиметаллической; о распространении на глубину золота
сказать труднее). Поэтому эти зоны могут оказаться не затронутыми
денудацией, в положении наиболее благоприятного среза или уничтоже-
ны вообще.
22
Величина же среза регулируется общим результатом палео- и неотек-
тонических поднятий. Она достигает наибольших значений в поднятых
структурах флангов над глубинными очагами гранитных масс и наи-
меньших — в срединной части комплекса и дистальных частях флангов.
Различный срез структур и металлоносных ореолов восточного флан-
га Яно-Индигирского орогенического комплекса показан на рис. 4.
Срединная часть
(Зльгинская
структура)
хр. Илин-Тас
!/•
Колымский
массив
Соврем
поверяя
восточный хламе
системы целей Черского
Выше1500.
мабс
Ниже1500гя\
Гч'/7/

ESZk iSE ШПШк HsEk EEk EEk
Рис. 4 Предполагаемая схема строения и металлоносности восточного фланга Яно-
Индигирского орогенического комплекса. Условные обозначения к рис. 4—6.
1 — гранитоиды, 2 — апиксы гранитоидов; 3 — нижний (протерозойский) структурный этаж;
4 — средний карбонатный (палеозойский) структурный этаж; 5 — пермские и триасовые отложе-
ния верхнего этажа (верхоянский комплекс); 6 — юрские и меловые отложения (верхоянского и
Зырянского комплексов); 7 — разрывные нарушения; 8 — контуры денудированных отложений,
9 — эффузивы
В области антиклинорных структур системы цепей Черского общее
поднятие (палео- и неотектоническое) над современным уровнем моря
на основании гипсометрического положения отложений триаса и юры
максимально и составляет 2—3 км. Величина среза ореола уменьшается
быстро (по разрыву) в сторону Момского грабена и постепенно — к сре-
динной складчато-глыбовой части комплекса. При этом в осевой части
Чибагалах-Эрикитского антиклинория даже зона мезотермальных золо-
торудных месторождений (наиболее мощная), видимо, значительно
эродирована, и сохранились главным образом ореолы с кварцево-касси-
теритовыми месторождениями в апикальных частях батолитов, которые
денудируются труднее. Сульфидно-касситеритовые месторождения здесь
не известны.
В центральной части Иньяли-Дебинского синклинория, где развиты
верхнеюрские песчаники, вероятно, имевшие экранирующее значение
для золотых гидротерм (такое соображение высказывалось А. Г. Савчен-
ко), и где эрозионный срез структур меньше, нежели в Чибагалах-Эри-
китском поднятии,— золотоносность меньше. В юго-западном крыле
синклинория юра денудирована, и здесь появляется богатая зона мезо-
термальных золото-кварцевых месторождений (см. рис. 4); интенсив-
ность оруденения уменьшается в сторону складчато-глыбовых структур
Эльги, видимо, уже за счет сокращения разрывных, рудоподводящих
нарушений.
Основная концентрация золоторудных месторождений Иньяли-Де-
бинского синклинория (структуры которого охватывают крыло
23
постскладчатого валообразного поднятия), связывается с эльгинскими
разломами. Золото этой зоны отличается весьма высокой пробой.
В срединных частях комплекса (складчато-глыбовые структуры)
вследствие весьма малого среза и иных структурно-магматических усло-
вий (иные магматические очаги и специализация расплавов?) мы на-
блюдаем преобладание более основных фаций гранитоидов с сульфидно-
касситеритовым типом рудоносности и практическим отсутствием золота.
В западном (Верхоянском) крыле, формировавшемся как антиклинор-
ное поднятие еще в перми, общий эрозионный срез значительно больше
(чем и объясняются выходы здесь перми). Однако такой вид структура
приобрела еще до внедрения гранитоидов и становления рудных место-
рождений (Вихерт и др., 1961). Постмеловой же срез здесь невелик,
ореол металлоносности вскрывается лишь в самой верхней своей части
с проявлением полиметаллов и только затрагиваются его более глубо-
кие зоны с золотом и оловом.
Северо-Куларский район. Рассматривается как антиклинор-
ная структура второго порядка в системе Яно-Индигирского орогениче-
ского комплекса, в которой вскрыта лишь верхняя часть ореола золото-
носности, связанного с глубинными очагами. Зона оловоносности здесь
вскрыта в оси антиклинория, где выходят апикальные части гранитоидов.
Золото же распространено на периферии этой структуры в районах, еше
не вскрытых (?) интрузий и предполагаемых по наличию магнитных
аномалий.
Рассмотрим другие орогенические комплексы.
Южно-Верхоянский (Аллах-Юньский) орогенический комплекс
Этот комплекс меньше Яно-Индигирского по своим размерам. Он
имеет как отличия, так и черты сходства в строении и металлоносности
с описанным выше комплексом (рис. 5). С запада на восток здесь на-
блюдается следующая последовательность структурных и металлонос-
ных зон: а) жесткий упор Сибирской платформы. Проявлений «гранит-
Сг
75л
Охотский
массив
Ось постскладчатого
поднятия
Пониж.
kM-носность
Рис. 5. Предполагаемая
схема строения и метал-
поносности Южно-Вер-
хоянского орогеническо-
го комплекса.
\ / pt

См. условные обозначения
к рис. 4
ного» магматизма нет, так же как золотого и оловянного оруденения;
б) зона горст-блоковых структур карбонатных пород среднего струк-
турного яруса с пониженными проявлениями золотоносности. Грани-
тоиды не известны, но связь металлоносности с глубинными очагами их
24
можно допустить. По типу коренных источников она аналогична глав-
ной металлоносной зоне Аллах-Юны и напоминает золотоносность в
окружении Колымского массива; в) синклинорная структура, подверг-
шаяся инверсии и разорванная рядом кулисообразных разломов, несу-
щая основную массу золотых месторождений того же мезотермального
типа, что и в Яно-Колымском орогеническом комплексе. Месторождения
локализуются в ярусе нижнепермских отложений; г) антиклинорное
поднятие на месте складчатых инверсированных синклинорных структур
с глубоко вскрытыми гранитными батолитами и оловянным оруденением
кварц-касситеритового типа в их апйксах. Рассматривается нами как
поднятая кровля глубинного очага, по разломам которой и проникли
интрузии гранитоидов; д) крыло этой антиклинорной структуры в сочле-
нении с Охотским массивом, где развиты более мелкие выходы интрузий,
неглубоко отпрепарированные денудацией. Это крыло по своему поло-
жению аналогично западному склону антиклинорного поднятия цепей
Черского и потому имеет перспективы на золото.
В Южно-Верхоянском орогеническом комплексе появляется довольно -
четкая вертикальная «мегазональность» по металлам — золото здесь
тяготеет к низам верхоянского комплекса терригенных отложений, рас-
полагаясь ниже апикальной поверхности интрузивов, кварц-касситери-
товые месторождения олова непосредственно связаны с последней, а по-
лиметаллы (Груздев, 1962; Флеров и др., 1962) характерны для менее
денудированных частей комплекса с субвулканами в северной части.
Орогенический комплекс хребта Полоусного (Яно-Чукотский)
Орогенический комплекс хребта Полоусного и Улахан-Сис находится
с северной стороны Колымского массива. Кратогеническими элементами
его являются Колымский массив и Гиперборейский на севере (или ряд
более мелких, по К. Б. Мокшанцеву). Он исследован значительно мень-
шее и главным образом в своем южном крыле, примыкающем к массиву.
Срединная часть его перекрыта четвертичными отложениями Примор-
ской низменности, а северное крыло скрыто под водами моря Лаптевых.
Этот комплекс является продолжением восточной ветви Яно-Индигир-
ского комплекса. Восточным продолжением его северного крыла могут
служить складчатые структуры на правобережье р. Анюя. Строение и
Яребл Sn Ди
Рис. 6. Предполагаемая схема строения и металлоносности южною фланга
орогенического комплекса хребта Полоусного.
См. условные обозначения к рис. 4

25
металлоносность южного крыла орогенического комплекса, изучавше-
гося И. Я. Некрасовым (1962), по нашему мнению, близки к северо-
восточному крылу Яно-Индигирского в окружении Колымского массива
(рис. 6). В поперечном сечении (с юга на север) здесь наблюдается та же
последовательность структур — жесткий безрудный упор массива; горст-
блоковые структуры палеозойских карбонатных пород с проявлениями
золота и слова; антиклинорная зона батолитических интрузий с более
интенсивной олово- и золотоносностью по северной границе ее. Далее
к северу структуры срединной части этого комплекса уходят под отло-
жения низменности. Среди них возвышаются несколько штоков гранитои-
дов, которые связываются с поперечными разломами, аналогичными
янским, и сопровождаются проявлениями олова и полиметаллов. Такие
проявления металлоносности в связи с гранитоидами известны и на
островах Медвежьих и Ляховском. Таким образом, и здесь в структу-
рах орогенического комплекса наблюдается определенная зональность в
распределении олова и золота. В области низменности гравиметрия ука-
зывает на неглубокое залегание фундамента, аналогичное Эльгинским
структурам в срединной части Яно-Индигирского комплекса. Районы
Полоусного и южная часть Приморской низменности попадают в струк-
турно-перспективную часть орогенического комплекса, аналогичную во-
сточному флангу Яно-Индигирского. Следует отметить, что значительная
протяженность этой зоны в хребтах Полоусном и Улахан-Сис (в его
северных склонах) привлекает к нему особое внимание, так как это
может значительно расширить известные поля золото- и особенно олово-
носности. В южной части Приморской низменности вероятны погребен-
ные россыпи верхнетретичной гидросети.
Охотский орогенический комплекс
Этот комплекс срезает структуры комплексов северной группы при-
мерно вдоль побережья Охотского моря (см. рис. 1). По условиям своего
развития, возрасту, магматизму и результирующей металлогении он
принципиально отличен от Яно-Колымского комплекса (Устиев, 1959).
Основным отличием служит положение его значительно ближе к внут-
ренней части Тихоокеанского пояса с иным временем и характером оро-
генического развития. Это проявляется в более основном характере маг-
матизма, в ином плане и более позднем времени развития и иной метал*
логении (олово, молибден, при меньшем значении золота).
Структуры орогенических комплексов, морфология рельефа
и распределение россыпей
Структуры орогенических комплексов определяют размещение не
только эндогенной минерализации. Не меньшее значение они имеют и
для россыпей, широко распространенных в районе. Интенсивность рос-
сыпной металлоносности, морфология россыпей и сохранность последних
находятся в прямой зависимости от положения их в структурных частях
орогенических комплексов.
Действительно, частота, размеры и характер коренных источников,
определяющие в первую очередь возможности для образования россы-
пей, как уже было показано, определяются положением того или иного
участка в структуре орогенического комплекса.
Глубина эрозионного среза, а следовательно масса металла, переве-
денного из коренных источников в россыпи, также зависят от этого, так
как регулируются палео- и неотектоническими поднятиями. Последние
достигают максимума в антиклинорных структурах флангов и мини-
мума— в срединных частях. Глубина эрозионного среза вместе с тем
26
определяет и сохранность древних россыпей, которые могут быть или
уничтожены полностью или еще сохраниться.
Высотность рельефа, а вместе с тем и его эрозионно-денудационные
формы, морфология долин и россыпей также зависят от положения в
структурных частях орогенического комплекса. Действительно, гипсо-
метрия современного рельефа в складчатых областях Якутии и ограничи-
вающих массивах почти полностью определяется первичными морфо-
структурами тектонического рельефа. Таковы система цепей Черского,
хребты Илин-Тас, Тас-Кыстабыт, Сунтар-Хаята и разделяющие их де-
прессии— Момская, Нерское плоскогорье, Адыча-Оймяконская область.
Они являются не чем иным, как отражением в рельефе структурных
частей, орогенических комплексов, моделированных эрозионно-денуда-
ционной деятельностью и подчеркнутых неотектоническими движениями.
Наконец, области ледниковой деятельности, принявшей столь суще-
ственное участие в моделировке высокогорного рельефа и его россыпей,
связаны в первую очередь с высотностью рельефа, которая, как было
только что сказано, непосредственно связана со структурами орогениче-
ских комплексов.
Изложенные зависимости рельефа и россыпей от орогенических
структур показаны выше (см. рис. 3).
Основные этапы развития орогенических комплексов
В орогеническом развитии рассматриваемых областей можно выде-
лить пять значительных этапов (Трушков, 1964): доверхнеюрский этап
подготовки исходного тектонического плана для мезозойского орогенеза;
геосинклинальный этап накопления отложений верхоянского комплекса
(пермь — юра); этап основного орогенеза со складчатостью, внедрением
гранитоидов, разрывными нарушениями и созданием орогенических ком-
плексов и полей металлоносности в их структурах; третичный этап раз-
вития по типу молодой платформы с поднятием, эрозионно-денудацион-
ным срезом структур и заключенных в них полей металлоносности; чет-
вертичный этап дальнейших дифференцированных поднятий (типа арко-
генеза) с выработкой современного рельефа и обособлением геоморфо-
логических областей в их настоящем виде со свойственными им типами
россыпей. Этот этап рассматривается как дальнейшее продолжение жиз-
ни орогенических комплексов, события которого контролируются его
предысторией, структурой и морфологией.
1. Доверхнепалеозойский этап. За этот период был под-
готовлен исходный структурно-тектонический план для мезозойского
тектогенеза. В это время уже существовали жесткие массивы современ-
ного ограничения Яно-Колымского складчатого пояса и его Яно-Чукот-
ского продолжения, построенные на докембрийском основании. На всей
территории происходило образование существенно карбонатных отложе-
ний с наиболее интенсивным накоплением их (до 15 км и более) в прост-
ранствах между массивами. В карбоне они были смяты и консолидиро-
ваны герцинской складчатостью и был образован средний структурный
ярус современного геологического разреза. Магматические породы этого
времени представлены основными интрузиями и дайками, которые не
сказались, однако, существенно на известной сейчас золото- и оловонос-
ности. Лишь в хребте Полоусном И. Я. Некрасовым (1962) описаны гра-
нитоиды щелочного состава (Томмотская группа), с которыми связыва-
ется золотоносность этого участка.
2. В верхнем палеозое и мезозое (верхи карбона, пермь,
триас, юра) господствовали геосинклинальные (или миогеосинклиналь-
ные) условия с прогибами герцинского основания и образованием мощ-
ных толщ песчано-сланцевых терригенных отложений верхоянского
27
комплекса, слагающих верхний структурный ярус. Максимальное накоп-
ление их происходило в Западном Верхоянье (пермь и триас) и Иньяли-
Дебинском синклинории (триас и юра), где мощности их достигают
15 км. В области разделяющего Адычанского поднятия более жестокого’
строения наблюдается сокращение мощностей.
В Яно-Индигирской части пояса на протяжении осадконакопления
имело место смещение оси геосинклинального трога с запада на восток.
Западное Верхоянье уже с конца перми испытывает воздымание и ча-
стичный размыв; это, в частности, объясняет широкое вскрытие пермских
отложений в оси этой структуры. В течение этого времени герцинское
складчатое основание, испытывая прогибы, сохраняло приподнятые уча-
стки более жестких структур в области Адычанского поднятия; они отра-
зились и в структурах новокиммерийского тектогенеза.
3. В верхнеюрский — нижнеюрский этап созданы орогени-
ческие комплексы Восточной Якутии. В начале его произошло значитель-
ное поднятие и осушение всей территории, сопровождавшееся смятием
пород верхоянского комплекса, разрывными нарушениями и излиянием
юрских эффузивов. При этом были образованы горстовые структуры из
палеозоя, обрамляющие Колымский массив. Затем на флангах орогени-
ческих комплексов в частично консолидированные структуры верхних
структурных ярусов, служивших кровлей глубинных магматических оча-
гов, происходит внедрение гранитоидов. Период «гранитного магматизма»
начинается серией диагенезированных позже даек по трещинам кровли.
После этого происходит долговременное внедрение и становление
гранитных интрузий, продолжавшееся более 100 млн. лет; оно сопровож-
дается и завершается образованием сложных по форме и генезису оре-
олов металлоносности во фланговых структурах орогенических комп-
лексов с золотом, оловом и полиметаллами на глубине 1—3 км от палео-
поверхности того времени.
В срединных складчато-глыбовых структурах (Адычанское поднятие,
Приморская низменность) несколько позже (верхний мел) развиваются
разрывы, поперечные к основной складчатости; по ним внедряются не-
большие интрузии гранитоидов часто с более основным составом, с кото-
рыми связан сульфидно-касситеритовый тип оруденения.
Тектогенез и становление гранитоидов создали основные морфострук-
туры палеорельефа, которые в том или ином виде сохранились до наших
дней. При этом после осушения края имели место горст-блоковые подня-
тия в окружении Колымского массива и на сочленении с Алданским
выступом Сибирской платформы (в районах наиболее значительных
тангенциальных напряжений?) и обособился грабен Момской впадины;
продолжали свое воздымание над глубинными очагами гранитоидсн
морфоструктуры цепей Черского, хребтов Сарычева, Полоусного и дру-
гих районов батолитических интрузий; вместе с этим обособились и
области отстающего поднятия Нерского плоскогорья и Адыча-Оймякон-
ского трога пониженных высот.
При этом уже в нижнем меле часть батолитических интрузий гра-
нитоидов была вскрыта денудацией, на что указывает ряд данных по
Охотскому массиву и в хребте Полоусном (Шестеренкин, 1962).
В меле (быть может, уже начиная с нижнего мела) формировалась
кора выветривания каолинового типа, существенным образом благопри-
ятствовавшая дальнейшему россыпеобразованию. Остатки ее в переот-
ложенном состоянии известны в Аркагалинской впадине под верхнеме-
ловыми угленосными отложениями^ Верхнемеловая кора известна в ряде
точек на Охотском массиве под эффузивами верхов верхнего мела и па-
леогена. Формирование кор выветривания продолжалось скорее всего и
в третичном периоде, что также способствовало формированию россы-
пей в это время.
28
4. Т р е т и ч н ы й этап характеризуется затуханием активного ороге-
неза с переходом к сводовому, дифференцированному поднятию-создан-
ных морфоструктур в условиях молодой консолидированной платформы.
Проявления магматизма в складчатой части почти прекращаются, но
лреобладающее воздымание орогенических зон с развитием батолитов и
глубинными очагами их, вероятно, сохранилось. Такие усиленные подня-
тия характерны для флангов орогенических комплексов и находят свое
подтверждение в третичных молассах по северному склону хребта Чер-
ского, в Момской впадине и к северу от нее, а также по западному скло-
ну Верхоянья. В результате поднятий происходит значительный эрози-
онно-денудационный срез орогенических структур, наибольший для
фланговых частей комплексов с максимальным поднятием. Величина
среза достигает здесь, исходя из мощностей размытых осадочных свит,
3 км и более против 0,5—1,0 км для областей отстающего поднятия (сре-
динные структуры орогенического комплекса).
При этом происходит значительное вскрытие гранитоидов (до 2500 м
в цепях Черского и меньше в области отстающего поднятия) и полей эн-
догенной минерализации. Начинают разрушаться коренные месторожде-
ния золота, перерабатываться кора выветривания и усиленно формиру-
ются россыпи. Рельеф поверхности приобретает к концу третичного вре-
мени сглаженные и дряхлые формы, близкие к пенеплену в центральных
частях орогенических комплексов и среднегорные — на флангах, в уча-
стках более интенсивного воздымания.
В связи с продолжающимся поднятием происходят локальные разры-
вы, параллельные орогеническим направлениям, и образование наложен-
ных впадин (Нерские, в верховьях Адычи и др.), где затем накаплива-
ются рыхлые отложения.
Полоусненская часть складчатого пояса к концу третичного — началу
четвертичного периода начинает отставать в поднятиях или даже испы-
тывает опускание с накоплением рыхлых отложений и погребением ра-
нее образованной гидросети и ее россыпей.
5. Четвертичный этап жизни орогенических комплексов во
многом несет черты унаследованности от предыдущей истории развития.
Он характеризуется дальнейшим поднятием всей территории в том же
дифференцированном плане, что и в третичном периоде, но с меньшими
амплитудами. По краю Момской впадины, на сочленении с Колымским
массивом, по обновленному разлому Улахан возникает четвертичный
вулкан Балаган-Тас с основным составом вулканических продуктов,
свидетельствующих о позднейшей стадии магматической деятельности.
. Благодаря поднятию происходит общее врезание гидросети на глу-
бину от 50 до 400 м (величина которого зависит от интенсивности возды-
маний и, следовательно, от положения водотоков в орогеническом комп-
лексе) с расчленением третичной поверхности выравнивания и выработкой
ряда террас в долинах рек. Разная амплитуда поднятий, свойствен-
ная различным структурным частям, контролируя интенсивность
эрозионно-денудационной деятельности, ведет к формированию различ-
ных типов рельефа в различных частях орогенических комплексов;
последние приобретают при этом свои отличные морфологические черты-
в современной поверхности. Приморская низменность опускается в це-
лом с перекрытием ее рыхлыми отложениями четвертичного времени.
При этом под ними погребается древняя гидросеть, в которой следует
ожидать россыпи в пределах вскрытых полей металлоносности.
В четвертичном периоде наступает похолодание климата и разверты-
ваются средне- и верхнечетвертичные оледенения. Они охватывают
высокогорные области поднятий, находясь таким образом под известным
контролем тех же орогенических структур. В результате ледниковых
лодпруживаний, неотектоники и дифференцированного врезания рек
29
происходит частичное перераспределение гидросети и обособляются раз-
личные участки древних долин в приподнятом или погребенном состоя-
нии с заключенными в них россыпями. В итоге этих явлений формиру-
ются различные геоморфологические области современной поверхности.
Образование россыпей продолжается с переотложением ранее сфор-
мированных на ряд новых террасовых уровней и приобретением черт,,
связанных с появлением мерзлоты, солифлюкционными явлениями и
воздействием ледников. При этом формируются различные генетико-
морфологические комплексы россыпей, характерные для определенных
типов рельефа и геоморфологических областей; в этом проявляется связь
россыпей с орогенезом в сфере экзогенных факторов.
Таким образом, вся история формирования россыпей складчатых
областей Якутии проявляет неразрывную связь с общей историей разви-
тия и строением орогенических комплексов. Последние и являются с на-
шей точки зрения первопричиной, определяющей закономерности рас-
пределения всех полезных ископаемых.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Мы рассмотрели выше структуры мезозойских орогенических ком-
плексов Якутии и их определяющее значение для размещения металло-
носности (ограничившись мезозойским магматизмом, который имеет
наибольшее значение для данной территории). Однако представления об
орогенезе и положении в его структурах различных полей металлонос-
ности может быть распространено и на другие области, как более моло-
дого тектогенеза, так и более древнего. В частности, такая связь уже
отмечалась Д. В. Вознесенским для варисцийских структур (вместе с но-
вокиммерийскими) и для Северо-Востока СССР. Зональное распределе-
ние металлоносности в связи с орогеническими структурами (притом при-
мерно в том же плане, что и для Северо-Востока) показано было этим
автором для Алтая, где выделяются зоны полиметаллического орудене-
ния, золотого и оловянно-вольфрамового. Аналогичная зональность имеет
место и для Забайкалья. Обращает внимание то, что характер золото-
рудных месторождений в этих областях приближается к гипотермаль-
ным, что можно связать с более значительным срезом этих, более древ-
них орогенических комплексов.
Картина распределения металлоносности более древних орогениче-
ских комплексов сложнее в связи с наложением на ранние ореолы метал-
лоносности более поздних, связанных с другими циклами магматизма.
Кроме того, позднейшие блоковые подвижки различного знака и ампли-
туды поставили первичные ореолы в иные гипсометрические соотношения
в современных структурах. Однако, несмотря на эти «вторичные» изме-
нения, первичные закономерности распределения металлов здесь рас-
познаются.
Нам представляется, что дальнейшее исследование размещения ме-
таллических полезных ископаемых в зависимости от орогенических
структур различного возраста, строения и глубины их среза, могут дать
значительный материал как для теории металлогении, так и для на-
правления поисков полезных ископаемых.
Высказанная гипотеза орогенических комплексов применительно
к складчатым областям Якутии позволяет дать следующие соображения,
важные для оценки перспектив металлоносности и направления поисков.
1. Исходя из сказанного об элементах симметрии в строении Яно-
Индигирского комплекса (Западное Верхоянье и окружение Колымского
массива), можно предполагать аналогичную металлоносность и более
широкую золото- и оловоносность Западного Верхоянья; характер ее
будет отличаться от восточного фланга меньшей глубиной вскрытия.
30
2. Можно предположить непрерывное глубинное продолжение зоны
золото- и оловоносности из Южного Верхоянья в Западное и через Ку-
лар в северный фланг Полоусненской части складчатого пояса, возмож-
но, на соединение с золотоносными и оловоносными областями Чукотки
и Анюя. При этом интенсивность металлоносности ставится (наряду
с прочими геологическими факторами) в зависимость от различной глу-
бины среза вдоль этой части металлоносного пояса.
3. Предполагается непрерывное продолжение золотоносности и оло-
воносности из структур Восточного фланга Яно-Индигирского орогени-
ческого комплекса в систему Полоусного и Улахан-Сис с вытекающим
из этого увеличением реальных перспектив по золотоносности. Исходя
из истории континентального развития на северных склонах хребтов По-
лоусного и Улахан-Сис, возможно предположить наличие россыпей
золота и олова в современных долинах рек и древних, погребенных под
рыхлыми отложениями Приморской низменности.
4. Исходя из имеющихся данных о магматизме, глубине среза и ме-
таллоносности, в свете гипотезы об орогенических комплексах следует
пересмотреть создавшееся мнение о малой перспективности района
Юдомы (рассматривая этот район как фланг Южно-Верхоянского оро-
генического комплекса), а в бассейне р. Индигирки — продолжение на
юг в область хребта Сунтар-Хаята Тарынской зоны металлоносности.
5. Соображения о роли эрозионного среза при вскрытии зон метал-
лоносности (мегаореолов металлоносности орогенических структур)
могут явиться весьма существенным критерием при направлении поисков
в складчатых областях. К ним желательно привлечь внимание геологов-
поисковиков.
ЛИТЕРАТУРА
Богданов Н. А. Тектоническое развитие в палеозое Колымского массива и Восточ-
ной Арктики. Изд-во АН СССР, 1963.
Ващилов Ю. А. Глубинные разломы юга Яно-Колымской складчатой зоны и Охот-
ско-Чаунского вулканического пояса и их роль в образовании гранитных интру-
зий и формировании структур (по геофизическим данным).— Сов. геол., 1963, № 4,
Вихерт А. В., Возин В. Ф., И в енсен Ю. П. и др. Геологическое строение и рудэ-
носность Западного Верхоянья.—Труды ЯФ СО АН СССР. Изв. АН СССР, серия
геол., сб. 5. Якутск, 1961.
Возин В. Ф. Стратиграфия мезозойских отложений бассейна р. Яны. Изд-во
АН СССР, 1962.
Горбунов Е. И. Некоторые закономерности размещения различного состава золота
в юго-восточной части Яно-Колымского золотоносного пояса.— В кн.: Закономер-
ности размещения полезных ископаемых, т. V. Изд-во АН СССР, 1962.
Груздев В. А. Геология и перспективы полиметаллического оруденения в Южном
Верхоянье.— Материалы по геол, и полезн. ископ. ЯАССР, вып. X. Якутск, 1962.
Корешков И. В. Области сводового поднятия и особенности их развития. М., Гос-
геолтехиздат, 1960.
Кушнарев И. П. Глубина формирования эндогенных месторождений Кураминской
структурно-фациальной зоны и роль эрозионного среза в их размещении.— Геол
рудных месторождений, 1961, № 6.
Луго в С. Ф. Основные черты геологического строения и металлоносности Чукотки.
М., Госгеолтехиздат, 1962.
Матвеенко В. Т. Очерк эндогенной металлогении Северо-Востока СССР.— Труды
ВНИИ-I. Магадан, 1960.
Матвеенко В. Т. и Шаталов В. Т. Разрывные нарушения, магматизм и оруде-
нение Северо-Востока СССР.— В кн.: Закономерности размещения полезных иско-
паемых, т. I. Изд-во АН СССР, 1958.
Моисеенко Ф. С. К вопросу морфологии крупных интрузий Центрального Казах-
стана.— Бюлл. Моск, об-ва испыт. природы, отд. геол., 1964, т. XXXIX (4).
Мокшанцев К. Б., Рожков И. С. Основные черты тектонического строения тер-
ритории Якутской АССР.— Труды ЯФ СО АН СССР, серия геол., сб. 14. Якутск,
1962.
Некрасов И. Я. Магматизм и рудоносность северо-западной части Верхояно-Чукот-
ской складчатой области. Изд-во АН СССР, 1962.
31
Ненашев Н. И. Вопросы магматизма и рудообразования на Северо-Востоке Якутии
в свете данных абсолютного возраста.— Изв. АН СССР, серия геол., 1963, № 9.
Ненашев Н. И. Абсолютный возраст и петрохимические особенности гранитоидов и
связанных с ними некоторых типов рудных месторождений в пределах западной
части Верхояно-Чукотской складчатой области. Автореферат канд. дисс. Якутск,
1964.
П е й в е А. В., Синицын В. М. Некоторые основные вопросы учения о геосинклина-
лях — Изв. АН СССР, серия геол., 1950, № 4.
Пущаровский Ю. М. Приверхоянский краевой прогиб и мезозоиды Северо-Не-
точной Азии.— В кн.: Тектоника СССР, 5. Изд-во АН СССР, 1960.
Р и т м а н А. Вулканы и их деятельность. М., изд-во «Мир», 1964.
Рожков И. С. Закономерности размещения россыпей и их коренных источников на
территории Якутии.— В сб.: Геология россыпей Якутии. М., изд-во «Наука», 1964.
Самусиков В. П. Некоторые особенности количественного соотношения и про-
странственного размещения золота различной пробности на территории Верхне-
Индигирского района.— В сб.: Геология россыпей Якутии. М., изд-во «Наука»,
' 1964.
Снятков Б. А., Снятков Л. А. О роли магматических процессов в создании струк-
тур северо-западной части Тихоокеанского кольца.— В кн.: Вулканизм Северо-
Востока Сибири. М., изд-во «Наука», 1964.
Спрингис К. Я. Тектоника Верхояно-Колымской складчатой области Рига, 1958.
Судовиков Н. Г. Метаморфогенное рудообразование.— Сов. геол., 1965, № I.
Татаринов Л. М. Условия образования месторождений рудных и нерудных полез-
ных ископаемых. М., ГОНТИ, 1963.
Трушков Ю. Н. Условия образования и размещения россыпей золота в верхнем
течении р. Индигирки.— В сб : Геология россыпей Якутии. М., изд-во «Наука»,
1964.
У с т и е в Е. К. Охотский тектоно-магматический пояс и некоторые связанные с ними
проблемы.— Сов. геол., 1959, № 3.
Шапошников К. К. Структурно-металлогенические зоны и гравитационные анома-
лии на Северо-Востоке СССР.— Докл. АН СССР, 1961. 141, № 3.
Шестеренкин Е. М. Трещинно-экструзивный вулкан Большой Дьахтардах.—
Материалы по геол, и полезн. ископаем. ЯАССР, вып. X. Якутск, 1962.
Шило Н. А. Геологическое строение и коренные источники Яно-Колымского пояса
россыпей золотоносности.— Труды ВНИИ-I. Магадан, 1961.
Фирсов Л. В. О возрасте золотого оруденения Северо-Востока СССР.— Геол, руд
ных месторожд., 1960, № 2.
Флеров Б. Л., Булаевский Д. С., Дорофеев Д. А. Особенности геологиче-
ского положения свинцово-цинкового оруденения в Южном Верхоянье.— Геол,
рудных месторожд., 1962, № 2.
Херасков Н. П. Роль тектоники в изучении закономерностей размещения полезных
ископаемых в земной коре.— В кн.: Закономерности размещения полезных иско-
паемых. т. I. Изд-во АН СССР, 1958.
Ю.Н. Трушков
ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК
ВЕРХНЕЙ ЧАСТИ БАССЕЙНА р. ИНДИГИРКИ
ОРОГРАФИЯ
Территория верхней части бассейна Индигирки — горная страна.
Ее основные орографические единицы — высокогорные сооружения си-
стемы цепей Черского, хребты Илин-Тас, Сарычева и Сунтар-Хаята;
они вытянуты в северо-западном направлении параллельно складчатым
структурам и разделены районами пониженного мелкогорного рельефа,
иногда переходящего в равнины. К ним относятся Адыча-Оймяконское
мелкогорье, Нерское плоскогорье и Момская впадина (см. орографиче-
скую схему на рис. 1).
Основные реки района —Индигирка с системой притоков, из которых
главными являются реки Кюенте, Эльги, Нера, Чибагалах и Мома.
ОСНОВНЫЕ ФАКТОРЫ РЕЛ ЬЕФООБРАЗОВАНИЯ
Формирование современного рельефа в бассейне Индигирки проис-
ходило в наземных условиях в несколько этапов и при участии различ-
ных факторов (Трушков, 1949; Колосов, 1947; Шило, 1961; Резанов и
Зарудный, 1962; Коржуев, 1963; Резанов, 1960 и др.). Основную роль
играли тектонические движения, вторыми по значению были эрозионно-
денудационные процессы, находившиеся под контролем тектонических
движений и климатической обстановки. Весьма существенная роль в
рельефообразовании принадлежала литологии.
Тектонические движения по своему характеру и роли их в рельефо-
образовании могут быть подразделены на орогенные движения конца
юры — верхнего мела и более поздние поднятия и прогибы, с которыми
связаны также разрывные и блоковые нарушения небольших амплитуд.
С Орогенными движениями верхней юры и мела связано образование
основных палеоморфоструктур рельефа, сохранившихся до настоящего
времени: горных сооружений цепей Черского и складчато-глыбовых
морфоструктур хребтов Сунтар-Хаята, Сарычева. Хребет Илин-Тас
образован, вероятно, несколько позднее.
Положительные морфоструктуры, испытывающие преимущественно
поднятия, разделены депрессиями с нисходящим, стабильным или замед-
ленным режимом тектонических движений, который унаследован, види-
мо, со времени мелового орогенеза. К таким депрессиям относятся Момо-
Селенняхская впадина и Адыча-Оймяконское низкогорье. Нерское
плоскогорье и Ольчано-Эльгинское нагорье находились на юго-западном
крыле поднятия системы Черского и занимали промежуточное поло-
жение.
Различные направленность и амплитуда неотектонических движе-
ний способствовали сохранению различного гипсометрического уровня
между первичными морфоструктурными областями. В то же время
поднятия значительно активизировали эрозионно-денудационную дея-
3 Геология россыпей золотя 33
Рис. 1. Орографическая схема верхней части бассейна Индигирки.
/ — цепи и хребты; II— наиболее пониженные участки впадин; III — границы геоморфологических
областей; IV — границы геоморфологических районов.
Отдельные горные массивы; 1 — Хону/ 2 — Буордах, 3 — Чугулук; 4 — Хулурин,
5 — Право-Нерский; 6 — Нюргун-Тас; 7 — Ольчанский; 8 — Арангасский; 9 — Чен; 10 — Столбо-
лох; 11 — Беккем; 12 — Бурус-Хая.
Впадины- 13 — Черкынская; 14 — Тюбеляхская; 15 — Бугчанская; 16 — Нерская; 17 — Худжах-
ская; 18 — Верхне-Адычанская; 19 — Верхне-Эльгинская; 20 — Оймяконская; 21 — Учугей-Уряхская
тельность в положительных морфоструктурах и замедлили ее в отрица-
тельных. Результатом этого явилось образование глубоко расчлененных
альпийских форм рельефа в высокогорных областях и мелкогорных и
холмистых (часто дряхлого облика) —в областях замедленного подня-
тия и опускания.
Крупные морфоструктуры в послескладчатый период расчленены
разрывными тектоническими нарушениями на отдельные блоки различ-
ных размеров и занимают в современном рельефе различное гипсомет-
рическое положение (Эльянов, 1958; Спрингис, 1961).
С эрозионно-денудационной деятельностью связано обра-
зование современного глубокорасчлененного рельефа высокогорных
34
областей, мелкогорного и холмистого рельефа различной степени рас-
членения в областях прогибания и в участках аккумулятивного рельефа
некоторых впадин (Верхне-Нерская, Оймяконская, Момская), выра-
ботка и последующее расчленение древней эрозионно-денудационной
поверхности и образование столообразных форм возвышенностей, ха-
рактерных для больших пространств рассматриваемой территории.
Эрозионно-денудационной деятельностью под контролирующим влия-
нием тектоники, климатического режима и литологии созданы различ-
ные типы долин, частично обработанные затем ледниками.
Литология. На морфологию современного рельефа существенным
образом повлияла литология. Большие возвышенности сложены устой-
чивыми к разрушению массивами изверженных пород, реже песчани-
ками и роговиками. Пониженные участки рельефа развиты на мягких
глинистых сланцах, песчано-сланцевых комплексах и рыхлых отложе-
ниях четвертичного возраста.
Гранитоиды являются наиболее устойчивыми породами. Они четко
выделяются в рельефе в виде высокогорных массивов на фоне песчано-
сланцевого средне- и мелкогорья (массивы Нелькан, Нюргун-Тас, Бек-
кем и др., (табл. 1). В системе цепей Черского они образуют ряды бато-
литических интрузий, которые объединяются в цепи высокогорных соору-
жений. Высокогорные массивы сильно расчленены в верховьях рек и
подвергнуты значительной скульптурной обработке ледниками.
На эффузивах различного состава развивается высокогорный рельеф
с отдельными труднодоступными пиками и гребнями. Наибольшая высо-
та в бассейне Индигирки, достигающая 3140 м над уровнем моря и
2000 м над прилегающими долинами, представлена липаритами (пик
Победы). Значительные площади высокогорья в хр. Сунтар-Хаята так-
же сложены эффузивами. Большие абсолютные высоты субвулканов свя-
заны, вероятно, и с первичным положением их в палеорельефе.
Отдельные высокогорные гряды слагаются устойчивыми песчаниками
верхней юры. Они вытянуты согласно общему простиранию осадочных
свит. Рельеф этих областей обычно глубоко расчленен густой речной
сетью V-образных долин с узкими водоразделами, склоны которых по-
крыты осыпями из щебня и остроугольных глыб.
Карбонатные породы принимают участие в строении северо-восточ-
ной части цепей Черского и обнажаются здесь в участках горстовых
структур. Особенности рельефа их связаны со спецификой выветривания
и эрозии. В первичные стадии формирования эрозионного рельефа на
карбонатных породах образуются резкие формы рельефа с обилием
скальных обнажений и зубчатых останцев на водоразделах. Однако они
быстро доводятся до сглаженных куполообразных форм более зрелого
облика. В долинах молодых водотоков хорошо развиты террасы с чет-
кими бровками, каньоны врезания и местами проявляются карстовые
процессы.
В районах, сложенных малоустойчивыми песчано-глинистыми и гли-
нистыми сланцами, обычны сглаженные мелкогорные и холмистые фор-
мы рельефа с постепенным переходом к среднегорным или равнинным
участкам.
В пределах верхнего течения Индигирки лишь небольшие площади
заняты рыхлыми образованиями (не принимая во внимание элювиально-
делювиального покрова). Генетически они представлены водными, вод-
но-ледниковыми и ледниковыми отложениями. В областях их развития
формируются холмистые участки рельефа, флювиогляциальные и аллю-
виальные равнины.
Климат в мелу и палеогене, являясь важным рельефообразующим
фактором, характеризовался субтропическими условиями. С ними связа-
но образование коры выветривания каолинового типа, реликты последней
35
3*
Рис. 2. Схема геоморфологического строения поверхности.
/ — аллювий речных долин; 2 — флювиогляциальные отложения; 3— ледниковые отложения; 4 —
троговые долины; 5 — морены; 6 — современные ледники; 7 — долина Палео-Неры; 8 — галечники
Нерских впадин (Qi); 9 — четвертичный вулкан Балаган-Тас. 10— разрывные нарушения просле-
женные; // — разрывные нарушения предполагаемые; 12 — высокогорный рельеф с абс. отм более
1500 м; 13 — средне- и мелкогорный рельеф с абс. отм. от 1000 до 1500 м; 14 — мелко- и холмогорный
рельеф с абс отм. от 500 до 1000 м; 15 — равнинный и холмистый рельеф с абс. отм до 500 м
известны во впадинах (Аркагалинская, Бугчанская). Позже наступает
постепенное похолодание климата —до умеренного в неогене и холодного
в четвертичном периоде. Это обусловило на отдельных этапах различ-
ные условия выветривания, интенсивность денудации, режим водных
потоков. В плейстоцене похолодание привело к развитию мощных до-
линных ледников; экзарационной и аккумулятивной деятельности по-
следних принадлежит скульптурное оформление высокогорных областей
и их предгорий.
Суровые климатические условия второй половины плейстоцена при-
вели к глубокому промерзанию поверхности с образованием многолетней
мерзлоты, к развитию солифлюкционных явлений и зморозного выветри-
36
вания. С ними связано образование асимметричных склонов долин, на-
горных террас, каменных осыпей, полигональных почв, ландшафта
высокогорных областей и ряд других морфологических особенностей
современных долин и россыпей.
Изменение климатической обстановки по высотным зонам рельефа
также ведет к различиям в условиях выветривания, появлению высотно-
морфологических особенностей и таким же особенностям в распределе-
нии россыпей по их типам. Современная поверхность края — результат
взаимодействия перечисленных факторов. Схема геоморфологического
строения ее приводится на рис. 2.
ТИПЫ РЕЛЬЕФА
Предлагаемая типизация положительных форм приводится с целью
подчеркнуть зависимость морфологии россыпей и их размещения от
рельефа. Для этого как основа наиболее удобна высотная характерис-
тика. На рассматриваемой территории фактор высотности в первую оче-
редь определяет морфологию рельефа, долин и заключенных е них
россыпей. Высота и расчлененность рельефа определяют и области рас-
пространения ледниковой деятельности. В то же время они являются
следствием палео- и неотектонических движений и связаны с генезисом
рельефа.
Выделяются пять основных высотно-морфологических типов — высо-
когорный, среднегорный, мелкогорный, холмистый и равнинный. Они
подразделены далее на подтипы, образование которых обусловлено уча-
стием других рельефообразующих факторов (табл. 1).
Таблица 1 • Основные типы рельефа и их краткая характеристика
Высотно-морфологические типы
Генетико- м орфологические подтипы
I Высокогорный
абс. выс. более 1500 м
отн » 800—1200 м
II Среднегорный
абс. выс. до 1500 м
отн. » 400—600 м
III Мелкогорный
абс. выс. 500—1200 м
отн. » 200—400 м
IV Холмистый
абс. выс. обычно менее 300 м
отн. » 50—200 м
V Равнинный
абс. выс. менее 500 м
и на высокогорном плато до 1500 м
Структурно-тектонический,
Эрозионно-денудационный:
а. альпийский
б. куполообразный
Бронированный эффузивами
Омоложенный, резкий.
Плоскогорный.
Зрелый
Омоложенный, сильно расчлененный.
Плоскогорный, средней степени расчленения.
Зрелый
Эрозионно-денудационный
Эрозионно-аккумулятивный
Ледн иково- акку му ляти вны й
Высокогорные плато эрозионно-денудационного проис-
хождения
Аккумулятивно-равнинный:
а. аллювиальный
б. флювиогляциальный
Различные типы рельфа обычно последовательно переходят от высо-
когорного к среднегорному, затем к мелкогорному и полуравнинным и
равнинным участкам.
Реже встречаются случаи перехода от высокогорья к мелкогорью и
холмистому рельефу в виде резких уступов по тектоническим разрывам,
как например, на границе с Момской впадиной (разлом Улахан; Сима-
ков, 1949).
Зональность типов рельефа в плане подчеркивается развитием сле-
дов древних оледенений, которые связаны с высокогорьем. При этом
выделяются области различной сохранности и условий залегания рос-
сыпей.
37
Рис. 3. Адыча-Индигирский трог понижен-
ного рельефа (выкопировано из схемы гео-
морфологического строения СССР, состав-
ленной Г. С. Ганешиным и С. В. Эпштейн).
Абсолютные высоты: /—-до 200 м\ 2 —
200—500 м; 3 — 500—1000 м: 4 — 1000—2000 м-. 5 — бо-
лее 2000 м
В средне- и мелкогорном
рельефе с абс. отм. от 500 до
1500 м находится большинство
промышленных россыпей; эти ти-
пы рельефа слагают 63% от об-
щей площади территории; 37%
приходится на высокогорные об-
ласти с абс. отм. свыше 1500 м,
где значительных россыпей золо-
та не установлено.
ХАРАКТЕР ГИДРОСЕТИ
И РЕЧНЫХ ДОЛИН
Основные артерии
Основная водная артерия —
р. Индигирка. Характер долины
реки и ее притоков значительно
отличается в верхнем течении, в
областях Адыча-Оймяковского
мелкогорья и Нерского плоско-
горья, от средней части, где она
пересекает систему цепей Черско-
го. Это связано с рельефом и раз-
личной историей формирования
этих участков реки. Верхняя часть
течения более древняя и форми-
рование ее относится к третично-
му или более раннему периоду. В то время она служила, вероятно, вер-
ховьями р. Палео-Яны и текла по Адыча-Оймяконской низменности и
Эльгинскому мелкогорью, в бассейн современной Яны. Об этом свиде-
тельствуют: резкое понижение высот в современном рельефе, направлен-
ное в верховья Яны (рис. 3), резкий поворот в направлении ее течения
перед пересечением системы цепей Черского, более молодой, эпигенетиче-
ский характер долины ниже этого поворота и различный характер и ри-
сунок боковой гидросети.
Необходимо отметить омоложенный характер долины при пересече-
нии Курдатского поднятия перед устьем р. Эльги.
В верховьях направление реки определяется общим уклоном ме-
стности в сторону Оймяконской впадины, а рисунок гидросети прибли-
жается к радиально сходящемуся, с довольно прямыми направлениями
водотоков, которые берут свое начало с окружающего амфитеатра воз-
вышенностей. Характер долин здесь троговый в верховьях, с переходом
в эрозионный, с трапециевидными поперечными профилями на перифе-
рии и почти не врезанными на равнинной части Оймяконской впадины.
На этом отрезке реки текут среди аккумулятивных пойменных террас
сначала из перемытых флювиогляциалов, а ниже — из нормального
аллювия. Ширина долины Индигирки достигает здесь многих километ-
ров и ограничивается холмистым и мелкогорным рельефом. Небольшие
притоки имеют дендритовидно ветвящийся рисунок в плане со зрелы-
ми, широкими долинами.
Для бассейна р. Эльги, в области Адыча-Оймяковского мелкогорья,
и частично для р. Неры (на Нерском плоскогорье) так же свойствен
дендритовидно ветвящийся рисунок со зрелыми и дряхлыми типами
долин. Местами чеотектонические поднятия придают гидросети омоло-
женный характер.
38
Связь с геологическими структурами в притоках р. Эльги и верховьях
р. Индигирки проявлена слабо; значительно больше — в бассейне
р. Неры, особенно на правобережье ее. Здесь четко видны два направле-
ния водотоков — параллельное складчатым структурам и секущее их;
характерно также молодое врезание гидросети с начальной стадией го-
ризонтальной эрозии и активное расчленение древней денудационной
поверхности. Распространены трапециевидные, террасированные профи-
ли долин с маломощным покровом рыхлых отложений.
Для системы цепей Черского типично коленчатое сочетание двух на-
правлений водотоков — древнего, параллельного, складчатости, и более
молодого — секущего. В связи со значительным поднятием этой области
гидросеть имеет омоложенный характер с интенсивным вертикальным
врезанием и террасированными долинами. В районах ледниковой дея-
тельности обычны троговые долины, наложенный характер постледнико-
вой гидросети и молодые эпигенетические каньоны врезания в обход
масс ледникового материала. Многие крупные долины контролируются
палеоразломами, субпараллельными складчатости (Кур-Эрикитский же-
лоб, Чаркынская впадина и др.). Долина Индигирки значительно су-
жается и часто врезана в коренные террасы. При пересечении Порож-
ной цепи, сложенной гранитами, она имеет вид глубокого ущелья и изо-
билует порогами. В местах пересечения песчаников и сланцев развиты
многоступенчатые серии террас — от пойменной до 400-метровой и выше.
При пересечении структуры палеозойского горста, сложенной известня-
ками, характерны живописные скалистые берега.
Большинство притоков Индигирки в цепях Черского направлено к ней
под прямым углом и течет параллельно складчатым структурам. Черты
интенсивного врезания долина Индигирки имеет вплоть до выхода ее из
системы цепей Черского. Ниже, в Момо-Селенняхской впадине, она спо-
койно течет в широкой аллювиальной пойме, ограниченной пенепленизи-
рованными поверхностями.
На окраинах Момо-Селенняхской впадины, где развиты зандровые
поля, рисунок боковой гидросети часто приобретает параллельный ха-
рактер с водотоками, слабо врезанными в наклонные аккумулятивные
равнины.
Основные факторы, принявшие участие в образовании долинной сети,
те же, что и при формировании положительных форм рельефа, но есте-
ственно, что эрозионно-денудационные процессы играют здесь еще боль-
шую роль.
Неотектонические разрывные нарушения, считает автор, имеют под-
чиненное значение; вертикальные (сводовые) проявляются как в рисун-
ке гидросети, так и в морфологии долин, регулируя интенсивность вреза,
расчлененность склонов и высоту террас.
Террасы
В современных долинах широко распространены террасы различного
уровня. Наиболее развиты они в областях поднятий. В таких участках
число их достигает 12 и более, и они образуют целую лестницу различ-
ных гипсометрических и возрастных уровней. По своему характеру тер-
расы обычно эрозионно-аккумулятивные с цоколем из коренных пород,
покрытым рыхлыми отложениями различной мощности. Самой высокой
является 400-метровая терраса в районе пересечения Индигиркой горной
системы Черского. Абсолютная высота ее здесь около 800 м и соответ*
ствует положению речной сети древней поверхности выравнивания. С бо-
лее „низкими эрозионными уровнями связан ряд террас, синхронных
плейстоценовым оледенениям, межледниковью и послеледниковому
периоду.
39
Одновозрастные уровни речных террас занимают различное гипсо-
метрическое положение (относительное и абсолютное) в разных районах.
Это связано с глубиной вреза и неотектоническими поднятиями. Врез
современной гидросети закономерно уменьшается от устьевых частей
к верховьям. Так, например, нижнечетвертичная терраса р. Индигирки,
имеющая относительные высоты в цепях Черского около 400 м, на Нере
достигает лишь 200—150 ж, а в верховьях рек, на плато Улахан-Чистай,
врез исчезает, и терраса почти сливается с современной поймой. Анало-
гичным образом ведут себя и более низкие уровни.
В результате неотектонических, сводовых поднятий в областях поло-
жительных морфоструктур, первоначальные уровни террас приподняты
иногда с образованием чуть выпуклого продольного профиля их (напри-
мер, нижнечетвертичная терраса «пенеплена» по Индигирке, в области
’цепей Черского). В областях опускания (впадины Оймяконская, Момо-
Селенняхская) древние уровни террас, наоборот, опущены, и межледни-
ковый уровень, располагающийся в цепях Черского гипсометрически
выше современной поймы, здесь нередко погребен под современным ал-
лювием (урочище Сайлык, низовье ручья Селерикан).
Пойменные террасы распространены в большинстве долин.
Наиболее развиты они в долинах крупных рек за пределами ледниковой
деятельности. Сложены аллювиальными галечниками, которые часто
перекрыты небольшим слоем илов. В областях ледниковой деятельности
состоят из перемытого ледникового материала и несут значительный про-
цент валунов и булыжника. Относительная высота террас колеблется
от 1 м в небольших долинах до 3—5 м в крупных реках.
Террасы высотой 5—20 м широко распространены как в долинах
крупных водотоков, так и небольших ручьев и речек. Обычно они эрози-
онно-аккумулятивные с цоколем из коренных пород. Коренной цоколь
перекрывается галечником, состав которого определяется литологиче-
ским окружением. Мощность аллювия варьирует в пределах 3—8 ж,
редко более. Эти террасы часто перекрыты отложениями последнего оле-
денения. Реже встречается аккумулятивный тип террас этой высоты.
Такие террасы связаны с ледниковой деятельностью и сложены ледни-
ковым или флювиогляциальным материалом, в который было углублено
современное русло при формировании террасы.
Террасы высотой 20—50 м имеют то же строение, что и предыдущие.
Большая высота их связана с увеличенной высотой коренного цоколя как
следствие большего врезания русла. Они характерны для долин, протя-
женность которых достигает первых десятков км.
Террасы высотой 50—100 м типичны для сравнительно крупных во-
дотоков протяженностью в несколько десятков километров и более. Они
также состоят из коренного цоколя, который перекрывается аллювием
или ледниковыми отложениями. По Индигирке и ее крупным притокам
эти террасы обычно синхронны максимальной фазе верхнеплейстоцено-
вого оледенения и часто перекрыты мореной или флювиогляциальными
отложениями. На террасах нередки погребенные доледниковые тальвеги,
врезанные в коренные породы.
Террасы высотой 100—200 м развиты в крупных долинах таких рек,
как Нера, Эльги и по самой р. Индигирке. По возрасту они относятся
к межледниковью в долине Индигирки при пересечении цепей Черского
и доледниковью (нижнечетвертичные) — в бассейне р. Неры.
Цокольные высокие террасы сложены коренными породами и пере-
крывающими их аллювиальными отложениями мощностью иногда до
первых десятков метров. Нередки случаи, когда аллювиальные отложе-
ния на них уничтожены денудацией.
Террасы высотой 200—400 м характерны для долины Индигирки в об-
ласти цепей Черского и менее часто встречаются в нижних течениях ее
40
крупных притоков, такихг как Эльги, Нера, Чибагалах. По своему возра-
сту эти террасы обычно относятся к верхам нижнечетвертичного периода
и близки к эрозионному уровню гидросети древней поверхности вырав-
нивания. Состоят они из высокого цоколя коренных пород, перекрытого
аллювиальными отложениями, часто значительной мощности. Состав
последних мелко- и среднегалечный с присутствием глин и илов и харак-
теризует значительно более зрелый, даже дряхлый, характер гидросети
того времени. Обычно эти террасы сочленяются в тыльной части с полого
вогнутыми склонами возвышенностей и здесь часто перекрыты мощным
шлейфом элювиально-делювиальных отложений.
Аллювий террас весьма выветрен, частично уничтожен и сохранился
лишь пятнами.
Нередко эрозионный уровень террас смешивается с денудационными
палеохолмистыми поверхностями «пенеплена» Ч
Все перечисленные террасы в принципе металлоносны и несут знаки
золота. Однако подавляющее большинство промышленных россыпей
приурочено к современной пойме и террасам высотой до 50 м. На тер-
расах 50—100 м промышленных россыпей найдено мало, а на более вы-
соких уровнях известны лишь единичные случаи. Это связано со значи-
тельным размывом высоких террас и переотложением их россыпей па
более низкие уровни.
Морфология и генезис речных долин
По истории своего развития и результирующей морфологии речные
долины можно подразделить на чисто эрозионные и подвергшиеся ледни-
ковой обработке. Такое подразделение их весьма существенно с точки
зрения условий залегания россыпей и морфологии последних.
Эрозионные долины. Характер эрозионных долин связан с
типом рельефа, в котором они находятся. Эта связь заключается в из-
менении поперечного профиля от V-образного через трапециевидной до
ч^-образного при переходе от высокогорных типов рельефа к средне- и
мелкогорным с соответственным изменением мощностей и характера
аллювия (рис. 4, а, б, в).
Поперечные профили долин часто террасированы (см. рис. 4, г, д).
Характерной чертой эрозионных поперечных профилей, особенно в
средне- и мелкогорном рельефе, служит асимметрия склонов. Она свя-
зана с экспозицией к солнцу и усиленной солифлюкцией на солнечной
стороне. Теневой склон при этом постепенно подрабатывается и отсту-
пает с одновременным развитием противоположного в более широкий и
выположенный. Террасовые уровни на теневом склоне уничтожаются и
развиваются на противоположном. На поверхности последнего обра-
зуется покров медленно оползающего делювиального материала; он
закрывает уступы террас или древние тальвеги в коренных породах,
образуя пологий склон, называемый увалом. Строение увалов может
быть разным (см. рис. 4, е, ж, д).
Характер речных долин зависит от литологии. Участки долин, пере-
секающие гранитоиды, отличаются узостью, малым развитием и плохой
сохранностью террас, валунистостью, мелкими наносами и развитием
таликов. В областях развития сланцев в участках молодого поднятия
типичны многочисленные, хорошо выраженные террасы или же дряхлые
формы гидросети в районах опускания. В известняках характерна
1 «Пенеплен» взят нами в кавычки, так как эта древняя поверхность наряду
с действительно пенепленизированными районами в области опускания в положитель-
ных морфоструктурах была образована средне- и даже высокогорными типами зре-
лого рельефа.
41
террасированность и проявления карстовых явлений, сдерживаемых раз-
витием мерзлоты.
Ледниковые долины. В области активной экзарации боль-
шинство эрозионных долин превращено в троговые с типичными (J -об-
разными профилями, иногда с рядом маргинальных каналов на склонах.
Нередко последние уже преобразованы постледниковыми потоками в
эрозионные долины.
В ложах троговых долин распространены друмлинообразные высту-
пы коренных пород и морены, полузатопленные перемытым ледниковым
материалом. Ледниковые отложения на днищах трогов в той или иной
мере переработаны современными потоками с образованием крупнобу-
лыжного, валунистого флювиального материала значительной мощности.
Современное русло 'часто врезано в коренное ложе трога с образованием
молодого каньона. Последний нередко располагается в боковой части,
сам же трог представляет собой древнюю долину, погребенную ледни-
ковыми отложениями, под которыми иногда сохраняется доледниковый
аллювий (см. рис. 4, и, к, л, м).
Своеобразный тип маловрезанных, блуждающих по рыхлым отложе-
ниям потоков развивается в предгорных областях зандровых равнин.
Типы древних долин обычно зрелые, что связано в большин-
стве случаев с принадлежностью их к одряхлевшей гидросети «пене-
плена». Реликты их находятся в приподнятом или погребенном виде.
История формирования долинной сети распадается на
несколько этапов. Основные водотоки мелового и третичного времени
имели, видимо, северо-западное направление, параллельное складчато-
сти и первичным морфоструктурам рельефа. В течение третичного вре-
мени в результате отступающей эрозии притоков и тектонических явле-
ний, такой план водотоков частично изменился с появлением более
молодых отрезков, поперечных к складчатости (Палео-Нера и др.).
К началу четвертичного периода была выработана весьма зрелая до-
линная сеть на поверхности выравнивания, в которой располагались
россыпи. В результате первого оледенения она опять значительно пере-
42
строилась, и в межледниковье выработался рисунок ее, весьма близкий
к современному. Последнее (верхнечетвертичное) оледенение привело
к перестройке небольших водотоков и сказалось главным образом на
моделировке долин и нагрузке их ледниковым материалом.
Поднятия четвертичного времени привели к образованию многочис-
ленных террас, описанных выше.
ОСОБЕННОСТИ МОРФОЛОГИИ СОВРЕМЕННОГО РЕЛЬЕФА
В результате неравномерного поднятия края в период континенталь-
ного развития современный рельеф несет следы нескольких эрозионно-
денудационных уровней. Нами выделяются: вершинная поверхность гор,
уровень третичной древней поверхности выравнивания, уровень совре-
менной гидросети и ряд промежуточных террасовых уровней в речных
долинах (рис. 5 и 6).
Вершинная поверхность гор, возможно, отражает уровень
наиболее древней денудационной поверхности. Высота ее достигает
2933 м в хребтах Сунтар-Хаята, 2000 м — Сарычева, 2600 м в системе
цепей Черского, 600 м в Момской впадине, 1000—1200 м на Нерском
плоскогорье и 800—1000 м в Адыча-Оймяконском мелкогорье. Снижение
уровня от положительных морфоструктур к отрицательным происходит
постепенно или уступами, в местах разрывных нарушений. В хребте
Сарычева и системе цепей Черского при переходе от них к Адыча-Оймя-
конской и Нерской областям линия вершинной поверхности дает участки
более крутых уклонов; они связаны с блоковыми поднятиями и сопут-
ствующими разрывами.
Особенно отчетливо в профиле вершинной поверхности проявляется
тектонический характер Момской впадины — грабена.
В вершинной поверхности можно различить два этажа: верхний —
по изверженным породам на абс. выс. 2400—3000 м и нижний — на высо-
те 1400—1600 м по осадочным породам, что объясняется меньшей ус-
тойчивостью последних.
Древняя поверхность выравнивания. На Индигирке
четко сохранились следы древней денудационной поверхности, извест-
ной под названием «пенеплена». Начало ее формирования относится
к третичному периоду и, быть может, захватывает конец мела. Реликты
ее широко распространены в современном рельефе в виде столообраз-
ных вершин возвышенностей. Частично эта поверхность образована уже
в миоцене, на что указывает залегание в понижениях ее, на окраинах
Момской впадины, третичных галечников (на абс. выс. около 900 ж).
Нижнечетвертичные отложения в бассейне Момы (В. В. Шевченко,
1959 г.) расположены ниже и находятся в сохранившихся древних до-
линах.
Такое взаимоотношение третичных и четвертичных отложений по-
зволяет рассматривать древнюю поверхность как полихронную. При
более детальном исследовании ее, вероятно, можно будет расчленить
даже на несколько уровней (Резанов и Зарудный, 1962). Время окон-
чательного «становления» ее (после чего она подверглась интенсивному
расчленению) мы относим к концу нижнечетвертичного периода.
Наибольшим развитием реликты древней поверхности пользуются в
областях средне- и мелкогорья (Нерское плоскогорье, Адыча-Оймякон-
ское мелкогорье, Момская впадина) . Формы современного рельефа
определяются в этих областях степенью расчленения «пенеплена», со-
временной гидросетью и его палеохарактером — равнинным, мелко- или
среднегорным.
Особенно хорошо поверхность древнего выравнивания проявлена на
Нерском плоскогорье, где современная гидросеть врезана в нее на
43
глубину от 100 до 200 Ж; Здесь наблюдаются почти равнинные участки с
уклоном поверхности до 15—20°, мало расчлененное мелкогорье и со-
хранившееся палеосреднегорье на периферии.
При переходе к высокогорным районам контрастность палеорельефа
и степень его современного расчленения обычно увеличиваются. Это
происходит благодаря усиленному развитию небольших, но глубоких
распадков. Уплощенные пространства древней поверхности между ними
уничтожаются и на их месте образуются острые водоразделы более
низкого гипсометрического уровня. Плоскогорные формы сохраняются
в межгорных впадинах и их окаймлении и на плато типа Улахан-Чистай.
Древняя денудационная поверхность покрыта слоем элювиально-де-
лювиальной щебенки с примесью глинистых частиц на сланцах или
крупноглыбовыми россыпями на гранитоидах и песчаниках. Мощность
этих отложений на горизонтальной поверхности колеблется в пределах
1—3 м. В нижней части разреза они переходят в разрушенные корен-
ные породы часто с промежуточным слоем щебенки. Обычно они нахо-
дятся в «вечно мерзлом» состоянии и несут значительный процент льда.
Отложения эти, безусловно, молодые — верхнеплейстоценовые.
Значительных остатков древней коры выветривания на реликтах
«пенеплена» не найдено, хотя теоретически их и следовало бы ожидать.
Видимо, они уничтожены денудацией и солифлюкционными явлениями.
Лишь в одной точке по р. Мельтэх В. А. Михайлов (1961 г.) указывает
на наличие разрушенного и каолинизированного слоя на глинистых слан-
цах в погребенной долине.
С древней денудационной поверхностью сопрягается ее долинная
сеть в виде древних долин и более значительных площадей с галечни-
ками озерно-речного происхождения. На Нерском плоскогорье такие
галечники занимают значительные пространства вдоль палеодолины
Неры на абс. выс. около 1000 м (см. рис. 5, профиль I на отрезке Нер-
ского плоскогорья). В современном рельефе долинная сеть «пенеплена»
сохранилась главным образом в виде террас и реже небольших участков
долин на водоразделах. В областях поднятий реликты ее располагаются
в пределах абс. отм. 900—1400 м (см. рис. 4; участок Малтан на II про-
филе). Во впадинах она находится иногда в погребенном состоянии
(Бугчанская впадина). В целом сохранность гидросети «пенеплена»
малая и составляет лишь доли процента.
Современная гидросеть врезана в поверхность «пенеплена» в сред-
нем и нижнем течении Индигирки до 400 ж, на 150—200 м— по долинам
рек Эльги, Неры и друхих и всего лишь на 20—40 м— в верховьях
последних. Нередко она выходит здесь непосредственно на уровень древ-
ней поверхности (см. на рис. 5) положение тальвегов современных долин
и их продольные профили по рекам Куйдусун, Нелькан, Андыгычан,
Эрикит, Тирехтях — приток Момы и др.).
Древняя поверхность деформирована неотектоническими движения-
ми. Так в верховьях р. Андыгычан, в предгорьях цепей Черского, про-
являются террасы с абс. выс. до 1200 м, аналоги которых в области
Нерского плоскогорья (ручей Анка, Интах) занимают абсолютные от-
метки лишь в 900—1000 м (следует, однако, иметь в виду, что более
высокие уровни могут относиться и к более древним эрозионно-денуда-
ционным уровням). Деформации террас наблюдаются и в долине Инди-
гирки (рис. 6). Лучше сохранились поверхности выравнивания в обла-
стях замедленного поднятия (Нерское плоскогорье, Адыча-Оймяконское
мелкогорье, окаймление Момской впадины и др.).
В районах молодого погружения (центральная часть Оймяконской и
Момской впадин) поверхность эта имеет наиболее дряхлый облик. Воз-
вышенности — здесь пологохолмистые и находятся в последних стадиях
нисходящего развития. В формировании их участвуют главным образом
44
хр. Суантар-Хаята
Альпийское высокогорье ।
~&0° г « a I
м Соврледники ;
2700
2500
2300
2100
1900
1700
1500\-
1300-
ш-
900-
700-
500-
300-
Среднегорье
2150
Ледниковые
4 ОП1ЛОЖ.
О 3 6 9 12 15 18км
U.-l.—J. —I. I. I ,1
/4>х
ж
Бедно.
J650
'У\Дрёд,
кары
g
| Ю-В часть Адыча-Оймяконского мелкогорья
। Мелкогорье ,
। и пояс ледниково-аккумул. рельефа ।
। правого берега руч ит-Хая »
\ Поверхность^ ^21 1688 |
\сглеженная льдами /х\А 1
Куидурунская морена 1-го алев.

00/). руслор. пуйрусун
I t
------------В
I
Холмогорье
озЛабынкыр
5

1609 верх.
~ -^JOOO „ доострых^одср.
п а до пологих холмов '
i
хр Сарычева
Высокогорье
г.бекем
1982
^^1700
I Мелкогорье
Оймяконская впадина
588_м
ур.Сийлык ™»а

м
1900
1700
1500
1300
1100
900
700
\500
\300
м
2600г
2В00-
2200-
2000-
1800-
1600-
№00-
1200-
1000-
800 7
600-
400-
зоо'-
Система цепей Черского
Цепь Онгохтах
2330
2100
2000
м
2330
Нерское плоскогорье
№07
М7'
г Юр ба
2063
хрИлин-Тас
2300
> Запечные nJ
85П морены q39L
г Хулурин
1900
ур. Сайлык
Водораздел
Вазовского
. _ С-3 часть
А дыча - Оймяконского
мелкогорья
Конечные
[Вершинная 19ПП
оерхность на сланцах ___
1320^
1SL устьер.Момы
хр. Сарычева
хр Нелькан
1933
1700
Зорвтич
валуны
1400
Рис. 5. Геоморфологические профили: вверху — от хребта Сунта]р-Хаята до хребта Сарычева; внизу от хребта Сарыче)а до хребта Илин-Тао
ЦепьЧурцлук ।
.. Совр. ледник
уу2300 Ъюг. линия Буордаха
д^Зёежиекары
Д^уРазруш.кары
Момская впадина
1000мур-ня
•.•ЛИГ
Днища Нерских впадин —йОО
620 но^

м
ДООО
-800
-600
-W0
л300
процессы солифлюкционного течения дезинтегрированного элювиально-
делювиального материала. Пологие вогнутые склоны незаметно сочле-
няются с ложами широких долин.
Эрозионные уровни
Уровень современных водотоков врезан в поверхность «пенепле-
на» и его гидросети в среднем до 200 и в отдельных случаях до 400 м
(по Индигирке). Такой врез достигнут в несколько этапов, которым со-
ответствует ряд промежуточных эрозионных уровней. Промежуточные
уровни являлись кратковременными базисами денудации, поэтому не
дали самостоятельных денудационных поверхностей.
Эрозионными уровнями фиксируются весьма важные этапы четвер-
тичной истории края и формирования россыпей; они отражают, кроме
того, тектонические движения этого периода.
К основным уровням относятся (рис. 6):
1) уровень гидросети «пенеплена» (400-метровая терраса Индигир-
ки в цепях Черского, которая снижается до 200 м в бассейнах рек Неры
и Андыгычана и близкий к нему предледниковый эрозионный уровень);
2) уровни межледниковых террас, располагающиеся несколько ниже;
3) уровень 11-го оледенения («нижние» троги на верхнем профиле)
(см. рис. 5);
4) уровень современной гидросети (ее поймы).
Весьма интересными для иллюстрации неотектонических движений
являются террасовые уровни Индигирки (рис. 6).
На схеме совмещены отрезки профиля субмеридионального направ-
ления охватывающие Индигирку от устья Момы до Неры и от Тыэллаха
до Куйдусуна, а также проекция на меридиан субширотного течения ее
между ними. На схеме показана поверхность по апикальным частям
гранитных массивов (I). Последняя приподнята в хребтах Сунтар-Хаята
и Черского и опущена более или менее плавно в Оймяконской впадине.
В районе Порожной цепи хр. Черского она разорвана и опущена со
стороны Момской впадины (отсюда можно полагать, что высотное поло-
жение гранитоидов в современном рельефе связано не только с глубиной
их становления, но и с неотектоническими движениями). То же самое
испытывает современная вершинная линия гор. В менее резкой степени
эти ундуляции намечаются и в доледниковой поверхности (II) 400-мет-
ровой террасы Индигирки и в еще меньшей степени — на предледнико-
вом эрозионном уровне «пенеплена» (III), непосредственно предшество-
вавшем оледенению.
Более поздние эрозионные уровни, соответствующие средне- верхне-
четвертичному межледниковью (IV), дают еще меньшие амплитуды
неотектонических нарушений, приближаясь к профилю голоценовых по-
слеледниковых террас (V), почти параллельных современной пойме (VI).
Во впадинах (Момской, Оймяконской и таких понижениях рельефа, как,
например, урочище Сайлык и на Усть-Нере) эти уровни (V) погребены
под современными отложениями поймы.
Таким образом, неотектонические движения в своем общем плане
(знаках движения и пространственном положении) унаследуют палео-
движения, но амплитуды их меньше.
Положение следов ледниковой деятельности
Следы ледниковой деятельности (включая и современное оледенение)
приурочены к трем высотным уровням, хорошо выделяющимся на про-
филях (см. рис. 5). Следует отметить, что эти уровни связываются
между собой «лестницами» разновысотных каров.
45
м
О 12 24 36 48 км
।—।___।__।__।
Рис. 6. Схема основных
эрозионных уровней и апи-
кальной поверхности гра-
нитных интрузий вдоль
р. Индигирки
I — поверхность по апикальным
частям интрузий; II — уровень
доледниковых террас (Q*); III—
уровень предледниковых террас
2
(Q1); IV —межледниковые уров-
ни; V — уровень верхнечетвер-
тичного оледенения; VI — уро-
вень современного русла и
поймы.
/ — вершины гранитных интрузи-
вов и их абсолютные отметки;
2 — направление и интенсивность
неотектонических движений
US'
Верхний уровень (Современное оледенение) определяется по-
ложением снеговой границы с абс. выс. ее в 2300 м на севере, в Буор-
дахском массиве, и 2350—2400 м на юге территории, в хребтах Сунтар-
Хаята. Наиболее крупные современные языковые ледники опускаются
в хребтах Сунтар-Хаята до 1900 жив Буордахе до 1800 ж (ледник ака-
демика Обручева), ограничиваясь областями высокогорья.
Следы верхнечетвертичного оледенения (О3 ) пользуются
наибольшим распространением и занимают гипсометрическое положе-
ние, близкое к уровню современной гидросети; последняя обычно вре-
зана в ложа трогов оледенения («нижние троги» на рис. 5) до 20—60 ж.
Области генерации льдов этого оледенения (кары), как отмечалось,
выходят на уровень 1700—1800 ж абс. выс.
Уровень среднечетвертичного оледенения (Q^). Прояв-
ления этого оледенения в виде морен и отдельных валунов ледникового
происхождения близки к поверхности «пенеплена» и тальвегов его долин
(«верхние троги» на рис. 5) с абс. отм. от 1000—1200 до 1700 ж. Снего-
вая линия и кары этого оледенения многими отмечаются на абс. выс.
около 1200—1400 ж, однако сохранность их столь плохая, что говорить
с уверенностью о их нивальном происхождении нельзя. Кроме того, вы-
зывает сомнение и их более низкое гипсометрическое положение отно-
сительно уровня II оледенения.
Высотное положение на профилях гранитных мас-
сивов, коренных рудопроявлений и россыпей. Наиболее
крупные батолитические интрузии с площадями вскрытия в несколько
сот квадратных километров (и часто наиболее ранних фаз становления)
располагаются обычно в послескладчатых антиклинорных поднятиях
(центральная часть горной системы Черского, хребта Сарычева и др.).
Эти районы также отличаются отрицательными аномалиями силы тяже-
сти (К. К. Шапошников, 1959 г.) и усиленным неотектоническим возды-
манием. Результат этого — глубокое вскрытие гранитоидов, которое до-
стигает в зоне батолитических тел 2000 ж и более. Абсолютные отметки
наивысших точек гранитных интрузий колеблются здесь от 2400 до
2800 ж, а наинизшие отметки тальвега долины Индигирки составляют
300 ж (см. рис. 5, нижний профиль).
В областях опускания (Оймякинская и Момская впадины) апи-
кальные части гранитоидов снижаются до 1200—1400 ж. Интрузии здесь
незначительны, измеряются по вскрытой части лишь единицами квад-
ратных километров и представляют собой штоки, образованные на ма-
лых глубинах. Вскрытие на глубину составляет не более 500—1000 ж
(против 2000 ж в цепях Черского).
В областях отстающего поднятия (Ольчано-Эльгинское нагорье,
Нерское плоскогорье, периферия хребта Сарычева), расположенных на
крыльях палео- и неотектонических поднятий, размеры интрузий и
глубина вскрытия их (1000—1200 ж) занимают промежуточное значе-
ние. Именно в этих областях наиболее интенсивна эндогенная золотая
минерализация.
На профилях (см. рис. 5) нанесено высотное положение ряда ко-
ренных рудопроявлений и россыпей золота. Известные рудопроявления
золота расположены обычно ниже апикальных частей гранитоидов и
находятся в гипсометрическом интервале 400—1800 ж. Возможно, что
они располагались и выше, но были уничтожены денудацией.
Россыпи золота находятся в пределах абс. отм. 400—1600 ж. Ниж-
няя отметка фиксирует максимальную величину вскрытия коренных
источников врезом гидросети, а верхнюю отметку (1600 ж) можно рас-
сматривать как предел благоприятных условий россыпеобразования по
высотно-климатическим зонам рельефа.
47
Из известных россыпей золота большая часть находится на уровне
современной гидросети, некоторая часть на эрозионных уровнях меж-
ледниковья (Qf—QJ) и наименьшее число россыпей известно на уровне
нижнечетвертичной гидросети «пенеплена». Это связано с малой со-
хранностью древних эрозионных уровней.
При рассмотрении особенностей рельефа следует иметь в виду:
1. Современный рельеф в бассейне Индигирки по своему происхож-
дению гетерогенен и является результатом взаимодействия палеотекто-
нических горст-блоковых движений, неотектонических валообразных
поднятий, эрозии, денудации и литологии. Результирующие формы
рельефа моделированы ледниковой деятельностью, следы которой на-
ходятся на различных уровнях, указывая на не менее чем двукратность
древних оледенений.
2. Большая роль в морфологии современной поверхности принадле-
жит реликтам древней полихронной поверхности выравнивания, кото-
рая представлена в основном весьма зрелым холмистым и среднегорным
рельефом.
Древняя денудационная поверхность несколько деформирована не-
отектоническими движениями главным образом сводового характера и
по-разному расчленена современной гидросетью.
3. Ниже денудационной поверхности «пенеплена» и уровня его гид-
росети находится ряд эрозионных уровней, из которых основными яв-
ляются: а) предледниковый уровень (Анкинские речные золотоносные
отложения предледниковой гидросети); он же уровень I оледенения (?);
б) межледниковые эрозионные уровни с россыпями; в) уровень II верхне-
плейстоценового оледенения, обычно без россыпей; г) уровень современ-
ной гидросети с основным количеством известных россыпей.
4. Поверхностью «пенеплена» и современной глубоко вскрыты гра-
нитные интрузии и зоны металлоносности. Глубины вскрытия их колеб-
лются в зависимости от положения последних в общем плане неотекто-
нических движений, достигая максимума в области наибольших подня-
тий и минимума — в областях опусканий.
5. Интенсивность эндогенного фона минерализации и интенсивность
россыпной золотоносности в известной мере 1 можно поставить в зави-
симость от глубины эрозионного среза. При этом более интенсивная
золотая минерализация в коренных месторождениях характерна для
областей умеренного среза и вскрытия гранитоидов (порядка 1000 ж)
и меньшая — в областях глубокого вскрытия (2000—3000 ж) и малого
(500 м).
ОЛЕДЕНЕНИЯ
Центрами оледенений были высокогорные области, из которых льды
распространялись в области средне- и низкогорного рельефа (см. гео-
морфологическую схему на рис. 2. Адычанская впадина, верховье
р. Эльги, предгорья хребта Сунтар-Хаята и системы цепей Черского).
Следы ледниковой деятельности сохранились в современном рельефе
в виде экзарационных останцов, троговых профилей речных долин, ак-
кумуляций ледникового материала и в перестройках гидросети. Оледе-
нения носили в основном долинный или сетчатый характер.
Проявления ледниковой деятельности наблюдаются на различных
гипсометрических высотах и различных эрозионных уровнях. Степень
выветрелости и сохранность ледниковых отложений различны. Все это
1 Интенсивность эндогенной минерализации, кроме того, определяется структурно-
тектоническими факторами и разрывными нарушениями, контролирующими размеще*
пне коренных источников.
48
свидетельствует о длительности периода оледенений и неоднократности
последних.
Ледниковая деятельность существенным образом отразилась на со-
хранности ранее образованных россыпей, условиях залегания их и
формировании в четвертичном периоде. Одни россыпи в верховьях рек,
берущих начало в высокогорном рельефе, видимо, подверглись частич-
ному уничтожению, другие же были погребены под массами леднико-
вых и флювиогляциальных отложений. В связи с иной физико-клима-
тической обстановкой ледниковых эпох изменились и процессы россы-
пеобразования.
До последнего времени наиболее распространено было представле-
ние о трехкратном оледенении всего Северо-Востока СССР, высказанное
еще Ю. А. Билибиным и поддерживаемое сейчас рядом геологов.
Позже высказывались иные мнения для отдельных районов, как о
количестве фаз, так и о размере оледенений. Д. М. Колосов (1947) счи-
тал, например, что в отдельных районах Северо-Востока СССР число
их доходило до пяти.
В последнее время рядом> исследователей, в частности Н. А. Шило
(1961), О. В. Кашменской, 3. М. Хворостовой (1962) и другими, выде-
ляется на Колыме и Индигирке два самостоятельных оледенения (сред-
нечетвертичное и верхнечетвертичное), разделенные значительной меж-
ледниковой эпохой.
С нашей точки зрения, схема двух древних оледенений для района
Индигирки является приемлемой, хотя считать ее окончательной еще
нельзя. Последовательность оледенений при этом выглядит следующим
образом: а) современное оледенение; б) короткий период потепления,
в) верхнечетвертичное оледенение с двумя фазами (2-й меньшей и 1-й
большей); г) длительная межледниковая эпоха; д) среднечетвертичное
оледенение; е) доледниковье (нижнечетвертичное).
Ниже дается характеристика ледниковой деятельности по выделен-
ным эпохам от современного к более древним.
Современное оледенение
Современное оледенение представлено небольшими висячими лед-
никами в высокогорных массивах с абс. выс. более 2500 ж.
На Индигирке известны четыре района с такими ледниками. Один
из них находится в хребте Сунтар-Хаята и три меньших — в системе
цепей Черского.
Ледники хребта Сунтар-Хаята расположены в верховьях рек Куй-
дусун и Агаякан, берущих начало с наиболее высокогорной части хреб-
та. Абсолютные высоты достигают здесь почти трех тысяч метров
(2995 м). Площадь распространения ледников составляет около
360 км2. Число их насчитывается до 114. Размеры колеблются от не-
больших снежников до языков протяженностью почти 10 км. Верхний
уровень ледников колеблется от 2400 до 2700 м и в среднем характе-
ризуется высотой около 2400 м. Концевые части опускаются до абс.
отм. 1600 м, выходя на днища трогов верхнечетвертичного оледенения.
В системе Черского современные ледники известны на Буордахском
массиве, в Онгохтахской гряде и в хребте Чибагалах.
Более широко они развиты в Буордахском массиве, где находятся
и наибольшие высоты (3147 м на пике Победы). Здесь, по данным
Л. Л. Бермана (1947) и Ю. Н. Попова (1947), насчитывается 49 не-
больших висячих ледников и снежников и 20 более крупных, языковых.
Из них ледник Обручева достигает 12-километровой протяженности
при общей площади 17,9 км2. Верхний уровень всех ледников колеб-
лется от 2250 до 2900 м, при среднем около 2400 м. Этот средний
4 Геология россыпей золота
49
уровень соответствует наиболее распространенному уровню днищ совре-
менных каров и летующих снежников. Концевые части ледников опу-
щены до абс. отм. 1600 м (ледник Цареградского оканчивается на
1600 м, а ледник Обручева — на 1650 м) и так же, как в хребте Сунтар-
Хаята, выходят на уровни трогов последнего оледенения.
Ледники хребтов Чибагалах и Онгохтах-Саханьинской гряды ана-
логичны описанным, но число, размеры и общие площади развития их
меньше в связи с меньшими
размерами высокогорных мас-
сивов.
Существуют две точки зре-
ния на происхождение совре-
менных ледников. Одни иссле-
дователи считают их реликтами
последнего, верхнечетвертично-
го оледенения, другие при-
дают им самостоятельное зна-
чение. По этому вопросу сле-
дует обратить внимание на
следующее.
Уровень каров современ-
ного оледенения (летующих
снежников), хотя и находится
Рис. 7. Ступени каров в Онгохтахской гряде
хребта Черского
выше наиболее распространенных каров верхнечетвертичного оледене-
ния, но связан с ними целой лестницей промежуточных образований.
В качестве примера приведем профиль из Онгохтах-Саханьинской гряды
(рис. 7).
Сохранность следов оледенения постепенно увеличивается при пере-
ходе от нижних участков троговых долин к верхним, вплоть до райо-
нов современных ледников.
Эти факты говорят об определенной непрерывности отступления
льдов.
В то же время в системе цепей Черского по ручью Гырбынья нами
установлено распространение лиственницы (по ее древесным остаткам)
и других видов растительности после II оледенения, значительно выше
по течению, нежели в современный период. Это свидетельствует о за-
метном потеплении между верхним плейстоценом и голоценом и скло-
няет к мысли о самостоятельном значении современных ледников.
Прямого влияния современные ледники на россыпи не оказывают,
так как распространение их вниз по долинам небольшое.
Верхнечетвертичное (II) оледенение
Характер и распространение. Верхнечетвертичное оледене-
ние было значительно больше современного; оно охватывало все высо-
когорные области, значительную часть среднегорных и выходило ча-
стично в мелкогорные.
В высокогорных районах оледенение носило долинный характер, с
крупными «стволовыми» ледниками протяженностью до нескольких де-
сятков километров. В среднегорных районах и в участках мелкогорья
ледники различных долин соединялись между собой через низкие водо-
разделы, давая начало их сетчатому типу. В больших межгорных впа-
динах типа Бугчанской они образовали поля малоподвижных льдов.
В мелкогорных районах, непосредственно прилегавших к высокогорным,
имели место небольшие покровы. Например, в верховьях р. Эльги льды,
спускавшиеся с цепи Боронг, сливались в единый ледник подножия,
заполняли всю Верхне-Адычанскую впадину и распространялись к югу
50
в мелкогорные районы. Мощность льдов по верхним границам прити-
рания на склонах долин оценивается около 200—300 м. На юго-западе,
в области Ольчано-Эльгинского нагорья с несколько большими отно-
сительными высотами, оледенение переходило в сетчатый тип, и льды
заполняли лишь днища долин.
Аналогичный характер оледенения был, вероятно, и в предгорьях
хребта Сунтар-Хаята, где крупные долинные ледники, выходившие из
хребта, сливались в обширный пояс ледников предгорий. Это видно
в современном рельефе по следам сетчатых ледников во внутренней
части района и по сплошному перекрытию ледниковыми отложениями
мелкогорного рельефа в предгорьях.
На северных склонах цепей Черского, по южным склонам хребтов
Илин-Тас и в предгорьях хребта Сарычева распространение льдов было
меньше. Следы их представлены здесь конечными моренами (см. рис. 2).
Областями питания льдов были высокогорные районы с абс. отм.
свыше 1600 м. Районы генерации льдов связывались здесь со снеговой
линией того времени. Высота ее с течением времени увеличивалась,
на что указывает «лестница» каров с абс. выс. от 1400 до 1800 м и бо-
лее. Наиболее распространены кары на высоте около 1600 м.
В троговых долинах, в верховьях которых располагаются кары,
обычно присутствует последовательный ряд конечных морен отсту-
пания.
Генерация льдов, видимо, не ограничивалась только областью сне-
говой границы, а имела место и ниже, на плато и в больших высоко-
горных впадинах; здесь не только скапливались значительные массы
льда, но и происходило дополнительное образование их.
Областями скопления и дополнительной генерации льдов являлись
плато Улахан-Чистай, Бугчанская и Чаркынская впадины, верховье
ручья Кар-Мустах и ряд других районов. Отсюда через низкие водо-
разделы и по большим троговым долинам, питавшимся непосредствен-
но из верховий, льды продвигались в пониженные участки. Однако
большая часть низкогорных областей (Нерское плоскогорье, Адыча-
Оймяконское мелкогорье) оставалась свободной от льдов.
Режим оледенения. Начало оледенения связано с выходом в
хионосферу наиболее высоких районов края, с последующим опусканием
снеговой границы, накоплением массы льда в областях генерации его
и дальнейшим выдвижением в более низкие участки рельефа. По мере
развития оледенения происходило увеличение размеров и мощности до-
линных ледников, переметывание их через низкие водоразделы, сое-
динение по ним с соседними долинами и образование сетчатых ледни-
ков, а также участков полупокровного типа. Скорость распространения
льда была различна для разных районов и участков края. Период
распространения льдов до их максимальных границ охватывал весьма
значительный промежуток времени.
Еще более неравномерно во времени и пространстве шло освобож-
дение территории от льдов. Это было связано с микроклиматами в
областях различного орографического положения и массами накоплен-
ных льдов, которые сами приводили к охлаждению атмосферы и спо-
собствовали своему сохранению. Процесс стаивания больших масс
льдов в районах полупокровного характера, в больших межгорных
впадинах и крупных стволовых ледниках типа Иньяльского и Сунтар-
Хаятинских требовал значительно большего времени, нежели в малых
ледниках с небольшой мощностью. Это осложнялось, кроме того, и об-
щими изменениями климатической обстановки.
В начальные стадии верхнечетвертичного оледенения и в период
максимального развития продвижение льдов вело к значительной эк-
зарации. Конец ледниковой эпохи характеризуется в большей мере
51
застойным режимом льдов во впадинах и в районах покровов с обра-
зованием аккумулятивных форм ледникового и озерно-ледникового
ландшафта.
Характер ледниковой деятельности и влияние ее на рельеф и россы-
пи меняются по мере удаления от центров оледенения. С точки зрения
условий сохранения и залегания россыпей следует различать области
генерации льдов, преобладающей экзарации и разгрузки их, где про-
исходит аккумуляция рыхлых материалов.
Области генерации льдов находились в районах наиболь-
ших относительных высот от 1600—1800 м и выше. Они занимают ог-
раниченные площади высокогорного рельефа с альпийскими формами,
где развиты каровые ниши и карлинги. Современные истоки ручьев
и рек, дренирующих такие районы, отличаются весьма крутым ступен-
чатым продольным профилем с каровыми озерами и нагромождением
крупноглыбового материала, залегающего непосредственно на коренных
породах. Россыпи здесь отсутствуют. Системы каров через такие до-
лины сопрягаются с верхними отрезками трогов «стволовых» ледников
или их «притоков».
Области преобладающей экзарации располагаются ни-
же по течению, образуя системы троговых долин, нередко связанных
ледниковыми седловинами.
Верхние отрезки троговых долин характеризуются усиленной экза-
рационной деятельностью. В этих участках доледниковые отложения
выпаханы, и часто поверхность представлена оглаженными коренными
породами. На коренных породах лежат эрратические валуны или мало-
мощные ледниковые отложения. Борта троговых долин подверглись
значительной обработке. На склонах их часты маргинальные каналы.
В долинах рек, являющихся ложами крупных «стволовых» ледников,
подобных Иньяльскому, маргинальные каналы располагаются на от-
носительной высоте до 200—300 м, определяя тем мощность льдов.
Встреченные по р. Иньяли наибольшие отметки маргинальных каналов
в 500—600 м, вероятно, относятся к I (среднечетвертичному) оледене-
нию. На бортах долин обычны также уступы и ледниковые террасы,
связанные с экзарационной деятельностью. Склоны долин часто покры-
ты осыпью остроугольных глыб в результате морозного выветривания
коренных пород после ухода льдов. В нижних отрезках троговых долин
количество рыхлого ледникового материала увеличивается. Частично он
переработан в молодой валунистый аллювий, из которого поднимаются
полузатопленные им экзарационные останцы. Здесь часты также ряды
поперечных небольших морен, появившихся в результате прерывистого
отступания ледников.
В устьевых частях долин, часто уже за пределами трога, развиты
типичные конечно-моренные комплексы, фиксирующие максимальное
продвижение льдов. Они представлены большими дугообразными вала-
ми, обращенными выпуклостью в сторону движения льда. Во внутрен-
ней части их часто находятся озера, достигающие значительной величи-
ны (оз. Лабынкыр и др.); на внешней части конечных морен распола-
гаются шлейфы флювиогляциальных отложений. Мощность ледниковых
и флювиогляциальных отложений в таких местах весьма значительна.
Троговые долины особенно характерны для высокогорных районов
типа Сунтар-Хаята и цепей Черского.
Отличные ледниковые ландшафты развиты в средне- и мелкогор-
ных районах на абс. выс. 1300—1600 м, которые занимают простран-
ства, сложенные песчано-сланцевыми породами между массивами извер-
женных пород. Как и межгорные впадины, такие районы служили
областями аккумуляции и дополнительной генерации льдов, но отлича-
лись большей подвижностью последних и экзарационной способностью
52
их. Типичным примером является плато Улахан-Чистай 1 в части его
средне- и мелкогорного рельефа. Здесь ледниковые отложения часто
выпаханы, и значительные участки поверхности состоят из сглаженных
коренных пород. Склоны окружающих возвышенностей и перевальные
пространства также обработаны льдами и имеют «зализанные» фор-
мы; в подножиях их часты друмлинообразные холмы коренных пород.
Пониженные участки выполнены моренными отложениями, в составе
которых, возможно, принимает участие и материал более древнего,
средпечетвертичного оледенения. Частично ледниковый материал пере-
мыт подледниковыми потоками. Он покрывает значительные площади
полуравнинного характера между возвышенностями. Такие площади
часто заболочены, и на поверхности их находятся многочисленные озе-
ра. Нередко последние располагаются и на водоразделах в верховьях
рек. Русла рек обычно мало врезаны и протекают по сохранившемуся
здесь ярусу нижнечетвертичного рельефа, обработанного ледниками.
В связи со значительными абсолютными высотами таких районов
(1300—1600 ж) они лишены древесной растительности и характеризу-
ются горно-тундровым ландшафтом.
Области аккумуляции. Приустьевые части троговых долин,
межгорные впадины типа Бугчанской, маргинальные части ледников
подножия и полупокровов верховьев Эльги служили областями преи-
мущественного накопления ледникового материала. В этих областях
разгрузки движение льдов было замедлено, и экзарационная деятель-
ность имела подчиненное значение; она проявилась в сглаживании
небольших возвышенностей, перекрывавшихся льдами.
В больших межгорных впадинах наблюдается центростремительное
движение льдов с окружающих возвышенностей с фронтальным сопри-
косновением их в центре. Такая картина была, например, в Бугчанской
впадине, что устанавливается по соприкосновению морен различного
литологического состава. Избыточные количества льдов находили здесь
частичный выход по долине ручья Тирехтях в Момскую впадину и ча-
стично «переливались» в сторону Нерского плоскогорья по низким
водоразделам. Такая обстановка приводила к накоплению и застаива-
нию льдов во впадинах, затрудняла экзарацию и способствовала ак-
кумуляции рыхлого материала. Источником последнего служили мас-
сы доледникового элювиально-делювиального покрова и материал
поверхностных и донных морен. Мощности ледниковых отложений до-
стигают здесь нескольких десятков и даже сотен метров. Ими перекры-
та доледниковая гидросеть с сохранившимся в ней аллювием и даже
почвенно-растительным слоем (ручей Тирехтях — приток Момы). После
ухода льдов в подобных районах остаются характерные моренно-хол-
мистые и камовые типы аккумулятивного рельефа.
Ледниковые отложения представлены моренным валунно-галечным
материалом с песками и глиной и большим количество?/! валунов гра-
нита. В донных моренах нередко вязкие валунные глины сизого оттен-
ка. Значительные участки сложены косослоистыми песчанистыми илами.
В районах с отсутствием гранитоидов моренный материал состоит
лишь из осадочных пород и лишен крупных валунов. Вблизи от гранит-
ных массивов распространены крупные эрратические валуны и боль-
шие отторженцы.
В маргинальных частях ледников подножия и полупокровов харак-
тер ледниковой деятельности аналогичен. Движение льдов при этих
типах оледенения замедленно, а направление их подчинено основному
уклону местности и часто не совпадает с направлением водотоков.
В результате долины заполняются ледниковыми отложениями без
1 Охватывает районы пониженного рельефа к югу от хребта Улахан-Чистай.
53
выпахивания и происходит погребение доледниковой гидросети и аллю-
вия. После ухода льдов здесь развивается наложенная молодая сеть
водотоков, не совпадающая с древней.
Весьма важным явлением с точки зрения сохранения и погребения
ранее образованных россыпей бывает подпруживание небольших при-
токов фронтом ледниковых масс. Такие случаи распространены на пе-
риферии Верхне-Эльгинского полупокрова. Примеры их — ручьи Про-
межуточный с его погребенной россыпью, Угловой и ряд других.
В результате подпруживания долины этих ручьев были превращены
во временные участки накопления озерно-болотных, делювиальных
и ледниковых отложений, мощность которых иногда достигает 100 м
и более. Под ними погребена доледниковая гидросеть с ее россы-
пями.
Подпруживание боковых притоков, не захваченных льдами, с такими
же результатами осуществляется и крупными долинными ледниками.
Примера их многочисленны по долине реки Тобычан и в других рай-
онах. Обычно в нижнем течении таких подпруженных участков в по-
слеледниковое время развивается эпигенетическое русло в виде кань-
она в коренных породах, огибающее законсервированный участок
древнего приустьевого отрезка.
Зандровые области довольно широко распространены в бас-
сейне Индигирки по внешнему краю ледников. Наибольшее развитие
они имеют на северном склоне цепей Черского, часто встречаются в
Момо-Селенняхской впадине и на таких же склонах хребта Сунтар-
Хаята по окраине Оймяконской впадины. Они распространены также
и во многих других предгорных районах.
Наиболее крупный и характерный комплекс зандровых областей
находится на северном склоне хребта Сунтар-Хаята. Полоса их протя-
женностью свыше 200 км окаймляет подножия хребта, распространя-
ясь на несколько десятков километров от конечных морен в сторону
Оймяконской впадины (см. схему на рис. 2). В верхних по течению
участках флювиогляциальные отложения представлены окатанным
валунником с ограниченным количеством более мелкого материала.
Вниз по течению крупность материала постепенно уменьшается, пере-
ходя в галечники и песчано-глинистые отложения.
В области валунно-галечных отложений развиты наледные образова-
ния. Русла современных рек обычно мало врезаны, не справляясь с пе-
реносом массы рыхлого материала, и изобилуют временными потоками,
часто меняющими свое местоположение и образующими сеть сходящих-
ся и расходящихся водотоков.
Мощность отложений в верховьях рек составляет первые десятки
метров, постепенно уменьшаясь вниз по течению, где эти отложения
переходят в аллювий различной мощности.
Современная гидросеть в областях развития флювиогляциалов
имеет прямолинейный рисунок, контролируемый общим уклоном мест-
ности. Она является часто наложенной, и под флювиогляциальными
отложениями могут быть погребены доледниковые долины.
Из приведенной характеристики проявлений последнего оледене-
ния следует, что условия для сохранения ранее образованных россыпей
были различны.
Поблизости от областей питания ледников, где преобладает выпа-
хивающее действие, россыпи могут сохраниться главным образом в
боковых притоках гидросети, не затронутых оледенением, подпружен-
ных «стволовыми» ледниками, и в погребенном виде — в межгорных
впадинах.
Во внутренней части маргинальной области ледников предгорий и
полупокровов, где преобладают процессы аккумуляции, и в крупных
межгорных впадинах с застойным режимом льдов условия сохра-
нения россыпей значительно благоприятнее. Они частично погребены
и консервируются здесь на глубинах от первых десятков до 100 м и
более.
Во внешней части маргинальных областей условия для сохранения
россыпей также хорошие благодаря погребению их флювиогляциаль-
ными отложениями зандров или материалом подпрудных образований
в долинах, запертых ледниковым фронтом. Областями, наиболее бла-
гоприятными для развития мелкозалегающих россыпей, следует счи-
тать те, что находятся за пределами ледниковой деятельности.
Среднечетвертичное оледенение
Следы более древнего оледенения довольно широко распростране-
ны, однако возрастная датировка их часто затруднительна. Большая
часть их связана с так называемыми «верхними трогами» и их отложе-
ниями.
Верхние троги. Во многих случаях троги верхнеплейстоценового
оледенения, с моренами в ложе их, имеют вверху «плечи» шириной до
0,5—1,0 км (рис. 8).
Рис 8. Схема положения «верхнего» и «нижнего» трогов
Поверхность «плечей» слабо наклонена в сторону бровки молодого
трога. Вдоль него она постепенно повышается к вершине параллельно
с повышением ложа самого трога. Абсолютные отметки плечей колеб-
лются в пределах 1100—1300 м и близки к уровню древней гидросети
«пенеплена». Поверхность плечей перекрыта моренным материалом из
аркозовых песков, гальки, булыжника и валунов гранита. Здесь же
часто встречаются крупные отторженцы. Эти поверхности широко раз-
виты в хребте Сарычева, в предгорьях Буордаха, в Порожной цепи, в
хребте Сунтар-Хаята и ряде других районов. Выше их часто наблюда-
ются на склонах песчано-сланцевых водоразделов единичные валуны
гранита до абс. выс. 1700—1800 м (относительное превышение над
поверхностью плеч до 300 м).
Гипсометрическое положение и характер отложений плеч позволяют
рассматривать их как уровень более древнего, среднечетвертичного
оледенения, которое развивалось на поверхности «пенеплена».
Другие проявления оледенения. К проявлениям I оледе-
нения относятся широко распространенные валуны гранита и галька
на 200-метровых террасах «пенеплена» в бассейне Эльги, Тобычана,
Андыгычана и в других местах; морены палеотипного облика на абс.
выс. до 1700 м (В. А. Михайлов и Ю. Д. Золотарев, 1960 г.); мощные
весьма выветрелые валунно-галечные отложения в ручьях Диринг
(см. описание цепей Черского); система карообразных ниш, отмечен-
ная на абс. выс. 1200—1400 м при дешифрировании контактной печати
(М. Е. Мельник, 1956 г.; Б. С. Русанов, 1960 г. и др).; экзарационная
55
обработка положительных форм на высоте до 600 м над современными
тальвегами долин (р. Иньяли) и др.
На основании этих данных можно полагать, что I оледенение было
также--долинным с переходом в сетчатые ледники и участки небольших
покровов. Оно развивалось на древней денудационной поверхности и
относится по его положению в рельефе, стратиграфии рыхлых отложе-
ний и их палинологической характеристике к среднему отделу четвер-
тичного периода.
Перестройка гидросети. В результате I оледенения произош-
ла значительная перестройка гидросети «пенеплена». Возможно, что
этим (и неотектоническими поднятиями) объясняется изменение тече-
ния р. Палео-Неры. Она направлялась ранее через речки Андыгычан и
Тунгырэнджу в Мому. Во время оледенения произошло подпруживание
ее в цепях Черского (в районе оз. Тунгырэнджа) с образованием выше
этого участка крупных озерных бассейнов, которые были затем пере-
хвачены и спущены в Индигирку по нижнему течению современной
Неры. Вероятно, к этому же периоду приурочено погребение и пере-
стройка доледниковой нижнечетвертичной гидросети Бугчанской впа-
дины (Б. А. Онищенко, 1959 г. и др.) и последующие прорывы хребта
Улахан-Чистай современными долинами Тирехтяха и Гырбыньи. Су-
щественная перестройка в это время, вероятно, имела место в верховь-
ях Эльги и Адычи.
Влияние этого оледенения на россыпи было аналогич-
но верхнечетвертичному и выразилось в погребении их и, возможно,
частичной экзарации. Однако при оценке перспектив россыпной золо-
тоносности в пределах его границ следует учитывать, что здесь могли
формироваться россыпи, образованные как до него, так и после ухода
его льдов, в то время как нрвых значительных россыпей, образованных
после верхнечетвертичного оледенения, не имея в виду переотложения
доледниковых, на Индигирке почти неизвестно. Это связано с длитель-
ным временем россыпеобразования после ухода льдов I оледенения,
которое охватило весь межледниковый период, а в районах за предела-
ми верхнечетвертичного оледенения — также и остающийся промежуток
до наших дней. В пределах же льдов верхнечетвертичного оледенения
время после исчезновения их было недостаточно для образования новых
крупных россыпей. Исключением служат, как справедливо отметил
В. Г. Миллер, россыпи в краевых частях ледников, в притоках, которые
подпруживались ими. Здесь происходило накопление золотосодержа-
щего материала, а так как край льда перемещался, то при снятии под-
пруды происходил перемыв накопленного материала с образованием
«повышенных» металлоносных пластов.
ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОЕ РАЙОНИРОВАНИЕ
Основные положительные морфоструктуры, определяющие орогра-
фический облик края, созданы орогенными движениями, происходив-
шими в верхней юре, мелу. С ними же и общим тектоническим строе-
нием края связано образование областей прогибания и крупных впа-
дин с пониженным рельефом. Эти крупные морфоструктуры были далее
расчленены на отдельные блоки более молодыми разрывными наруше-
ниями и моделированы эрозионно-денудационными процессами и
ледниковой деятельностью.
Придавая ведущее значение в формировании общего плана поверх-
ности тектоническому строению и режиму (Герасимов, 1959), за основу
районирования мы принимаем крупные палео-морфоструктуры, отчет-
ливо проявляющиеся в современном рельефе. Они выделяются в восемь
самостоятельных областей, которым свойственны орографическая
56
Рис. 9. Схема геоморфологического районирования верхней части бассейна.
Границы 1 — областей, 2 — районов, 3 — участков, 4 — пониженные участки впадин,
5 — депрессии в рельефе, 6 — галечники Палео-Неры
Геоморфологические области I — хребет Илин-Тас; II — Момская впа-
дина, /// — Система цепей Черского, IV— Нерское плоскогорье, V— Ольчано-Эльгинсксе
нагорье; VI — хребет Сарычева, VII — Адыча-Оймяконское мелкогорье, VIII — хребет
Суонтар-Хаята (объяснения остальным цифрам даны в табл. 1).
целостность, общность геологического строения, условий формирования
рельефа, единый режим неотектонических движений и свои генетико-
морфологические комплексы россыпей.
Выделенные области и районы показаны на схеме геоморфологиче-
ского районирования, составленной Ю. Н. Трушковым при участии
Б. Г. Бычок, А. Г. Савченко, В. Г. Миллер (под редакцией Ю. Н. Труш-
кова) (рис. 9), а их краткая характеристика дана в табл. 2.
Кроме перечисленных крупных областей и районов, нами выделяет-
ся отдельно Прииндигирский район с пониженным базисом эрозии и
повышенной активностью неотектонических движений (Эльянов, 1958,
1961). Он имеет свои особенности в морфологии рельефа и несет про-
странственно и морфологически обособленный комплекс крупных рос-
сыпей.
57
1 а блица 2 • Геоморфологическое районирование верхней части бассейна р. Индигирки
Геоморфологические области Геоморфологические районы Геоморфологические участки Типы рельефа Субстрат
I. Хребет Илин-Тас. Высокогор- ная область блокового подня- тия на южной окраине Колым- ского массива Центральная часть и южные склоны Высокогорный эрозионно-денудационный, сильно расчлененный (1500—1800 м абс и 800— 1000 м отн. выс.). Водоразделы гребневидные. Долины v-образные и \_J-образные,терраси- рованные и троговые. Для россыпей „ небла- гоприятен. В предгорьях среднегорный и мел- когорный, более благоприятный для россыпей Д ислоцированные песчано- гл ини- ст ые сланцы
II. Момская впадина. Область блокового опускания на соч- ленении Колымского массива и линейноскладчатых струк- тур Иньяли-Дебинского син- клинория 1. Юго-восточная часть—флювиогляциальная равнина (в верх- нем течении р. Момы) 2. Центральная мелкогорная часть (поднятие в среднем тече- нии р. Момы) 3. Северо-восточная часть—аллювиальная равнина (в нижнем течении р. Момы и бассейне р Арга-Юрях) Аллювиально-аккумулятивная равнина в пой- ме с преобладанием флювиогляциалов в юго- восточной части и аллювия на северо-западе. По краям холмогорный эрозионно-денудацион- ный рельеф, иногда со столообразными по- верхностями (600—800 м абс. и 200—300 м отн. выс.) В центральной части омоложен врезанием гидросети. Долины -образные и LJ-образные в центральной части. За преде- лами ледниковой деятельности благоприятен для россыпей Слабо дислоцированные песчаники и сланцы. На водоразделах пятна размытого покрова галечников
III. Высокогорная система цепей Черского. Область неотектони- ческого сводового поднятия на линейно-складчатых струк- турах Иньяли-Дебинского синклинория ' 1 Северо-восточная часть гор- стового строения на сочлене- нии Момской впадины и сис- темы Черского 1. Чибагалахская депрессия 2. Палеозойский горст 3. Чималгинская цепь 4. Чибагалахский трог 5. Козгинская гряда 6. Тобондинская впадина Структурно-тектонический, сильно расчленен- ный (1000—2000 м абс и д>< 1000 м отн. выс.). Формы рельефа часто альпийские с интенсив- ной ледниковой обработкой Водоразделы гребневидные Долины V-образные, терраси- рованные и троговые. Для россыпей малобла- гоприятны. Карбонатные породы Pz, песчани- ки и сланцы Т и во впадинах— ледниковые отложения
2. Центральная часть на бато- литах гранитов, выходящих в оси свода поднятия системы Черского 1. Хребет Улахан-Чистый: 1а. Чугулукская цепь 16. Буордахский массив 1в Право-Эрикитский массив 1г Аргинская цепь 2. Массив Чу гулу к 3. Бугчанская впадина 4. Лево-Эрикитский мас- сив 5. Эрикитский желоб 6. Тасканская впадина 7. Порожная цепь: 7а. Калы-Кысский желоб 76. Чибагалахский желоб 8. Хребет Чибагалахский 9. Чаркынская впадина Эрозионно-денудационный альпийский, сильно расчленен (1500—2500 м абс. и 800—1500 м отн. выс.). Основные высоты на гранитных батолитах; пониженные участки—на сланцах и песчаниках. Долины v-образные, терраси- рованные и троговые. Интенсивная леднико- вая обработка. Для россыпей неблагоприятны Батолиты гранитоидов и песчано- сланцевые отложения Т и Г. Во впадинах флювиогляциальные лед_ никовые и аллювиальные отложе" НИЯ
3. Юго-западная часть в струк- турах Иньяли-Дебинского син- клинория 1. Плато Улахан-Чистай 2. Останцовые горы 3. Цепь Онгохтах-Саханьин- ская Эрозионно-денудационный (1500—2000 м абс. и 800—1500 м отн. выс.). Альпинотипный с I ребневидрыми водоразделами и среднегорный в предгорьях. Долины V-образные, терраси- Песчаники твердые J3 и песчано- сланцевые отложения J и Т; гра- нитов почти нет
Геоморфологические области Геоморфологические районы Геоморфологические участки
4. Приипдигирский район глу- бокого расчленения эрозией в области меридиональной зо- ны разломов 4. Предгорья 5. Гряда Бергеньях G. Массив Силяпский 7. Гряда Тасканская 8. Гора Чен 9. Цепь Няньдельгинская 10. Хребет Борон г Центральная часть района (от массива Нюргун-Тас до Тас- канской впадины)
IV. Нерское плоскогорье. Область замедленного неотектоничес- кого поднятия на структурах Иньяли-Дебинского синкли- нория и Аян-Юряхского анти- клинория 1. Районы денудационных сто- лообразных форм «пенеплена» 1а. Сырайдахский 16. Цраво-Нерский 1в. Лево-Нерский
2. Районы омоложенного сред- негорного рельефа 2а. Артык-Делянкирский 2б. Тымтейский
3. Районы эрозионных равнин- ных участков с аллювиаль- ными и флювиогляциальными отложениями За. Палео-Нера 36. Соромский Зв. Нерские впадины Зг. Худжахская впадина
V. Ольчано-Эльгинское нагорье. Окраина сводового поднятия системы цепей Черского в структурах Иньяли-Дебин- ского синклинория и частич- но в складчато-глыбовых структурах Эльги 1. Тобычанский! район интенсив] кого долинного оледенения
Таблица 2 • (продолжение)
Типы рельефа
Субстрат
рованные, троговые и зрелые эрозионные в
предгорьях. Интенсивное вер!икалыюе вреза-
ние водотоков. Широко развиты следы оледе-
нения; для россыпей малоблагоприятны
Эрозионно-денудационный, очень глубоко рас-
членен благодаря низкому базису эрозии Ин-
дигирки (1800—2000 м абс. и 800—1500 м отн.
выс.). Водоразделы гребневидные. Долины
V-образные и реже троговые. Следы оледене-
ния в значительной степени уничтожены эро-
зией и денудацией. Для россыпей рельеф бла-
гоприятен
Эрозионный, плоскогорный в результате рас-
членения «пенеплена» современной гидрссетью
(1000—1500 м абс.,1 200—300 м отн. выс )., До-
лины -образные, LJ- и V-образные, терра-
сированные. Следы оледенения только на пе-
риферии—в предгорьях. Для россыпей рельеф
весьма благоприятен
Эрозионно-денудационный, омоложенный в ре-
зультате поднятия. Столообразные поверхно-
сти почти уничтожены. Интенсивное верти-
кальное врезание современной гидросети; в
остальном аналогичен предыдущему (до 1800 м
абс. до 400 м отн. выс.). ^Для россыпей мало-
благоприятен
Эрозионно-денудационный равнинный и хол-
могорный (800—1000 м абс., 100—200 м отн.
выс.). Долины дряхлые, о-образные, асиммет-
ричного профиля, реже VJ-образные Прояв-
лений ледниковой деятельности, кроме флю-
виогляциальных отложений, нет. Возможны
погребенные россыпи
Эрозионно-денудационный, среднегорный с
участками мелкогорного (1000—1800 м абс. и
500—800 м отн. выс.). Водоразделы часто пло-
сковершинные. Долины V-образные, /-образ-
ные и троговые. Интенсивное врезание гид-
росети. Охватывалось сетчатым долинным
оледенением. Для россыпей малоблаго-
приятен
То же, что и в предыдущих с ин-
трузиями гранитов
Песчано-сланцевые отложения J и
Т
Песчано-сланцевые отложения J и
Т
Галечники и пески, иногда проре-
занные до коренных песчаников и
сланцев J и Т
Дислоцированные песчано-сланце-
вые толщи J и Т, прорванные не-
большими и средними по размерам
интрузиями гранитоидов
Геоморфологические области
Геоморфологические районы
Геоморфологические участки
2. Арангасскнй район слабого проявления ледниковой! дея-
тельности
3. Ольчанский район с ограниченной ледниковой деятель-
ностью
4. Южная часть Прииндигирсюло «наложенного» района
VI. Высокогорный хребет Сарычева
Область неотектонического
поднятия
Высокогорное ядро батолита и
и субвулкаиа
1 Массив Нелькап
2. Массив Тарыиского субвул-
кана
Предгорья
Районы средне- и мелкогорно-
го окаймления
3. Морское
4 Верхне-Индпгирское
5. Тарыпское
VII. Адыча-Оймяконское мелко-
горье. Область отстающего
поднятия и, быть может, час-
тичного опускания Развилась
на складчато-глыбовых струк-
турах р. Эльги с пологими
залеганиями осадочных толщ,
на таких же структурах в
окаймлении Охотского масси-
ва и частично на линейно-
складчатых структурах Куй-
дусу некой ветви Южно- Вер-
хоянского синклинория
1. Оймяконская депрессия
2. Курдатсксс
п< 'дня I не
средпсгорн'.е
1 Оймяконская низменность
2. Внутренний пояс мелкогорья
3. Внешний п;яс мелкой-рья
1 Курда!скос подчиню с мас-
сив! м Беккем и Мало-Тарын-
ской впадипои
2. Алойнекая грядт
3. Эльгнпскос мелкогорье
1. Сслерпкано-Этьгипская де
нудациопная депрессия
Таблица 2 • (продолжение)
Типы рельефа
Субстрат
То же, что и в предыдущем, но следы оледе-
нения лишь в верховьях ручьев. Для россы-
пей малоблагоприятен
Среднегорный до мелкогорного, иногда дрях-
леющего. Слабые следы оледенения на пери-
ферии. Долины v_j, о-образные и асиммет-
ричные, часто террасированы. Благоприятен
для россыпей
Высокогорный, альпийский на гранитах и
среднегорный. В высокогорье интенсивные
следы долинного оледенения. Типы долин раз-
личные. Для россыпей благоприятен в участках
среднегорья
Альпийское зрозионно-дснудационнос высоко-
горье с интенсивной ледниковой обработкой,
аналогичное Центральным цепям Черского
(III.2). Для россыпей рельеф неблагоприятен
Граниты, субвулкапическис поро-
ды, эффузивы и песчано-сланцевые
породы J и Т
Средне- и мелкогорный эрозионно-денудацион-
ный рельеф (1000—1500 м абс и 200—500 м
отн. выс ). Водоразделы сглаженные и столо-
образные, Долины V-образныс, \_j -образные,
в низовьях и трогогыс; для россыпей мало-
благоприятны
Дряхлое эрозионно-денудационное мелкогорье,
в центре которого аллювиальная равнина-
пойма Индигирки (1000—1400 м абс. и 200—
300 м отн. выс ). Долины широкие, дряхлые
-образные, асимметричного и реже v_j-образ-
ного профиля. Рельеф внут реннего пояса мес-
тами омоложен благодаря эпигенетическим
перехватам рек. Следов оледенения нет. Для
россыпей благоприятен
Омоложенный мелкогорный и участками сред-
негорпый рельеф частично с неразрушенными
поверхностями «пенеплена» (1400—1Ь00 м абс.
300—400 м отн. выс.) Долины V-образные,
асимметричные, реже \_и-образные и терраси-
рованные Следов оледенений пет, кроме пред-
горий Нелькана и в Аябинской гряде; для
россыпей благоприятен
Мелкогорный дряхлый; аналогичен мелкогор-
пому окружению Оймяконской низменности
Для россыпей благоприятен
Песчано-сланцевые отложения J и
Т, эффузивы и небольшие штоки
гранитоидов
Песчано-сланцевые отложения J и
Т с редкими небольшими штоками
гранитов
Пссчачо-сланцог'ые отложения Т
с редкими шнжами гранитоидов.
Более значительный из них—Бек-
кемский
Полого залегающие песчано-слан-
цевые отложения J и Т
Геоморфологические области Геоморфол''гическпе районы Геоморфологические участки
VIII Высокогорный хребсг Сунгар- 1. Ледниковый пояс предгор- 2. Эльгинскос мелкогорье 3. Верхпе-Эльгинский мелко- горный ледниковый район 4,5. Верхне-Эльгипская и Ады- чанская впадина 1. Верхне-Индигирский район
Хаята Область поднятия па глыбовых ст руктурах окайм- ления Охотского массива, складчатых структурах Куй- дусу некой ветви Юж но-Вер- хоянского синклинория и складчато-глыбовых ст рукту- рах Кюепте ного окаймления 2. Высокогорная часть хребга 2. Лабынкыро-АгаяКанский район 3. Агаякано-Брюпгадииский район 1. Верхне-Индигирский район 2. Лабынкыро-Агаяканские от- роги хребта 3. Агаякано-Брюнгадинские отроги хребта 4. Верхне-Брюнгадинские от- роги хребта
Таблица 2 « (окончание)
'Типы рельефа
Субстрат
Аналогичен предыдущему, чуть резче и с ши
роким развитием поверхностей выравнивания
Го же, по с-э следами полуп-жровного оле^е"
нения. Г'идроссть часто наложена Для россы-
пей малоблагоприятен
Аккумулятивно-ледниковый, частично перера-
ботан современной гидросетью Друмлины ко-
ренных пород Современная гидросеть нало-
жена; древняя частично погребена. Для рос-
сыпей малоблагоприятен
Мелкогорный с переходом к среднегорному, эро-
зионно-денудационный (1200—1Ь00 м абс., 200—
400 м отн выс.) Дрсвтяя поверхность вырав-
нивания в виде небольших столообразных ре-
ликтов Долины \ у-образные и троговые; об-
ласть разгрузки больших долинных ледников,
возможно, сливавшихся в предгорный полупо-
кров. хМпого больших конечных морен. В севе-
ро-западной части сплошность оледенения
меньшая В небольших ручьях нормальные
эрозионные профили. Для россыпей рельеф в
целом малоблагоприятен
Песчано-сланцевые отложения Р,
Т и J Отдельные пятна эффузй-
тов мела. Единичные мелкие што-
ки гранитоидов
Высокогорный альпипотигшый сильно и глубоко
расчлененный эрозией и обработанный ледни-
ками (2400—2500 м, пики до 2950 м абс выс.).
Несколько центров современного оледенения.
В эффузивах «бронированный» тип рельефа
Следы мощного горио-долишюго оледенения
с переметными ледниками. Долины рек трого-
вые и в молодых распадках узкие V-образные.
Большие троги (Куидусунский, Лабынкырский
и др ) выработаны в субмеридиональных до-
линах тектонического происхождения; они
расчленяют хребет на систему отрогов того
же направления. Для россыпей рельеф не-
благоприятен
Эффузивные покровы Сг, песчано-
сланцевые отложения Р, Т и J и
редко штоки гранитоидов, вытя-
нутых субмери дион алию
ЛИТЕРАТУРА
Берман Л. Л. Современное оледенение верховьев р. Индигирки (предварительное
сообщение).— Вопросы географии, сб. 4. Гляциология и геоморфология, 1947.
Герасимов И. П Структурные черты рельефа земной поверхности на территории
СССР и их происхождение. Изд-во АН СССР, 1959.
Кашменская О. В., Хворостова 3. М. Некоторые вопросы четвертичного оле-
денения верховьев рек Колымы и Индигирки.— Труды Ин-та геол, и геофиз. Ново-
сибирск, 1962, вып. 27.
Колосов Д. М. Проблемы древнего оледенения Северо-Востока СССР.— Труды
Геол. упр. М.— Л., изд-во Главсевморпути, 1947, вып. 30.
К о р ж у е в С. С. Морфоструктура и неотектоника Северо-Востока СССР (на примере
Восточной Якутии).— Изв. АН СССР, серия геогр., 1963, № 3.
Попов Ю. Н. О современном оледенении Северо-Востока Азии.— Изв. Геогр. об-ва.
М., 1947, № 3.
Резанов И. А. О новейшей тектонике и сейсмичности Северо-Востока СССР.—
Бюлл. Совета по сейсмологии, 1960, № 10.
Резанов И. А., 3 а р у д н ы й Н. Н. История колебательных тектонических движе-
ний Северо-Востока СССР. Изд-во АН СССР, 1962.
Симаков А. С. О крупном разломе в бассейне р. Колымы.— Материалы по геол, и
полезн. ископ. Северо-Востока СССР, вып. 5. Магадан, 1949.
Спрингис К. Я. Некоторые признаки проявления новейших тектонических движе-
ний в Верхояно-Колымской складчатой области.— В кн.: Неотектоника СССР.
Изд-во АН ЛатвССР, 1961.
Трушков Ю. Н. Основные черты геологии Колымских россыпей.— ^Материалы по
геол, и полезным ископаемым Северо-Востока СССР. Магадан, 1949, вып. 7.
Шило Н. А. Четвертичные отложения Яно-Колымского пояса, условия и этапы их
формирования.— Труды ВНИИ-I. Магадан, 1961, вып. 66.
Эльянов М. Д. Опыт изучения неотектоники в долине р. Индигирки геолого-гео-
морфологическими методами.— Материалы по геол, и полезн. ископ Северо-Вос-
тока СССР, вып. 12. Магадан, 1958.
Эльянов М. Д. Основные черты геоморфологии Колымо-Индигирской складчатой
области.— Материалы по геол, и полезн. ископ. Северо-Востока СССР, вып. 15.
Магадан, 1961.
Ю. Н.Трушков
ГЕОМОРФОЛОГИЯ И РОССЫПИ ЗОЛОТА
ГОРНОЙ СИСТЕМЫ ЧЕРСКОГО
Система цепей Черского является одним из наиболее значительных и
сложных орографических сооружений в бассейне Индигирки. Она со-
стоит из высокогорных цепей и отдельных массивов, поперечных уча-
стков среднегорья и ряда продольных впадин. Система .пересекает бас-
сейн Индигирки в виде полосы 'северо-западного направления. Ширина
ее в юго-восточной части составляет 60 км и достигает на северо-западе
150 км.
На северо-востоке система цепей Черского ограничена Момо-Селен-
няхской (Момской) впадиной с резким тектоническим уступом в релье-
фе. На юго-западе границами ее служит Нерское плоскогорье, с кото-
рым она сочленяется более постепенным переходом 'высот. На левобе-
режье Индигирки она переходит -в Ольчано-Эльгинское нагорье и в
верховьях р. Яны резким уступом в рельефе сочленяется с Адычанской
впадиной.
Рельеф области в основном высокогорный, альпийский, с подчинен-
ным значением среднегорного.
Абсолютные высоты возвышенностей достигают 3000 м и более при
средней высоте водоразделов от 2000 до 2500 м. Относительные высоты
колеблются в пределах 1000—1500 м.
Современный рельеф несет следы интенсивной ледниковой обработ-
ки. В четырех районах с наибольшими высотами имеются центры совре-
менного оледенения в виде висячих и небольших долинных ледников.
В продольном направлении система цепей делится рядом протяжен-
ных межгорных впадин на три части: Северо-Восточную, Центральную
и Юго-Западную.
В участке пересечения горной системы Индигиркой выделяется уз-
кая меридиональная полоса пониженного денудационного рельефа При-
индигирской зоны разломов.
Орогидрографический план системы цепей Черского тесно связан с
геологическим строением (рис. 1).
Основной водной артерией служит Индигирка. Она пересекает цепи
в центральной части территории и течет здесь в меридиональном на-
правлении с широтным коленом в районе пос. Тюбелях.
Дренаж области осуществляется притоками Индигирки. Они харак-
теризуются двумя направлениями течения. Более значительные реки —
такие, как Чибагалах, Иньяли, протяженностью в первые сотни кило-
метров, текут параллельно складчатым структурам. Менее значительные
артерии, являющиеся притоками рек Момы, Неры и Эльги, имеют на-
правления, секущие складчатость. Из них отметим как более значитель-
ные верховья речек Тихон, Эрикит, Тирехтях и Гырбынья, впадающие в
Мому, реки Антагачан, Артык и Делянкир, впадающие в Неру и Аран-
гас, Тобычан и Утачан, впадающие в Эльгу.
63
ОСОБЕННОСТИ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
Геологическое строение области определяется принадлеж-
ностью ее к Иньяли-Дебинскому синклинорию и зоне сочленения его
складчатых структур с жесткими структурами Колымского срединного
массива (см. рис. 1).
Северо-восточная часть этого структурного комплекса находится в
зоне крупных разломов, проходящей по краю Колымского массива; она
сложена карбонатными породами палеозоя, эффузивами и субвулкани-
ческими образованиями верхней юры и имеет горст-антиклинорный ха-
рактер строения. Интрузии гранитоидов имеют здесь подчиненное зна-
чение.
Центральная и Юго-Западная части системы находятся в структу-
рах Иньяли-Дебинского синклинория. Последний сложен в осевой части
песчано-сланцевыми свитами юры, на крыльях которых выходят отло-
жения карнийского и норийского ярусов триаса. Строение его в попе-
речном разрезе асимметрично — юго-западное крыло, уходящее в об’
ласть Нерского плоскогорья и Ольчано-Эльгинского нагорья, более
полого, а северо-восточное — круче. Северо-восточное крыло отличает-
ся, кроме того, широким развитием батолитических интрузий гранитои-
дов. Последние вытянуты линейно вдоль складчатых структур. Эта
часть рассматривается часто как ядро Чибагалах-Эрикитской антикли-
норной структуры и является осью неотектонического поднятия всей
системы Черского.
Рис. 1 Схема геологического строения и геоморфологического районирования
системы цепей Черского
/ — песчаники и сланцы верхоянского комплекса; 2 — карбонатные породы палеозоя; 3 — гранитои-
ды, 4 — субвулканы, 5 — эффузивы верхней юры, 6 — разрывные нарушения; 7— вулкан Балаган-Тас;
— впадины, 9 — границы системы цепей Черского, 10— границы частей системы; I— Северо-
Восточная часть; II — Центральная часть; III — Юго-Западная часть
64
Наиболее древним структурным ярусом в геологическом разрезе
цепей Черского служат свиты карбонатных пород докембрия и -палео-
зоя. Они обнажаются на дневной поверхности в горст-антиклинорных
структурах по -краю Момской впадины, в хребте Тас-Хаяхтах и по ле-
вобережью Момы. Эти отложения представлены в низах филлитовыми
и известковистыми сланцами докембрия. Мощность их 1300—1500 м.
Над ними залегает толща известняков силура, девона и карбона. Общая
мощность карбонатных -пород составляет 10—12 000 м (Богданов, 1963).
Они интенсивно смяты, расчленены разрывными нарушениями и гипсо-
метрически выходят на одном уровне с отложениями мезозоя. Тектони-
ческое поднятие их относительно мезозоя в горстовых структурах не ме-
нее 4000 м. Надвиги, по К. Я. Спрингису (1958), имели место со стороны
Момо-Зырянского прогиба еше до опускания этой впадины.
Следующий кверху структурный ярус слагают отложения верхоян-
ского комплекса. Они представлены мелководными морскими песчано-
сланцевыми свитами верхнего триаса и юры и слагают Центральные и
Северо-Восточные цепи.
Отложения верхнего триаса представлены глинистыми сланцами
карнийского яруса и полимиктовыми песчаниками нория и рэт-лейаса.
Верхний триас в центральной части распространен мало и выходит
лишь в крыльях Иньяли-Дебинского синклинория. В осевой его части
эти отложения погружены под мощную толщу юрских образований.
Отложения рэт-лейаса, средней и верхней юры слагают основную часть
области. Они располагаются широкой полосой северо-западного прости-
рания в центральной части Иньяли-Дебинского синклинория. Мощность
их постепенно увеличивается к осевой части. Здесь она оценивается
свыше 5 км (Гавриков, 1958). На северо-восток, к районам развития
палеозоя, мощность юры уменьшается, и в области последних эти отло-
жения отсутствуют.
Юрские отложения в нижней части представлены граувакками, ту-
фогенными песчаниками и глинистыми сланцами. Верхняя свита состоит
из аркозовых песчаников и граувакк с подчиненным количеством гли-
нистых сланцев. Обладая значительной твердостью, верхнеюрские пес-
чаники слагают часто положительные формы рельефа. Есть основание
считать, что они играли известную экранирующую роль для золотого
оруденения.
Вся толща мезозойских отложений интенсивно смята в складки
первого, второго и третьего порядков, разорвана рядом тектонических
нарушений северо-западного и по Индигирке меридионального направ-
лений и прорвана многочисленными интрузиями гранитоидов.
Верхняя юра северо-восточной части системы Черского имеет иной
характер. Она представлена мощной толщей средних и кислых эффузи-
вов и туффитов, переслаивающихся с песчаниками и сланцами. Верхне-
юрские эффузивы протягиваются полосой вдоль северо-восточного
склона цепей Черского, связываясь с разломами по границе Момской
впадины. Они смяты в складки с углами падения до 30°.
Третичные отложения в пределах рассматриваемой части системы
Черского практически отсутствуют; они пользуются распространением
главным образом в Момской впадине. Лишь в верховьях р. Сумун,
вблизи от верховьев р. Гырбыньи, найдены песчано-галечные отложения
предположительно третичного или верхнемелового возраста.
Четвертичные отложения представлены нижним, средним (?) и верх-
ним отделами и состоят из аллювиальных, ледниковых и флювиогля-
циальных отложений. Они залегают в различном стратиграфическом
положении в межгорных впадинах и в долинах современной и древней
гидросети и являются носителями россыпного золота. Более детальная
характеристика их будет дана ниже.
5 Геология россыпей золота
65
Изверженные породы представлены интрузиями гранитои-
дов, дайками различного возраста и состава, субвулканическими обра-
зованиями и юрскими эффузивами.
Интрузии гранитоидов составляют 15—20% от общей площади це-
пей Черского. Они концентрируются в центральных частях системы,
образуя здесь зону батолитических интрузий, параллельную складча-
тости. Менее значительные разобщенные тела их располагаются и в
юго-западной части системы; часть из них связывается здесь с разрыв-
ными нарушениями субмеридионального направления, которые секут
складчатые структуры. Сюда относится ряд интрузивов Прииндигир-
ского района и аналогичные им интрузии в области Ольчано-Эльгин-
ского нагорья. Они варьируют от биотитовых порфировидных разностей
до биотит-роговообманковых гранитоидов и кварцевых диоритов.
Глубина становления гранитоидов в цепях Черского оценивается в
пределах 1000—3000 м от палеоповерхности того времени.
С интрузиями гранитоидов и их первичными очагами связывается
золотое и оловянно-вольфрамовое оруденения.
В центральной и юго-западной частях области распространены раз-
личные дайки. Они концентрируются обычно в свиты, часто достига-
ющие нескольких десятков километров по простиранию и первых кило-
метров по ширине. Дайки приурочиваются к зонам тектонических нару-
шений, направленных вкрест или под углом к основной складчатости.
Одним из наиболее насыщенных ими районов является Прииндигир-
ский, где они образуют зону меридионального направления. Дайки
являются гипабиссальными образованиями различного состава от квар-
цевых порфиров до порфиритов (Апельцин, 1956). Часть из них пред-
шествовала гранитоидам.
В системе цепей Черского находится крупный Буордахский субвул-
кан липаритового состава. Он расположен в зоне сочленения с Момской
впадиной. Субвулкан рвет среднеюрские осадочные толщи и в свою оче-
редь прорывается гранитоидами. Апикальные части гранитов, по сооб-
щению к. Н. Рудич, находятся на абсолютной высоте около 2400 м, в то
время как наивысшая точка субвулканических пород занимает отметку
3147 м. Отсюда, полагая, что верхние 250—400 м субвулкана уничтоже-
ны, можно оценить глубину становления гранитоидов для этого участка
в 1000—2000 ж, а глубину эрозионного вреза в 3—4 км.
Металлоносност ь. В области цепей Черского развиты прояв-
ления золотого и оловянно-вольфрамового оруденения. Основными ти-
пами 'месторождений являются кварцево-жильная и дайковая форма-
ции. Степень насыщенности рудопроявлениями золота в районах области
различна, но в целом понижена. В районах развития даек и кварцевых
жил обычно повышается и интенсивность россыпных проявлений золота.
В верховьях ручья Учча коренные источники связаны частично со скар-
новыми образованиями в контактах известняков и гранитоидов.
В пределах области выделяются следующие зоны золотоносности,
1. Чибагалах-Эрикитская — в цепи батолитических интрузий и одно-
именной антиклинорной структуры; направление зоны северо-западное,
параллельное складчатым структурам.
2. Антагачан-Тунгусская зона также параллельна складчатости и
расположена в полосе юрских отложений с участком повышенной золо-
тоносности в верховьях ручья Артык. Она протягивается отсюда через
верховья речек Антагачан, Еченка и затем уходит в бассейн Иньяли,
приурочиваясь к центральной части Иньяли-Дебинского синклинория.
Находится в области развития верхнеюрских песчаников и в целом несет
пониженную золотоносность.
3. Прииндигирская субмеридиональная зона (наложена поперечно
к складчатой структуре Иньяли-Дебинского синклинория).
66
4. Северо-западное продолжение Тарыно-Эльгинской зоны в цепи
Боронг, уходящее в бассейн р. Адычи. Находится в пределах распро-
странения триаса и несет наиболее интенсивное зол'отое оруденение.
Оловянное оруденение приурочено главным образом к Чибагалах-
Эрикитской зоне металлоносности на участках вскрывающихся гранит-
ных интрузий и представлено кварц-касситеритовым типом месторож-
дений. Проявления его находятся также в верховьях речек Арангаса и
Адычи. Зональное распределение металлоносности в плане связано со
структурно-тектоническим положением, разломными нарушениями,
структурно-литологическим контролем и глубиной эрозионного среза.
ОСОБЕННОСТИ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
Для системы цепей Черского характерны некоторые отличительные
черты релье'фа, связанные с неотектоническим воздыманием, оледене-
ниями и другими условиями континентального развития края. К ним
относится ярусное строение рельефа, 'проявления двух оледенений, ха-
рактер литологического контроля <и др.
Система цепей Черского характеризуется общим сводовым подняти-
ем, продолжающимся до последнего времени. Максимум поднятия при-
урочен к зоне батолитических интрузий. Интенсивность поднятия посте-
пенно уменьшается на юго-запад и резко к северо-востоку по
тектоническому разрыву с Момской впадиной. Такой линейно-сводовой
характер неотектонического поднятия проявляется во многих особенно-
стях современного рельефа.
В поперечных разрезах морфоструктуры наблюдается четкое сводо-
вое повышение нерасчлененного цоколя коренных пород; превышение
его достигает 500 м -относительно Момской впадины и 200—300 м отно-
сительно Нерского плоскогорья и Адыча-Оймяконского мелкогорья.
Древние эрозионно-денудационные уровни нижнечетвертичного вре-
мени в центральной части свода занимают более высокие абсолютные
отметки. Это четко наблюдается по долине ручья Антагачан, где отмет-
ки этих уровней с 900—1200 м на Нерском плоскогорье повышаются до
1200—1400 м и более при устье ручья Анмандыкан и до 1600 м в районе
плато Улахан-Чистый, снижаясь ступенью до 500—800 м в Момской
впадине (см. рис. 1, профиль).
Многие системы рек на своих отрезках северо-западного направле-
ния, параллельных оси свода и складчатым структурам, имеют асиммет-
ричный рисунок в плане. У них более развиты системы притоков, беру-
щие начало со свода, а принимающие их основные водотоки отступают
на юго-запад вниз по склону свода. Особенно четко такая особенность
проявляется по р. Антагачан. Такое же строение цмеет бассейн р. Оль-
чан и ряд других речных систем, дренирующих поднятие на его крыльях.
Интенсивность вертикального врезания всех водотоков, имеющих на-
правление вкрест основной морфоструктуре цепей Черского, резко уве-
личивается от периферии поднятия к его оси. На фоне общего сводового
поднятия имеет место определенная дифференциация амплитуд возды-
мания в различных палеотектонических структурах. Районами отстаю-
щего поднятия, вероятно, является система продольных впадин, разделя-
ющих высокогорные сооружения, иногда ограниченные зонами тектони-
ческих нарушений: они характеризуются меньшими высотами террас и
значительным накоплением рыхлых отложений.
Наряду с дифференциацией неотектонических движений в продоль-
ном направлении морфоструктур имеют место и поперечные ундуляции
их. М. Е. Мельник отмечала это явление. Она считает участки понижен-
ного среднегорного рельефа, расчленяющего высокогорные цепи, райо-
67
5*
нами прогибов. Однако, по нашему мнению, ведущую роль здесь игра-
ют литология ;и эрозионно-денудационные процессы.
Наблюдается общее поднятие оси свода с юго-востока на северо-за-
пад, максимум его в районе Туостаха и Хадараньи.
Ярусы рельефа
В современном рельефе [можно наблюдать проявления не менее трех
эрозионно-денудационных поверхностей, свидетельствующих о несколь-
ких этапах развития рельефа.
Вершинная поверхность гор может рассматриваться как
-проявления наиболее древней из них (меловой поверхности), практиче-
ски уничтоженной уже денудацией и эрозией.
Древняя поверхность выравнивания. В пониженных
участках рельефа на осадочных породах, во впадинах и их окружении и
редко в высокогорных участках распространены остатки третичной по-
верхности выравнивания в виде столообразных форм возвышенностей.
Она сопряжена с уровнем третичных галечников Момской впадины и
реликтами нижнечетвертичной гидросети. Вероятно, образование этой
поверхности полихронно; основная часть выравнивания прошла еще в
палеогене (Резанов и Кочетков, 1962), а нижнечетвертичный аллювий в
древней гидросети относится к более поздним этапам ее развития. Сто-
лообразные поверхности обычно распространены на высотах 1400—
1600 ж, а реликты древних долин на 1200—1400 ж, сочленяясь с первы-
ми пологими вогнутыми склонами.
Древняя поверхность имела среднегорный характер рельефа в рай-
онах наибольших высот и дряхлый мелкогорный в остальной части. Ос-
татки ее среднегорных участков, вероятно, представляют собой сглажен-
ные и куполообразные поверхности некоторых гранитных массивов и
останцовые горы в окружении плато Улахан-Чистый.
Помимо реликтов древнечетвертичной гидросети, в цепях Черского
известны также участки более молодых межледниковых долин, углуб-
ленные в третичную поверхность выравнивания.
Все остатки древних долин подразделяются на поднятые относитель-
но современной гидросети и погребенные во впадинах.
Современная гидро сеть является третьим уровнем, который
создан с началом нового цикла эрозионно-денудационной деятельности
в его начальной стадии. Современная гидросеть врезана своими артери-
ями в древнюю поверхность, образуя террасы до 400 ж относительной
высоты; в верховьях рек это врезание значительно меньше и иногда ис-
токи рек текут почти по поверхности древнего выравнивания.
Для высокогорного рельефа характерны V-образные и террасиро-
ванные поперечные профили современных рек с интенсивным врезанием
и грубым маломощным аллювием и формы долин, связанные с ледни-
ковой обработкой. Для участков пониженного среднегорного рельефа в
центральных частях системы и ее предгорьях, а также для среднего те-
чения рек характерны трапециевидные, террасированные профили и реже
зрелые, асимметричные благодаря солифлюкции на южных склонах.
По сравнению с высокогорными участками они характеризуются не-
сколько большей мощностью и лучшей обработкой аллювия при нали-
чии наряду с русловой фацией и пойменной илов (в виде верхнего слоя).
Абсолютные высоты современного рельефа и его морфология в зна-
чительной мере 'определяются литологией. Наибольшие высоты и аль-
пийские формы обычно сложены гранитами, эффузивами и крепкими
песчаниками. Морфологический облик их при этом несколько различен.
Среднегорные формы слагаются осадочными породами — песчаниками,
сланцами и известняками.
68
Ледниковая деятельность
Следы ледниковой деятельности распространены практически повсе-
местно при 'наиболее интенсивном их проявлении в Центральных и Се-
веро-Восточных цепях. В несколько меньшей степени они развиты в
юго-западной части и в Прииндигирском районе.
Тип оледенения был горнодолинный, сетчатый с большими скоплени-
ями льдов в межгорных впадинах.
Ледниковая деятельность привела к скульптурной моделировке по-
ложительных форм, обработке долин с образованием трогов, частично-
му выпахиванию рыхлых отложений и созданию аккумулятивных форм
в межгорных впадинах и областях разгрузки льдов. Вместе с тем она
определила степень сохранности, морфологию и условия залегания рос-
сыпей.
В характере ее проявлений наблюдается определенная зональность
относительно центров оледенений; последними служили все высокогор-
ные массивы с абсолютными отметками свыше 1800 м. Следы леднико-
вой деятельности в этой зоне представлены свежими карами на абсо-
лютной высоте 1700—1900 ж и трогами на несколько более низких от-
метках.
На высоте 1500—1600 м располагается зона фирновых полей (являв-
шаяся также частично -и областью генерации льдов) с ледниковыми пе-
ревалами, озерами и верховьями троговых долин. Эта зона характерна
повышенной экзарационной деятельностью и малоблагоприятна для
россыпей.
В некотором удалении от центра оледенений, в районах с абс. отм.
от 1200 до 1600 м, располагаются области троговых долин и сетчатых
ледников с довольно быстрым движением льдов и развитием типичных
трогов. В днищах последних находятся друмлины коренных пород, «по-
лузатопленные» рыхлыми отложениями, боковые и донные морены. На
склонах часто встречаются ярусы маргинальных каналов.
Несмотря на существенную экзарационную деятельность, в цепях
Черского распространены случаи сохранения доледникового, -иногда
золотоносного аллювия. Встречаются и не затронутые ледниками боко-
вые притоки, подпруженные с устья боковыми моренами «стволовых»
ледников, с россыпями, -погребенными под озерно-болотными отложе-
ниями.
В окаймлении высокогорья на склонах долин наблюдаются уступы
трогов I оледенения, в которые вложены троги последнего оледенения.
В больших межгорных впадинах, служивших местами скопления
льдов и рыхлого материала, развиваются аккумулятивные формы мо-
ренного и камового рельефа с погребенной доледниковой гидросетью
(Бугчанская, Чаркы-нская и другие впадины).
Внешние границы леднико-вой деятельности являются в то же время
и районами разгрузки от рыхлого материала; они лежат в основном в
средне- и низкогорном окаймлениях. Экзарационная деятельность здесь
играет подчиненную роль, преобладают аккумулятивные формы релье-
фа; древний аллювий с россыпями сохраняется под ледниковыми и
флювиогляциальными отложениями.
Наличие двух вложенных трогов, каров на различной абсолютной вы-
соте (от 1400 до 1800 ж), а также залегание ледниковых отложений на
двух эрозионных уровнях, позволяет с большой долей вероятности гово-
рить о двух древних оледенениях. По времени своего максимального раз-
вития они относятся к среднему и верхнему отделам четвертичного пе-
риода.
На абсолютных высотах свыше 2000 м находятся области генерации
современных висячих ледников.
69
РЫХЛЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ И ИХ СТРАТИГРАФИЯ
Рыхлые отложения системы цепей Черского представлены аллюви-
альными, ледниковыми и элювиально-делювиальными образованиями.
Они залегают на различных террасовых уровнях современных долин,
в реликтах древней гидросети и межгорных впадинах. Возраст их в ос-
новном четвертичный, во впадинах верхнетретичный (эоплейстоцен, по
схеме В. И. Громова и др.). Более древние отложения третичного пе-
риода известны в смежных районах —в Момской впадине и в бассейне
р. Сумуна (верховья р. Зырянки). На Сумуне,. вероятно, они являются
палеогеновыми или даже меловыми (Трушков и Цхурбаев, 1964). Гене-
зис их также континентальный.
Нижнечетвертичные (эоплейстоценовые) отложе-
ния (Q}) залегают в межгорных впадинах и на 400-метровой террасе
Индигирки в пересечении ею цепей Черского. Они представлены чередо-
ванием галечников, песков, супесей и суглинков. Происхождение их реч-
ное и озерно-речное. Эти отложения содержат обильные растительные
остатки в виде диагенезированной древесины, шишек хвойных, пыльцы
широколиственных и спор, по которым и установлен их возраст. Харак-
тер споро-пыльцевых спектров (наличие теплолюбивых широколиствен-
ных форм, тсуги, кедра и др.) указывает на теплые климатические ус-
ловия при накоплении этих -отложений. Более детальная характеристи-
ка эоплейстоценовых отложений дана в конце настоящего раздела при
описании обнажений Бугучанской впадины; 400-метровая терраса Инди-
гирки описывалась уже ранее (Эльянов, 1959) и кратко характеризуется
в нашей статье по Прииндигирскому району.
Отложения иа 400-метровой террасе Индигирки и из Бугчанской
впадины параллелизуются нами с известными отложениями Нерских
впадин, отложениями низов ручья Промежуточного и подобными же
отложениями Момо-Селенняхской впадины и Приморской низменности.
Все они принадлежат единой гидросети, существовавшей на поверхно-
сти «пенеплена». Во многих случаях они несут распыленные знаки золо-
та, а в отдельных случаях, за пределами цепей Черского, в них известны
и промышленные россыпи (ручья Промежуточный в бассейне р. Эльги).
Отложения среднечетвертичного отдела представле-
ны ледниковыми образованиями первого оледенения -и низами межлед-
никовья. При этом не исключена возможность, что последние (низы
межледниковья) могут относиться к верхнечетвертичному отделу.
Ледниковые отложения первого оледенения находятся на поверхно-
стях «пенеплена» в виде эрратических валунов и галек и реже в виде
частично размытых моренных образований. Сюда же относятся нами
ледниковые отложения «верхних» трогов, которые, вероятно, служили
днищами долин «пенеплена». Значительные накопления выветрелых лед-
никовых отложений мощностью до 200 м находятся в Бугчанской впа-
дине, перекрывая здесь древнюю гидросеть с отложениями эоплейстоце-
на. Возраст этих отложений устанавливается по их залеганию и взаимо-
отношению с более молодыми образованиями. Более детально они оха-
рактеризованы в конце стратиграфического очерка при описании обна-
жений этого участка.
Пыльцевые спектры из них носят типичный ледниковый характер.
Они очень бедны—почти полностью отсутствует пыльца древесных и
кустарниковых растений при высоком содержании спор (70—80%), сре-
ди которых преобладают плаунковые. Известным отличием их от спект-
ров ледниковых отложений второго оледенения служит присутствие
пыльцы сосны.
За пределами интенсивных следов оледенения отложения этого от-
дела представлены аллювием на террасах различных относительных
70
уровней (по Индигирке на террасах до 250-метрового уровня и в прито-
ках на террасах меньшей высоты).
Верхнечетвертичные отложения представлены аллювием
межледниковья и ледниковыми и флювиогляциальными отложениями
второго оледенения.
Межледниковые отложения находятся часто в реликтах межледни-
ковой гидросети и обычно погребены под ледниковыми образованиями.
По Индигирке они встречаются на террасах высотой около 150 м и ред-
ко— ниже. Состоят из галечников часто с -булыжником и валунами в
нижних горизонтах и пойменной фации в верхах, аналогичной современ-
ной. Часто несут охристые оттенки благодаря окислам железа. Мощно-
сти их колеблются в пределах десятка метров и редко больше. Пыльце-
вой спектр по сравнению с доледниковым характеризуется исчезно-
вением широколиственных и тсуги. Широко развиты сосна типа
современной (Pinas silvestris) и кустарниковые береза и ольховник.
Встречается обычно ель. Количество древесных и кустарниковых в сумме
уменьшается до 32—60%, а споры составляют 10—30%. Содержание
пыльцы трав и кустарниковых больше, чем в ледниковьи, но менее, чем
в доледниковье.
Межледниковые отложения часто золотоносны, и среди них известен
ряд промышленных россыпей, находящихся в погребенном или припод-
нятом состоянии (ручей Обнаженный).
Отложения второго оледенения пользуются в системе цепей Черско-
го весьма широким распространением. Представлены различными мо-
ренами и флювиогляциалами. Они залегают в ложе «нижних» трогов и
прорезаются на различную глубину современными водотоками (от пер-
вых метров до 30—40 м и редко больше). В составе их обычно много
галек и валунов гранитного состава. Нередко снизу они начинаются
серыми илами и песками мощностью в несколько метров, которые выше
перекрываются обычным несортированным материалом морен. Подоб-
ный переход приведен ниже при описании обнажений Бугчанской впа-
дины (ручей Тиряхтях). Мощности морен достигают десятков метров.
За пределами концевых частей ледников широко развиты флювиогля-
циалы.
Пыльцевой спектр из них типично ледниковый с отсутствием древес-
ных, кроме кустарниковой березы и ольховника. Преобладают споры
сфагновых и зеленых мхов и плаунковые (Selaginella Sibirica, являю-
щаяся для них типоморфной).
С точки зрения золотоносности неперспективны. К верхнечетвертич-
ным отложениям по времени своего образования, вероятно, относится
часть плаща элювиально-делювиальных отложений положительных
форм рельефа. На выходах коренных месторождений эти отложения
иногда несут золотоносность.
Современные послеледниковые отложения пользуют-
ся наибольшим распространением. Они представлены аллювием совре-
менных пойм и низких надпойменных террас. К этому же отделу отно-
сится большая часть аллювиально-делювиальных отложений возвышен-
ностей.
Аллювиальные отложения представляют со'бой как новообразования,
так и частично переотложенный аллювий более высоких уровней. Зна-
чительную часть его, в центральной части системы Черского, составляет
перемытый ледниковый материал. Мощности современного аллювия в
эрозионных долинах обычно небольшие и редко выходят за пределы
первого десятка метров. Случаи больших мощностей обычно связаны с
подстилающими ледниковыми отложения1ми или с флювиогляциальными
образованиями. Петрографический состав определяется окружающими
породами и материалом морен. Отложения современного аллювия несут
71
и россыпи при наличии поблизости их коренных источников. Металл
россыпей в большей своей части является переотложенным с более вы-
соких уровней и лишь в подчиненнОлМ количестве освобожден из корен-
ных источников в течение послеледниковья.
Ниже в качестве примеров различных возрастных типов рыхлых от-
ложений и их стратиграфических взаимоотношений приведем описание
нескольких характерных обнажений. Наибольший интерес представляют
весьма полные разрезы по ручьям Тирехтях и Гырбынья в Бугчанской
впадине. Рядом различных исследователей — Б. А. Онищенко, В. А. Ми-
хайловым, И. А. Тимофеевым, В. С. Гмитроном и нами — здесь установ-
лены нижнечетвертичные доледниковые отложения, среднечетвертичные
(?) ледниковые, аллювиальные межледниковые (Q2-3), верхнечетвертич-
ные ледниковые (Q3) и верхнечетвертичные послеледниковые.
Тирехтяхские обнажения. Ручей Тирехтях пересекает Буг-
чанскую впадину на участке от наледи до устья ручья Мэльтэх. На этом
отрезке она течет в молодом эпигенетическом каньоне в обход большой
конечной морены II оледенения, перегородившей долину межледнико-
вого времени. Каньон углублен на 80 м в современную поверхность,
прорезает ледниковые отложения и вскрывает доледниковые в погре-
бенных водотоках древней гидросети. Вскрываемые им древние долины
и их отложения двух возрастов — межледниковые (Q|—Q3 ) и долед-
никовые (Q/).
По ручью Тирехтях есть несколько обнажений. Из них наиболее ин-
тересны находящиеся против устья ручья Албын-Верхнее и при устье
ручья Задор-Нижнее.
Верхнее обнажение (в точке А на рис. 2) находится гипсометрически
выше Нижнего (точка В) на ПО м. Обнажения дают совместно разрез
рыхлых отложений общей мощностью 210 м.
Против устья ручья Унги склоны каньона покрыты лесом, и непо-
средственно соединить различные горизонты отложений в этих обнаже-
ниях нельзя. Доледниковые отложения, кроме того, разрываются здесь
цоколем коренных пород. Поэтому наша корреляция, показанная на
рис. 3 пунктиром, в известной мере условна.
Нижнее обнажение имеет следующий разрез (снизу вверх).
1. Галечники уплотненные с линзами песка. Галька небольшого раз-
мера, выветрелая, из песчаника и глинистых сланцев с небольшим ко-
личеством сильно разрушенного гранитного материала. Цвет серый.
Низы этого горизонта уходят под русло. Видимая мощность 8 м. Пыль-
цевой спектр дает (проба 27, табл.):
древесных — 76,5%, в том числе: Corylus, Tsuga и Picea до 1,5%,
береза кустарниковая — 5—12%, Alnus— 17%, Alnaster — 61%;
травянистых— 12—15%, в том числе 85—90% занимают Ericales-,
спор — от 12 до 30%, в том числе Bryales до 3%, Sphagnales до 65%,
Polypodiaceae — 30—40%.
Этот горизонт относится нами к верхам —анкинские слои по об-
щей схеме стратиграфии для верховьев Индигирки (Трушков, Цхурбаев,
1964). Вероятно, они вложены в суглинисто-песчано-галечные отложения,
выходящие несколько выше по течению и несущие спектр Q}, анало-
гичный Джелканским отложениям Нерских впадин (проба 34, табл.).
2. Выше залегает валунник с галечником и песком (2—5 м). Разме-
ры валунов до 1 м. Пыльцевой спектр из него (проба 29, табл.) содержит
лишь 42% древесных, 25% травянистых и 33% спор. При этом пыльца
кустарниковой березы из числа древесных достигает 45%, появляется
кедровый стланник, но сохраняется еще тсуга—1,5%. Эти отложения
рассматриваются нами как перемытые отложения I оледенения в меж-
ледниковой гидросети и относятся
72
1-1350
lfo°li ЕЕЗз140*-" I4 1/Ж16
Рис. 2. Тирехтяхские обнажения
четвертичных отложений
1 — моренные отложения; 2 — аллю-
вий ; 3 — илы и пески с раститель-
ными остатками; 4 — места взятия
и номера пыльцевых проб; 5 — ко-
ренные породы; 6 — контур погре-
бенной долины (на плане); 7 — по-
ложение р. Тирехтях (проекция на
профиль)
Рис. 3. Обнажения чет-
вертичных отложений
руч. Диринь.
1 — валунно-галечные отло-
жения’» 2— аллювий с линза-
ми песка и ила; 5 —древес-
ные остатки; 4 — места взя-
тия и номера пыльцевых
проб; 5 — коренные породы
1200 J
Т абл иц а. Данные спорово-пыльцевого анализа из четвертичных отложений Бугчанской впадины и ручья Диринь
(по определениям А. И. Поповой и Н. Р. Филатовой)
Состав пыльцы и спор Ручей Тирехтях Ручей Диринь
обн. Верхнее обн. Нижнее обн. Нижнее обн. Верхнее
23* 22 21 19 20 29 28 27 34 35 36
морена II—оледе- нения пески под мореной пески под мореной раститель- ный про- слой над галечника- ми галечники валунный горизонт 1 —оледе- нения (?) линзы илов нижние галечники аналоги Джелкан- ских аналоги Джелкан- ских (?) аналоги Днкинских (?)
Общий состав Пыльца древесных и ку- старниковых растений 12,5 17,5 27,5 31,5 35 42 56 76,5 85 81 59
Пыльца травянистых рас- тений ....... 29 29,5 27 43,5 44 25 15 12 7 8 25
Споры 58,5 53 45,5 25 21 33 29 11,5 8 И 16
Состав древес- Tsuga — — — — — 1,5 1 1,5 7,5 2,5 0,5
ных и кустар- Abies — — — — — — — — 1,5 — —
никовых рас- Coralys — — — — — — — 1,5 — — —
тений Pterocarya — — — — — — — — — 0,5 —
Picea — 2 — 1,5 1,5 — — 1,5 25,5 9,5 7,5
Pinus silvestris . . . — 12 4 — — 2,5 2,5 8 14,5 15 1,5
Pinus n/p Haploxylon — 5 1 1 — 9 0,5 — 17,5 23 22,5
Pinus pumila 5+ 38 13 2,5 1,5 5 — — — — 5
Larix Betula (крупные формы) 1* — 2 4 2 22 9 — — 0,5 0,5 3,5 1 3 5,5 12,5
Betula (мелкие формы) 7+ 24 49 34 67,5 45 12 5 7,5 30,5 28,5
Ainas — 2 2 2 — — 1 17 6,5 2 4
Alnaster 7+ 17 25 18 15 37 82 61 12,5 10 12,5
Состав пыльцы Gramineae 19,5 3 — 2,5 17,5 4 — 2 — — —
травянистых и Cyperaceae — 1,5 2 62,5 49 2 — — — — —
кустарничко- Ericales 22 3 48,5 8 21 47 98 85 95 93,5 93
вых растений Artemisia 26 43 12 5 1,0 10 — 1 — — —
Состав спор Bryales 57 60,5 15 83 52 16 3 3 1,5 1,5 18,5
Sphagnales 7,5 1 4,5 1,5 17,0 17 64,5 37 34,5 84,5 36
Polypodiceae 16 18 18 5,0 9,5 46 28,0 38 38,0 6,0 29,5
Licopodiaceae — — — — — 2 4,5 17 26 8 13
Selaginella sibirica . . 18,5 18 59 — 21,5 17 — — — — —
* Номера проб.
Примечание. Цифры с плюсом
означают абсолютное число зерен.
3. Еще выше залегают охристые галечники с хорошо окатанным бу-
лыжником и значительным процентом гранитного материала, они скры-
ты в верхней части моховым покровом. Спектр из этих отложений имеет
еще более холодолюбивый облик уже без тсуги, но с присутствием ели.
Он относится нами к концу межледниковья (Q2-3) и параллелизуется с
таковыми в Верхнем обнажении.
Верхнее обнажение (точка А на рис. 2) начинается внизу охристыми
галечниками межледниковой гидросети из осадочных пород, гранитои-
дов и эффузивов. В верхней части галечников находятся прослои илов
с растительным детритом. Пыльцевой спектр из них дает (пробы 20 и
19, табл.):
древесных — 32—35%, в том числе до 1,5% ели при большом количе-
стве кустарниковой березы;
травянистых — около 40%;
спор — до 25%, в числе которых 21,5% Selaginella sibirica. Спектр
указывает на принадлежность их к межледниковью (Q2-3) и его конеч-
ным этапам.
Охарактеризованные выше галечники с растительным прослоем пе-
рекрываются пачкой песков, глин и галечников с еще более холодолю-
бивым спектром, свидетельствующим о наступлении II оледенения (про-
бы 21, 22). Они перекрыты моренными отложениями мощностью 40—
80 м, слагающими современную поверхность. Спектр из них типичный
ледниковый (проба 23) и относится к верхнечетвертичному ледниковью
(Qi3).
Более молодые отложения этого участка относятся уже к голоцену
и слагают пойменную часть эпигенетического каньона ручья Тирехтях.
Обнажения четвертичных отложений в ручьеДи-
ринь. Несколько далее к северо-западу, в верховьях р. Гырбыньи, раз-
виты мощные (до 250 м) валунно-галечные несортированные отложения,
покрывающие более древний рельеф коренных пород. В западинах по-
следнего находятся галечники и пески нижнечетвертичного возраста.
Валунно-галечные отложения по своему гранулометрическому соста-
ву и пыльцевому спектру (присутствие Selaginella sibirica) относятся
нами к ледниковым образованиям I (среднечетвертичного) оледенения.
Основаниями к этому служат: значительная выветрелость слагающего
их валунно-галечного материала из эффузивов Чугулукского массива;
залегание валунно-галечной толщи непосредственно на нижнечетвертич-
ных отложениях; значительная выглаженность поверхности отложений,
на которой все крупные валуны «задавлены» внутрь, и большая расчле-
ненность этой поверхности современными водотоками; вложение в эти
образования днищ более поздних трогов II (верхнечетвертичного) оле-
денения.
Ниже приведем описание этого интересного участка (см. рис. 3).
Долина ручья Диринь (правый приток р. Гырбыньи) берет свое на-
чало в хребте Улахан-Чистый и далее выходит в область плато того же
наименования. Здесь она прорезает 250-метровую толщу упомянутых
валунно-галечных отложений. В нижней половине течения современное
русло ручья врезается в коренные породы, образуя террасу до 40 м от-
носительной высоты. Поверхность этой террасы представляет собой
ложе трога II оледенения и несет на себе морены его и подпрудные
озера; трог вложен в валунно-галечные отложения I оледенения
(см. план и профили на рис. 3). Ручей образует при этом два обнаже-
ния— Верхнее и Нижнее, местоположение и профили которых показа-
ны на рисунке. В обоих обнажениях встречаются при плотике доледни-
ковые пески и галечники.
В верхнем обнажении они представлены сильно выветрелыми галеч-
никами, главным образом из эффузивов хребта Улахан-Чистый с песка-
76
ми и линзами уплотненного ила. Пыльцевой спектр из них дает (проба
36, табл.):
древесных — о,коло 60%, -в том числе Tsuga— 1, Picea — 7,5, Pina-
ceae — 33, Betula крупная — 5—12, Alnus около 2—4, Betula мелкая —
30—50, Alnaster— 12%;
травянистых—15—25%, из которых 94 Ericales и 1,5—5% Caprifoli-
ceae;
спор — до 20%, в том числе Bryales — 10—18, Sphagnales — 14—
36, Polypodiaceae — 30—60%.
Этот спектр отличается по сравнению с типичными нижнечетвертич-
ными отложениями Джелканских впадин .пониженным количеством дре-
весных (60% против 80—85% в Джелкане) и 'повышенным количеством
мелкой березы и ольховника, указывая на более поздний возраст его.
Мы относим его к Qt2 (Анкинские слои) и параллелизуем его с такими
же отложениями в низах Нижнего обнажения по р. Тирехтях (проба 27,
табл.).
В Нижнем обнажении ручья Диринь, непосредственно на коренном
цоколе 40-метровой террасы, залегают песчано-глинистые отложения с
остатками весьма сильно диагенетизированной древесины со спектром
аналогичного состава, но большим содержанием пыльцы древесных
(проба 35, табл.); они, вероятно, являются более низкими горизонтами
и относятся нами к QJ. Здесь на них залегают 'мощные валунно-галеч-
ные отложения, относимые к I оледенению (Q2), и вложенные в них от-
ложения II оледенения (Q3).
Как уже упоминалось, материал I оледенения (Q2) состоит из весь-
ма .выветрелого валунно-галечного материала, представленного эффу-
зивами и осадочными породами. Эффузивы и осадочные породы
(в меньшей степени) каолинизированы до белых и желтоватых тонов с
концентрическими слоями выветривания. Они легко рассыпаются при
ударе. Поверхность их часто покрыта темной корочкой. Скорее всего
материал представляет собой древние элювиально-делювиальные отло-
жения, сдвинутые и переработанные первым оледенением.
Пыльцевой спектр их очень беден и содержит:
древесных — 6%, состоящих из Pinaceae, мелкой Betula и Alnaster',
травянистых (9%) с преобладанием Ericates, Onagraceae и Coryphi-
llaceae;
спор — 85%, из которых 77% составляет Selaginella sibirlea.
В них вложены (прислонены к ним и перекрыты делювиальными
оползнями) отложения II оледенения на уровне 20—40-метровой тер-
расы. Последние в Нижнем обнажении представлены непосредственно
мореной, а в Верхнем — перекрыты горизонтом валунов, который в свою
очередь перекрыт почвенным слоем с растительными остатками и мало
измененной древесиной. Пыльцевой спектр из растительного слоя дает:
древесных — 90,5%, в том числе 95% кустарниковой березы и оль-
ховника и остальное Pinaceae и единичные зерна Picea (переотложен-
ные?) ;
травянистых— 1%, в том числе Ericales — 81, Onagraceae — 9 и раз-
нотравья — 4,5%;
спор — 8%, в том числе Bryales—10; Sphagnales — 31, Polypo-
diaceae— 27,5, Licopodiaceae — 21,5 и Selaginella sibirica—10%.
Этот спектр и отложения датируются как прслеледниковые. Пыльца
сосен рассматривается как переотложения, так как присутствует и в
растительном слое современной поймы, хотя ныне живущих сосен нет
во всем бассейне Индигирки.
Таким образом, если верна наша интерпретация этих обнажений,
здесь наблюдается взаимоотношение доледниковых отложений, I о л еде-
77
нения (межледниковых не установлено), II оледенения и послеледнико-
вых.
В современной пойме и русле ручья Диринь лотковым опробованием
и шурфовкой установлено наличие слабых содержаний россыпного зо-
лота, вероятно, попавшего сюда в результате перемыва более древних
отложений (скорее всего нижнечетвертичных).
Нижнечетвертичные отложения представляют собой аллювий древ-
ней гидросети, погребенной более поздними ледниковыми отложениями.
На периферии Бугчанская впадина окружена столообразными по-
верхностями «пенеплена» на сланцах и песчаниках с абсолютными вы-
сотами от 1400 до 1800 м. На них находятся обычно галька, булыжник
Рис. 4. Схема стратиграфии четвертичных отложений в системе цепей Черского.
/ _ аллювий; 2— эрратические валуны I оледенения; 3 — морены I оледенения; 4— ледниковые
отложения М оледенения; 5 — межледниковый аллювий; 6 — аллювий современных пойм
и отдельные валуны из выветрелых гранитов и эффузивов, которые от-
носятся нами к отложениям I оледенения.
В. А. Михайловым на водоразделе речек Чукчи и Дарпи'р указывает-
ся морена на высоте 1900 м, сложенная весьма выветрелым материалом.
Общая схема стратиграфии рыхлых отложений.
Не останавливаясь более на характеристике отдельных обнажений, при-
ведем ниже общую схему стратиграфии рыхлых отложений для области
цепей Черского (рис. 4). Это схематизированный профиль через высоко-
горный хребет Улахан Чистый (граничащий с Мамской впадиной) и
Бугчанскую впадину. На схеме показано положение рельефа и стратиг-
рафическое взаимоотношение различных отложений четвертичного пе-
риода, охарактеризованных выше.
Наиболее древние отложения эоплейстоцена (Q{ ) залегают в пони-
женных частях впадины в древней гидросети того времени, к которой
принадлежат 400-метровая терраса Индигирки (абс. отм. 800 м) и до-
лина Палео-Неры на Нерском плоскогорье. Они перекрываются валун-
но-галечными отложениями II оледенения (Q2), расположенными на
абс. выс. от 1000 до 1600 м и отделенными эрратическими валунами на
на тех же уровнях, соответствующих поверхности «пенеплена». Далее
вверх по разрезу идут отложения межледниковья (Q2-3) в тальвегах
межледниковой гидросети обычно в пределах абс. отм. от 1200 до
1400 ж; они показаны в центре рисунка. Отложения межледниковья пе-
рекрываются моренами II оледенения (Q3), залегающими в ложах
нижних трогов и иногда выходящими и на древнюю поверхность вырав-
нивания (вблизи больших горных массивов). Молодые постледниковые
78
отложения (Q4) залегают в современных поймах, прорезающих как ко-
ренные породы, так и болеё древние отложения четвертичного периода
на глубину до 100—300 м. Они показаны в центре рисунка. В верхней
части схемы дано положение современных ледников с их ледосборами
на абс. выс. 2100—2200 м.
ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ РЕЛЬЕФА И ФОРМИРОВАНИЯ РОССЫПЕЙ
В истории развития горной системы Черского выделяются те же ос-
новные этапы, что и для всех складчатых областей Якутии в окружении
Колымского массива:
а) верхнеюрский—нижнемеловой этап основной складчатости, осу-
шения края, внедрения гранитоидов и образования основных морфо-
структур рельефа;
б) блоковых нарушений и становления рудных месторождений;
в) третичной плантации, вскрытия металлоносных зон и начала фор-
мирования россыпей;
г) четвертичный — сводовых поднятий, перестройки гидросети и оле-
денений с формированием россыпей четвертичного периода.
Отличительные особенности развития рассматриваемой области
связаны с ее структурно-тектоническим положением в общем плане ме-
зозоид Северо-Востока СССР и именно с нахождением в северо-восточ-
ном фланге пояса, на сочленении его с Колымским жестким массивом,
в зоне развития батолитических интрузий и оси наибольшего неотекто-
нического поднятия. Такое положение определяет значительную глубину
общего эрозионного среза (около 3 км), большую глубину вскрытия
металлоносных зон и проистекающий отсюда фон эндогенной металло-
носности в современном срезе, а также альпийский высокогорный ха-
рактер основной части территории и связанную с ним морфологию рос-
сыпей. Особенности геологии, геоморфологии и россыпей Прииндигир-
ского района, входящего в систему цепей Черского, связаны с положе-
нием его в зоне разломов, секущей здесь меридиональные складчатые
структуры. Ниже рассмотрим под этим углом зрения историю наземного
развития и формирования россыпей системы цепей Черского.
В первый этап, охватывающий последние фазы складчатости и ин-
версии, произошло внедрение гранитоидов и параллельно с этим (а ча-
стично и несколько ранее) началось формирование золоторудных место-
рождений. Становление гранитоидов и рудных месторождений шло в
достаточно сложной тектонической обстановке, где средний структур-
ный ярус палеозойских карбонатных пород был уже выведен на поверх-
ность в горстовых поднятиях (по границе с Момской впадиной) и гип-
сометрически располагался на тех же уровнях, что и образованные поз-
же отложения верхоянского комплекса. Вследствие этого внедрение гра-
нитоидов и образование рудных месторождений происходило в породах
как первого, так и второго яруса. На это указывают проявления золо-
тоносности как в областях развития верхоянского комплекса, так и в
районах распространения карбонатного палеозоя (верховье Момы, об-
ласти хребтов Арга-Тас и Селенняхского прогиба).
В областях развития песчаных толщ верхней юры (ось Иньяли-Де-
бинского синклинория) эти отложения, видимо, играли некоторую экра-
нирующую роль для золотоносных гидротерм. В Прииндигирской
меридиональной зоне разломов этот экран несколько позже был раз-
дроблен, и золотоносные гидротермы получили свой доступ и в него.
Становление гранитоидов происходило на глубине, не превышающей
2—3 км, а золоторудные месторождения формировались ниже их апи-
кальных частей. Оловянные месторождения находятся непосредственно
в апикальных частях гранитоидов или их ближайшем окружении.
79
На втором этапе (весьма близком по времени к первому) происходит
блоковое раздробление созданных структур (и полей металлоносности?)
и формирование первичного высокогорно-тектонического рельефа. Вмес-
те с тем начинается его денудация, сопровождаемая (и контролируе-
мая) неотектоническими поднятиями. Осью последних служила область
батолитических интрузий. При этом (вероятно, уже в мелу) эрозионно-
денудационный срез тектонических структур затронул и апиксы гранит-
ных интрузий. Вместе с этим начали вскрываться и поля металлоносно-
сти (в первую очередь олова и, возможно, полиметаллов).
В третичный этап планации еще глубже вскрываются тектонические
структуры, гранитные интрузии (до 2 км) и металлоносные зоны (в ча-
стности — золота). Зона оловянных месторождений, расположенная
гипсометрически выше, в значительной мере денудируется и уничто-
жается. Создается полигенная поверхность «пенеплена» (вероятно, в не-
сколько этапов), и в ее гидросети формируются россыпи золота. Эта
поверхность в цепях Черского представляла собой зрелую среднегор-
ную страну. В конце третичного этапа приобрели свои зрелые формы и
основные водные артерии — Палео-Нера (протекавшая через оз. Тугу-
ранджу и впадавшая в р. Мому) и долина самой Индигирки.
Климат был теплый, с образованием кор выветривания, приближав-
шихся к каолиновым (на что указывают реликты их, известные по ручью
Мелтех и за пределами рассматриваемой области, в Аркагалинской впа-
дине и в Приморской низменности). Нам представляется весьма веро-
ятным более широкое распространение в это время и россыпей золота.
На последнем, четвертичном этапе развития идет сводовое поднятие
всей области, эрюзионно-денудационное расчленение «пенеплена», фор-
мирование современного высокогорного рельефа, перестройки гидросети
в приближении к современному плану ее, оледенения и формирование
современного морфологического комплекса россыпей с частичным унич-
тожением и перемывом на более низкие эрозионные уровни древних.
Этапы развития этого времени близки к общему развитию рельефа вер-
ховьев Индигирки и такова же роль в них факторов рельефообразова-
ния (неотектоники, похолоданий с результирующими оледенениями,
мерзлотными явлениями и т. д.). Они освещены выше в геоморфологи-
ческом очерке бассейна Индигирки и потому не требуют здесь допол-
нительного рассмотрения.
Общей отличительной особенностью системы Черского является ее
интенсивное воздымание, глубокий денудационный срез, врезание гид-
росети и интенсивная ледниковая деятельность. Эти факторы совместно
с характером эндогенной минерализации определили степень интенсив-
ности россыпной золотоносности и морфологический облик россыпей,
характерный для высокогорно-ледниковых районов. В цепях Черского
преимущественно развит комплекс россыпей, образованных при участии
ледниковой деятельности (Трушков, 1964), представленный небольшими
россыпями. Эти россыпи в районах усиленной экзарации частично под-
верглись выпахиванию, а в концевых частях ледников и областях их
разгрузки — погребению ледниковым материалом.
Современная гидросеть во многих частях является наложенной.
В эпигенетических каньонах, прорезающих более древние отложения,
нередко встречаются концентрации золота на щетках и в русле, дающие
небольшие россыпи.
Россыпи более раннего периода формирования относятся к межлед-
никовью и доледниковью. Они залегают в приподнятых реликтах гидро-
сети этих этапов ее развития или же в погребенном состоянии. Более
распространены россыпи межледниковья (приподнятые, погребенные
непосредственно ледниковыми отложениями или подпрудно-ледниковы-
ми). Примерами их могут служить россыпи в 'бассейне р. Мюреле, рос-
80
сыпи Онгохтахской гряды и др. Россыпи доледниковой гидросети в рай<
оне не обнаружены, но золотоносность этих отложений (нижнечетвер-
тичных) установлена, и существование их следует предполагать. Учи-
тывая зрелую, благоприятную морфологию долин доледникового этапа,
подчеркнем, что эти россыпи могут быть более значительны, нежели
в современных долинах.
ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ РАЙОНЫ И ХАРАКТЕР
ИХ РОССЫПНОЙ ЗОЛОТОНОСНОСТИ
Тектоника, геологическое строение и орография позволяют разделить
систему цепей Черского на три части: Северо-Восточную — на горсто-
вых структурах палеозоя; Центральную — на северо-восточном крыле
Иньяли-Дебинского синклинория, в зоне батолитических интрузий и
максимального неотектонического поднятия; Юго-Западную — ближе к
оси Иньяли-Дебинского синклинория, сложенную песчаниками и слан-
цами юры.
Каждая часть состоит из цепей высокогорных сооружений и пони-
женных участков на осадочных породах.
Северо-Восточная часть
Горные сооружения Северо-Восточной части системы начинаются на
левом берегу Индигирки Чималгинской цепью на гранитах, известня-
ках и эффузивах. Рельеф цепи высоко- и среднегорный с интенсивной
обработкой льдами в центральных частях. Геоморфологическая обста-
новка для россыпей в целом неблагоприятна, и существование их здесь
неизвестно. Северо-Восточная часть отделяется от центральной рядом
протяженных впадин—Чибагалахской депрессией, троговым желобом
того же имени и аналогичной Тобондинской впадиной.
Чибагалахская депрессия представляет собой большой участок по-
ниженного рельефа. В центральной части ее развиты столообразные
остатки древней поверхности выравнивания с сохранившимися на ней
«пятнами» аллювия (Q*?). В центре депрессии долины мелких прито-
ков эрозионные, а на периферии — троговые, загруженные ледниковым
материалом. Проявления россыпной золотоносности незначительны.
Здесь известны лишь небольшие концентрации золота на косах и в рус-
ле самой Индигирки, возможно, принесенные сверху. Мелкие притоки
в центральной части депрессии оледенением не затрагивались и пред-
ставляют больше интереса с точки зрения их золотоносности.
Долина р. Чибагалах представляет собой большой ледниковый трог,
заваленный моренами и, вероятно, частично выпаханный. В нем отчет-
ливо наблюдаются плечи верхнего трога первого оледенения и вложен-
ный в них нижний трог последнего оледенения. В долине известны
лишь весьма слабые знаковые содержания в аллювии современной
поймы. Характер золотоносности Тобондинской впадины аналогичен.
Центральная часть горной системы Черского
Отличается своим высокогорным характером и в отдельных районах
несет небольшие современные ледники (Буордахский массив, верховья
р. Мюреле). На северо-востоке она ограничивается Момской впадиной,
а от Северо-Восточных цепей отделяется Чибагалахской депрессией и
трогом. От Юго-Западной части системы отделена также протяженными
и узкими межгорными впадинами тектонического и эрозионного про-
исхождения. Высокогорное ядро сложено батолитами гранитоидов, ли-
паритами Буордахского субвулкана и тремя участками пониженного
рельефа на осадочных породах.
6 Геология россыпей золота
81
На юго-востоке выделяется высокогорный хребет Улахан-Чистый
«спаянный», по выражению М. Е. Мельник, из Чугулукской цепи, Буор-
дахокого субвулкана, Право-Эрикитского гранитного массива и Аргин-
ской гряды на эффузивах. Рельеф в целом альпийский, высокогорный
с троговыми и V-образными долинами, малоблагоприятными для
россыпей.
Далее к северу идут такие же высокогорные массивы гранитоидов —
Хаяргастах, Порожный и Чибагалахский. Россыпи золота здесь отсут-
ствуют.
Рассеянная золотоносность и редкие небольшие россыпи известны
лишь в участках пониженного рельефа — Эрикитском, Калы-Кысском
и Чибагалахском. Возвышенности здесь нередко имеют сглаженные
формы. Долины больших рек обычно троговые, но небольшие водотоки
льдами часто не затронуты, сохраняют эрозионные профили или под-
пруживались ледниками лишь с устья. В качестве примера остановимся
на одной из россыпей в верховьях р. Мюреле.
Этот участок сложен песчаниками и сланцами и находится между
большими гранитными массивами. Окружающий рельеф — типичное
альпийское высокогорье с интенсивными проявлениями ледниковой
деятельности. Профили больших долин — троговые с массами непере-
работанного ледникового материала. Однако ряд мелких притоков, вер-
шины которых расположены на меньших высотах и не имеют каров в
истоках, являются чисто эрозионными и лишь подпруживались льдами
с устья. Такова долина золотоносного ручья Кылгас. Склоны ее вогну-
тые или прямые свидетельствуют о достаточно длительном времени их
развития.
Россыпь представляет собой одноструйчатое тело. Верхняя часть
ее находится в долине современного водотока, существовавшей в до-
ледниковье. Мощность рыхлых отложений в долине колеблется от 3 до
7 м. Они представлены слабо окатанной галькой осадочных пород с
песком и глиной и частично перекрыты делювием склонов. В нижней
части россыпь раздваивается. Одна струя идет по староречью на 10-
метровой террасе и перекрыта ледниковыми отложениями II оледене-
ния. Вторая струя находится в молодом постледниковом каньоне, про-
резающем эту террасу. В этом районе известна распыленная золото-
носность и в троговых долинах, связанная с участками невыпаханного
аллювия. Последний обычно перекрыт ледниковыми отложениями зна-
чительной мощности.
Межгорные впадины. По юго-западному краю Центральных
цепей системы Черского расположен непрерывный ряд протяженных
межгорных впадин — Бугчанская, Эрикитский желоб, Тасканская и Чар-
кынская. Часть из них (Эрикитский жело'б, Чаркынская) представляет
собой большие ледниковые троги, выпаханные и перекрытые леднико-
выми отложениями. Хотя здесь и могут сохраниться участки доледни-
кового аллювия, но в целом перспективы их незначительны, а поиски
весьма затруднены мощными ледниковыми отложениями. Больший
интерес представляют впадины, связанные с неотектоническимй отпуска-
ниями, в которых находится погребенная доледниковая гидросеть.
К такому типу относится Бугчанская впадина.
Бугчанская впадина (рис. 5) расположена между хребтом
Улахан-Чистый, Чугулукским массивом, который частично охватывает-
ся ее ответвлениями, и юго-восточным окончанием Лево-Эрикитского
массива. Ее поверхность сложена в центральной части четвертичными
отложениями, которые размываются современной гидросетью; последняя
врезана в них на глубину 100—200 м. В центральной части впадины
развиты аккумулятивные формы ледникового рельефа, частично пере-
работанные эрозионной деятельностью; на периферии впадина окру-
82
Ml1 I|з 1^44 imiiiii5 [v7]6
L’ I7 t 1 9 IXX^W |<^>|n |py^r| 12
f^EzEH 14 |« « » I 15 |~*-*|l6 (r~^|l7
Рис. 5. Схема южной части Бугчансксй впадины
* (по А. Г. Кувшинову и Б А Онищенко).
1— массивы высокогорья, 2— среднегорье, 3— мелко- и холмогорье, 4 — холмисто-моренный рель-
еф; 5 — остатки пенеплена Поверхности террас следующих эрозионных циклов*
6 — I; 7 —II; 8 — ГП, 9 — IV и поймы современных долин; 10— троговые долины; 11 — моренные
валы, 12 — коренные террасы и их высоты, 13— смешанные террасы; 14— аккумулятивные терра-
сы; 15 — контуры доледниковых долин, —контуры межледниковых долин; 17 — профили ВЭЗ.
I—V — номера геофизических профилей
жена мелко- и среднегорным рельефом с типичными столообразными
вершинами «пенеплена».
Во всем районе в аллювии распространена знаковая золотоносность,
которая связана с проявлениями коренной минерализации в кварцево-
жильной и дайковой формациях.
Геоморфологическая обстановка в самой впадине и ее среднегорном
окаймлении различна. С этим связаны и различия в морфологии извест-
ных небольших россыпей. Среднегорное окаймление в верховьях речек
Тирехтяха и Унги было охвачено сетчатым долинным оледенением с
интенсивной экзарацией. Долины основных водотоков здесь троговые,
часто сквозные в верховьях и обработанные льдами. На многих столо-
образных водоразделах (остатки «пенеплена») наблюдаются эрратиче-
ские валуны и выветрелый галечник более древнего оледенения. Днища
троговых долин перекрыты ледниковыми отложениями II оледенения
83
6*
в виде моренных валов, донных морен и перемытого ледникового мате-
риала. Они характеризуются значительной мощностью и обилием валу-
нов гранита. Под этими отложениями погребены тальвеги межледни-
ковой и доледниковой гидросети, врезанные в коренные породы. Кое-где
в них сохранились участки золотоносного ледникового аллювия.
Типичным примером таких долин служит руч. Силбик. Один из по-
перечных профилей его долины приводится ниже (рис. 6). Золото встре-
чено в виде обогащенного пласта в низах ледниковых отложений и в
Рис 6 Поперечный профиль через долину руч Силбик
/ — растительный слой и илы, 2 — галечник с валунами, песком и льдом, 3 — валунно-галечные
ледниковые отложения. 4 — коренные породы. 5 — золотоносный пласт
пятнах перекрытого ими доледникового аллювия. Небольшие концентра-
ции золота наблюдаются также в некоторых более молодых долинах,
не обработанных льдами. Примером их может служить ручей Керогаз
с небольшой россыпью в нижнем течении. Мощность наносов в таких
долинах невелика (3—4 м), они представлены мелкогалечным, слабо
окатанным материалом преимущественно из осадочных пород. Золото,
как обычно, концентрируется в низах рыхлых отложений и верхнем
разрушенном слое коренных пород.
Другим примером золотоносности служит небольшой ручей Тюрген
в молодой долине с V-образным поперечным профилем. Склоны ее
покрыты осыпью щебня, образующей небольшой покров почти неока-
танного крупнообломочного материала в тальвеге. Среди этих отложе-
ний и на щетке коренных пород встречаются единичные неокатанные
самородки золота. Четкого обособления металлоносного пласта нет в
связи с неблагоприятными условиями для его образования — слишком
крутой склон долины и полное отсутствие связующего глинистого
материала в аллювии.
Проявления золотоносности непосредственно в пределах впади-
ны локализуются в местах бывшего скопления льдов застойного ха-
рактера. Здесь характерна аккумуляция отложений без существенной
экзарации с погребением доледниковой и межледниковой гидросети.
Современная гидросеть наложена несогласно на древнюю. Местами,
84
в эпигенетических участках, она прорезает рыхлые отложения, образуя
каньоны в коренных породах. Здесь при перемыве ледниковых и долед-
никовых отложений образуются молодые постледниковые россыпи на
щетках коренных пород в русле и под маломощными (1—3 м) отложе-
ниями галечников.
Наряду с переотложением металла из более древних отложений
имеет место и пополнение им из коренных источников в постледниковое
время, на что указывает присутствие неокатанного золота.
Промышленное значение таких россыпей невелико. Значительно
больший интерес представляют поиски в погребенных долинах. Встреча
их достаточно вероятна, если учесть наличие коренных рудопроявлений.
Юго-Западная часть системы цепей Черского
Эта часть системы расположена в оси Иньяли-Дебинского синклино-
рия, совпадающем с флангом неотектонического поднятия всей системы.
Гранитные интрузии здесь редки и невелики. Субстратом рельефа слу-
жат в основном песчано-сланцевые свиты юры и триаса.
С юго-востока на северо-запад в рассматриваемую часть горной си-
стемы входит плато Улахан-Чистый, Онгохтах-Саханьинская высокогор-
ная гряда с ее предгорьями, часть Прииндигирского района, Силяпский
массив с небольшими параллельными грядами — Тасканской и Бе-
риньяхской, массив Чен и хребет Боронг с Няньдельгинской грядой
на северо-западе. Золотоносность этих цепей связана с Антагачан-Тун-
гусской зоной металлоносности и в хребте Боронг — с продолжением
Тарыно-Эльгинской зоны. Здесь интенсивность рудопроявлений значи-
тельно большая.
Плато Улахан-Чистый представляет собой древнюю поверх-
ность выравнивания, по окраинам которой расположены останцовые
группы гор. Вся эта поверхность и останцовые горы обработаны первым
и вторым оледенениями. Поверхность плато лишь начинает расчленять-
ся современной гидросетью, которая захватывает его своими истоками.
Эта поверхность в виде столообразных возвышенностей с теми же абсо-
лютными отметками 1400—1600 м прослеживается и за пределы его
современных контуров. Она сложена частично коренными породами и
рыхлыми отложениями (доледниковыми и ледниковыми) —в западинах
рельефа. Ледниковые отложения частично перекрывают и нивелируют
нижнечетвертичный пенепленизированный рельеф с гидросетью того
времени. Мощность их доходит до 250 м. На поверхности плато нахо-
дятся многочисленные озера ледникового происхождения.
Россыпи в пределах плато не известны, но существование их возмож-
но в погребенной гидросети, если учесть существование коренных рудо-
проявлений. На юго-западной окраине плато в сторону Нерского пло-
скогорья аккумуляция ледниковых отложений меньше. В то же время
здесь развиты реликты древней, приподнятой гидросети «пенеплена»,
прорезанной современными водотоками. И те и другие несут рассеян-
ные содержания золота в своем аллювии.
Онгохтах-Саханьинская гряда и ее предгорья.
В северо-западном направлении группы останцовых гор сливаются и пе-
реходят «в гряду высокогорных возвышенностей, причленяющуюся к
Лево-Эрикитскому гранитному массиву. Абсолютные высоты цепи
2000 м и более. Рельеф резко расчлененный, альпийский, интенсивно об-
работанный льдами; встречаются небольшие современные леднички.
Многие долины имеют троговый характер. Несколько лучше обстановка
в предгорьях, обращенных к Нерскому плоскогорью, где располагались
маргинальные части льдов. Здесь же широко развиты остатки древней
пенепленизированной поверхности на водоразделах, которые глубоко рас-
85
1^*1" LssXI12 [Z3’31 I141 ° I16 БшЗ’6 h&ffl171 -^l18!**>!19
Рис. 7. Геоморфологическая схема бассейна Большого Анмандыкана
(по С И. Гаврикову).
1, 2, 3 — бровки аллювиальных террас, 4 и 5— следы I и II оледенения и их относительные и
абсолютные высоты, 6 — остатки «пенеплена»; 7— ледниковые отложения; 8, 9—троги I и Н
оледенения, 10 — контуры древних долин; // — сбросы, /2 — дайки, 13—14 — кварцевые жилы и их
высыпки, 15 — шлиховые пробы с золотом; 16 — обрывы, 17 — эпигенетические участки долин;
18 — сквозные долины, 19 — разведочные линии
членены современной гидросетью. На них сохранились отмершие участки
древней гидросети, частично погребенные ледниковыми отложениями.
Проявления россыпной золотоносности тяготеют к предгорьям и
среднегорному рельефу Курского участка пониженных высот. В этом
районе по современной долине р. Антагачан и озера Тунгырэнджа про-
ходила долина р. Палео-Неры в Момскую бпадину.
Для иллюстрации россыпей этого района остановимся на участке,
прилегающем к озеру Тунгырэнджа. Левые притоки одноименной речки
расположены непосредственно в подножии Онгохтахской гряды, вблизи
осевой части системы Черского. Следствием этого является интенсивное
поднятие территории, врез современной гидросети и глубокое расчлене-
ние древней денудационной поверхности.
• Второй особенностью участка является развитие протяженных жело-
бообразных впадин, вытянутых субпараллельно складчатым структурам
(рис. 7). Абсолютная высота их днищ колеблется в пределах 1200—
1400 м. Эти желобы являлись, вероятно, долинами древней гидросети
и по своему гипсометрическому положению коррелируются с Палео-Не-
рой и 400-метровой террасой Индигирки. Современная гидросеть частич-
но сечет древнюю, частично же с ней совпадает.
Четко проявляются следы двух оледенений — последнего на уровне
40-метровой террасы и более древнего (среднечетвертичного) на терра-
сах с относительной высотой 150 м и на синхронных им древних поверх-
ностях водоразделов. С. И. Гавриков выделяет здесь следы трех оледе-
нений (см. рис. 7) на уровнях террас относительной высоты в 40, 1'50 м
и на сохранившихся поверхностях «пенеплена» с относительными отмет-
86
ками около 250 ж. Однако эрратический материал последних мы склон-
ны относить к тому же оледенению (I), что и на террасах в 150 м.
Правый приток р. Тунгырэнджи, дренирующий этот участок, в своем
верхнем течении 'проходит по одной из древних долин. Разрез рыхлых
отложений его ио буровым скважинам приведен на рис. 8. В разрезе
можно выделить сверху вниз следующие горизонты (скв. 12):
Мощность, м
1. Серый песок желтоватого оттенка с мелкой галькой (современные,
постледниковые отложения).............................................0—16
2. Крупный галечник и куски раздробленных валунов осадочных пород
(размер кусочков до 5 см) пепельно-серого цвета (II оледенение?) . . . 16—33
3. Дресва из песчаника охристого цвета (межледниковый аллювий?) . 33—19
Ниже идут обломки коренных песчаников и сланцев.
Содержания золота фиксируются в нижнем охристом горизонте при
плотике.
Современные долины при пересечении древних часто размывают
рыхлые отложения и врезаны в коренные породы. Мощность аллювия
в них составляет 2—3 м. Аллювий ручьев почти повсеместно несет зна-
ки золота, однако шурфоночные работы промышленных россыпей не
установили. Вероятно, это связано с молодостью долин, не успевших
еще переработать достаточный объем более древних отложений. Золо-
тоносность аллювия связана также с небольшим поступлением металла
Рис. 8. Разрез рыхлых отложений в долине р. Большой Анмандыкан.
/ — современный коллювий и пролювий; 2 — валунно-галечные отложения; 3 — песчано-
илистые с галькой и льдом; 4 — песчано-галечные отложения со щебенкой; 5 — коренные
породы (песчаники, сланцы и эффузивы); 6 — участки, содержащие золото
87
Рис. 9. Геоморфологическая схема
бассейна р. Кур.
/ — граниты; 2 — сланцы и песчаники;
3 — аллювий; 4 — флювиогляциальные
отложения; 5 — реликты «пенеплена»;
6 — кары; 7 — границы троговых долин;
8 — моренные валы; 9 — участки, обра-
ботанные льдами; 10 — граница долед-
никовых долин; // — терраса аккумуля-
тивная и цокольная; 12 — булгунньяхп;
13 — конусы выноса; 14 — высыпки квар-
ца; /5 — кварцевые жилы; 16 — «струя
металлоносности»
в постледниковое время из разрушающихся коренных источников. Древ-
ние долины, принявшие и переработавшие безусловно большие объемы
детрита, могут нести и лучшие россыпи.
Характерным примером россыпной золотоносности в пределах ин-
тенсивной ледниковой деятельности является долина р. Левый Кур
(рис. 9). Она расположена параллельно южному склону Онгохтахской
цепи. Долина речки типично троговая и выполнена ледниковыми отло-
жениями мощностью до 50 м. Последние содержат большое количество
крупных валунов гранита. Ледниковые отложения в пойме современно-
го потока перемыты на небольшую глубину в аллювий; среди этого
переотложенного материала возвышаются «полузатопленные» им гряды
морен и друмлинов, вытянутые вдоль долины.
Металлоносности локализуется при плотике под ледниковыми отло-
жениями и связана с участками сохранившегося доледникового аллю-
вия. Последний отличается более мелким гранулометрическим соста-
вом, выветрелостью и несколько охристым оттенком. Массы льдов,
опускавшиеся по долине, видимо, уничтожили доледниковый аллювий
лишь частично (за это говорит также и наличие разрушенного слоя
элювия на коренных породах плотика, сохранившегося от выпахива-
ния), а остатки его были погребены при стаивании льдов моренными
отложениями и флювиогляциалами.
Содержание золота по отдельным проходам достигает весовых зна-
чений, однако в целом остается низким. Металлоносная струя доволь-
но выдержана; не исключена возможность связи ее с выносами боковых
притоков и наличия более обогащенных участков в таких местах.
Левые притоки реки, берущие начало с гранитного массива, пред-
ставляют узкие молодые троги с карами в верховьях и их золотонос-
ность интереса не представляет. Правые притоки ледником не затра-
гивались, имеют эрозионные поперечные профили и, лишь подпружива-
лись стволовым ледником речки Левый Кур. В этих же притоках кон-
центрируются коренные рудопроявления и возможны россыпи.
Северо-западное окончание Онгохтахской гряды пересекается доли-
ной Индигирки; здесь находится Прииндигирский район золотоносно-
сти, который характеризуется отдельно. На северо-запад, за пределами
этого района в Силяпском массиве и вплоть до хребта Боронг, Юго-За-
падные цепи состоят из высокогорных сооружений, сложенных осадоч-
ными породами верхоянского комплекса. Здесь развиты следы интен-
сивного оледенения. Характер золотоносности определяется такими же
типами россыпей, сформированными при участии ледниковой деятель-
ности, которые были описаны выше. В верховьях реки Омук-Кюрелях
в переходной зоне к Ольчано-Эльгинскому нагорью известно несколько
подобных россыпей; описание их дано в статье А. И. Сергеенко при ха-
рактеристике нагорья. Аналогичная обстановка сохраняется и дальше
к северо-западу вплоть до водораздела с Адычей, в верховьях которой
найден ряд россыпей такого же генезиса и строения.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В системе цепей Черского закономерности пространственного рас-
пределения россыпей, особенности морфологии современного рельефа и
результирующие типы россыпей контролируются геолого-тектоническим
строением. Отметим различное положение отдельных частей этой систе-
мы в общем плане тектонических структур, что определяет различия
как в эндогенной минерализации, так и в геоморфологической обстановке.
Северо-Восточные цепи находятся в зоне сочленения Иньяли-Дебин-
ских линейно-складчатых структур с более жесткими Колымского мас-
сива. Здесь развиты горстовые структуры палеозоя, меньше гранитных
89
массивов и апикальные части последних находятся ниже. Малое вскры-
тие гранитоидов позволяет предположить и небольшой срез металло-
носных зон. Минерализация в современном срезе слабая.
Центральные цепи находятся в области наибольшего развития гра-
нитных интрузий, максимального неотектонического поднятия и наи-
большей глубины вскрытия. Интенсивность эндогенной минерализации
здесь несколько выше, но остается пониженной. Интенсивная леднико-
вая деятельность отрицательно сказалась на сохранности россыпей.
Юго-Западные цепи расположены на крыле Иньяли-Дебинского син-
клинория в некотором удалении от оси наибольшего неотектонического
поднятия системы Черского и за пределами основной массы батолити-
ческих интрузий. Гранитные массивы вскрыты менее глубоко. Эндоген-
ная и россыпная минерализация повышается в местах вскрытия юрских
отложений. В связи с большими абсолютными отметками и развитием
оледенений для всей области характерен комплекс россыпей высокогорья
с участием ледниковой деятельности. Преимущественным развитием
пользуются небольшие россыпи. По типам они относятся к погребенным
подпрудно-ледниковым, молодым — в эпигенетических постледниковых
каньонах врезания, щеточным и русловым. Такое положение не исклю-
чает, однако, присутствия и более значительных россыпей доледниковой
и межледниковой гидросети в участках ее погребения.
Площади, занятые крупными интрузиями гранитоидов, и районы
с гипсометрическим положением россыпей выше 1500 м промышленного
интереса не представляют.
Наиболее перспективны среднегорные участки на субстрате из оса-
дочных пород триаса с повышенной эндогенной минерализацией, где
долины рек не захвачены экзарационной деятельностью, впадины с по-
гребенной гидросетью и экстрагляциальные районы, где развиты плос-
когорные формы рельефа и сохранились реликты древней гидросети.
Особое положение занимает Прииндигирский район, как по харак-
теру эндогенной минерализации, так и по геоморфологической обста-
новке. Характеристика его дается в следующей статье.
ЛИТЕРАТУРА
Апельцин Ф. Р. Формации малых интрузий и их отношение к золоторудным место-
рождениям Главного золотоносного пояса Северо-Востока СССР.— Труды
ВНИИ-I, вып. 12. Магадан, 1956.
Богданов Н. А. Тектоническое развитие в палеозое Колымского массива и Восточ-
ной Арктики. Изд-во АН СССР, 1963.
Гавриков С. И. Проявления колебательных движений земной коры в пермское,
триасовое и юрское время в верховьях р Индигирки.— Материалы по геол, и пс-
лезн. ископ. Северо-Востока СССР, вып. 12. Магадан, 1958.
Попов Ю. Н. Ледники горного массива Буордах.— Геогр. сборник IV за 1954 г.
Изд-во АН СССР.
Резанов И. А., Кочетков В. М. Новейшая тектоника и сейсмическое райониро-
вание Северо-Востока СССР.— Изв. АН СССР, серия геофиз., 1962, № 12.
Спрингис К. Я- Тектоника Верхояно-Колымской складчатой области. Рига, 1958.
Трушков Ю. Н. Условия образования и размещения россыпей золота в верхнем
течении р. Индигирки.— В сб.: Геология россыпей Якутии. М., изд-во «Наука»,
1964.
Трушков Ю. Н. и Цхурбаев Ф. И. Стратиграфия континентальных золотоносных
рыхлых отложений Верхнего течения р. Индигирки.— В сб.. Геология россыпей
Якутии. М., изд-во «Наука», 1964.
Эльянов М. Д. Опыт изучения проявлений неотектоники в долине р. Индигирки
геолого-геоморфологическими методами.— Материалы по геол, и полезн. ископ
Северо-Востока СССР, вып. 12. Магадан, 1958.
Эльянов М. Д. Стратиграфия четвертичных отложений верховьев Колымы и Инди-
гирки.— Труды совещ. по стратигр. Северо-Востока СССР. Магадан, 1959.
В. П. С а м у с и ко в, Ю. Н. Трушков
РОССЫПИ ЗОЛОТА ПРИИНДИГИРСКОЙ ЗОНЫ РАЗЛОМОВ
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
Прииндигирская зона резко отличается от других металлоносных
зон рассматриваемой территории своим секущим положением по отно-
шению к основным складчатым структурам, развитым в бассейне Инди-
гирки (рис. 1). В геолого-структурном отношении она приурочена к так
называемому Прииндигирскому антиклинальному поперечному подня-
тию, протягивающемуся вдоль долины Индигирки на расстоянии свыше
100 км — от Нельканского до Порожного гранитного массивов. По от-
ношению к основным складчатым структурам района она отчетливо
делится на две подзоны: северную, располагающуюся в пределах Инь-
яли-Дебинского синклинория, и южную, приуроченную к северо-восточ-
ному крылу Нерского антиклинория. Обе эти структуры в пределах
зоны осложнены складками второго порядка с размахом крыльев от
первых километров до 15 км и углами падения крыльев от 30 до 50°.
Складки второго порядка имеют северо-западное простирание, совпадая
с простиранием основной складчатости. На фоне складок второго по-
рядка развита мелкая складчатость третьего и более высокого порядка
с амплитудой складок от первых метров до первых десятков метров и
углами падения крыльев от 30 до 90°. Простирание этих складок в ос-
новном также совпадает с простиранием основных структур (Гаври-
ков, 1958).
Для разрывной тектоники района характерны две системы трещин:
одна — субмеридионального направления, другая, близкая к широтно-
му (западно-северо-западная), совпадает в целом с общим простира-
нием складчатых структур. Наибольшее развитие имеют трещины пер-
вого типа. Вблизи Индигирки они образуют единую зону разломов ши-
риной около 25 км, протягивающуюся в меридиональном направлении
вкрест простирания складчатых структур.
Трещины второго типа не имеют широкого развития. По своему ха-
рактеру это сбросо-сдвиговые нарушения с амплитудой смещения в пер-
вые десятки метров.
Осадочные породы в пределах зоны представлены терригенными от-
ложениями верхнетриасового и нижне-среднеюрского возраста, которые
относятся к Верхоянскому комплексу. Первые слагают преимуществен-
но южную подзону, вторые — северную. В структурном отношении
триасовые отложения приурочены к северо-восточному крылу Нерского
антиклинория, юрские же отложения развиты только в пределах Инь-
яли-Дебинского синклинория.
Суммарная мощность отложений триаса и юры оценивается в 6—
7 км. Литологически они представлены песчаниками и сланцами с пре-
обладанием грубозернистых песчаников в юре. Эти отложения, вероят-
но, подстилаются такого же состава пермскими отложениями, а еще
ниже — карбонатными породами среднего структурного яруса, выходя-
щими на поверхность за пределами района.
91
Изверженные породы представлены серией небольших штокообраз-
ных массивов гранитоидов и многочисленными лайковыми телами. И те
и другие приурочены к Прииндигирской поперечной зоне разломов.
Размеры массивов гранитоидов в плане колеблются от 2—3 до 100 км2.
Наиболее крупными из них являются следующие: Усть-Нерский (около
100 км2), Ольчанский и Хаяргастахский (общая площадь около 200 км2,
массивы имеют, по-видимому, общее основание), Нюргун-Тасский (око-
ло 25 км2), Ынгыр (около 25 км2) и Тюбеляхский (около 60 км2). По
петрографическому составу это преимущественно биотитовые и рогово-
обманково-биотитовые граниты. Контакты их с вмещающими породами
в большинстве случаев крутые, зона ороговикования колеблется от пер-
вых сотен метров до 1 км. Глубина становления ориентировочно оце-
нивается в 2—4 км. Абсолютный возраст их колеблется от 76 до
108 млн. лет.
Дайки в пределах района развиты очень широко. Пространственно
они группируются в отдельные свиты, которые вместе образуют зону
шириной до 50 км, протяги-
вающуюся в меридиональ-
ном направлении вдоль до-
лины Индигирки. Наиболее
крупными свитами здесь яв-
ляются: Нюргун-Тасская,
Арга-Мойская и Хангалас-
ская. Первая свита просле-
живается по правобережью
Индигирки на расстоянии
25 км (от Нюргун-Тасского
массива на юге до массива
Ынгыр на севере) и включа-
ет в себя около 70 парал-
лельно расположенных даек
различной мощности и про-
тяженности. Ширина ее око-
ло 15 км. Вторая свита при-
урочена к левобережью Ин-
дигирки и включает в себя
около 40 кулисообразно рас-
положенных даек. Протя-
женность свиты около 25 км,
ширина 5—7 км. Третья сви-
та также на левобережье
Индигирки (в бассейне р.
Хангаласа) и включает в
себя около 30 параллельно
расположенных даек. По от-
ношению к складчатым
структурам все дайки се-
...... .... кущие, и лишь единичные те-
1 l\SSS2 Р+ * 13 ЧШ 4 5 ' ла в приустьевой части Оль-
Рис. 1. Схематическая геологическая карта
Прииндигирской зоны.
I — юрские отложения; 2 — триасовые отложения; 3 — мас-
сивы гранитоидов (1—Усть-Нерский, 2—Ольчанский, 3—
Хаяргастахский, 4—Нюргун-Тасский, 5 —Ынгырский, 6 —
Тюбеляхский, 7 — Нельканский. 8 — Порожный, 9 — Хап-
чана — продольные. Мощ-
ность даек колеблется от
первых метров до 100 м и бо-
лее, но преобладают мощно-
сти в 20—30 м; протяжен-
ность их колеблется от пер-
вых сотен метров до 10—
15 км; простирание варьиру-
тагай-Хаинский); 4 — дайки; 5 — тектонические наруше-
ния (а — установленные, б — предполагаемые)
92
ет от 350 до 20° и падение от 70° (в обе стороны) до 90°. По петрографи-
ческому составу выделяются две основные группы: дайки кислого соста-
ва и среднего состава. Дайки первой группы представлены кварцевыми
порфирами, гранит-порфирами, гранодиорит-порфирами и аплитами.
Среди даек второй группы наибольшим распространением пользуются
кварцевые и роговообманковые диорит-порфиры. По данным Н. Е. Кру-
га, дайки среднего состава являются более ранними и контролируют зо-
лотое оруденение и размещение россыпей.
Гидротермальные образования представлены многочисленными квар-
цевыми и кварц-карбонатными жилами и прожилками и окварцован-
ными зонами дробления. Пространственно они развиты на всей терри-
тории зоны, но наибольшая их концентрация наблюдается в дайковом
поясе; при этом дайки для них нередко являются вмещающими телами.
Протяженность кварцевых и кварц-карбонатных жил колеблется в пре-
делах первых десятков метров (изредка достигая 50—100 ж); мощность
их обычно не превышает 10 см и лишь как исключение встречаются
жилы до 0,5—1,0 м. Окварцованные зоны дробления по своим размерам
более значительны, но детальному изучению они не подвергались.
Минералогический состав кварцевых жил весьма беден и однообра-
зен. Это молочно-белый или сероватый кварц, кальцит, пирит; реже
встречаются арсенопирит, халькопирит, сфалерит, галенит, антимонит
и золото.
В целом рудная минерализация в гидротермальных телах проявле-
на очень слабо, поэтому, несмотря на их широкое развитие, рудопрояв-
ления коренного золота немногочисленны и в большинстве своем пред-
ставляют собой локальные рудные точки, не имеющие практического
значения.
ГЕОМОРФОЛОГИЯ и ЧЕТВЕРТИЧНЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ
Основные морфоструктуры
и особенности строения рельефа
В геоморфологическом отношении, также как и в геологическом,
в Прииндигирской зоне отчетливо выделяются те же подзоны — север-
ная и южная. Первая из них располагается в пределах юго-западного
обрамления системы хребта Черского, где преобладает высокогорный
рельеф; вторая—в пределах Эльгино-Ольчанского нагорья, характе-
ризующегося в целом среднегорным рельефом. От центральных цепей
Черского Прииндигирская зона отделяется Тасканской впадиной, яв-
ляющейся естественной северной границей района.
Основные черты рельефа Прииндигирской зоны обусловлены ее при-
надлежностью к указанным геоморфологическим областям, но, кроме
того, она имеет некоторые специфические особенности. Важнейшие из
них следующие.
1. Для зоны характерно подчиненное значение линейно вытянутых
цепей и гряд северо-восточного простирания, широко развитых в смеж-
ных районах. В плане ее территория представляет сочетание небольших
узлов и коротких (часто гребневидных) водоразделов, ориентирован-
ных в различных направлениях и разделенных узкими глубоко вре-
занными долинами. Подобное строение зоны связано с широким разви-
тием тектонических нарушений, ориентированных вкрест простирания
складчатых структур.
2. Гипсометрически зона характеризуется пониженными абсолютны-
ми отметками как положительных, так и отрицательных форм рельефа,
что обусловлено близостью и низкими отметками Индигирки, которая
служит общим базисом эрозии для всего Верхне-Индигирского района.
93
В то же время для зоны характерна повышенная расчлененность рель-
ефа, большие относительные превышения (до 1700 ж) и сравнительно
крутой уклон продольного профиля водотоков.
3. Отличительной чертой зоны является также широкое развитие
на ее территории террас различных уровней и возраста, развитых в до-
лине Индигирки и в нижнем течении ее основных притоков.
4. Роль ледниковой деятельности как рельефообразующего фактора
весьма незначительна, поскольку оледенения (в связи с резкой расчле-
ненностью рельефа и его пониженными абсолютными отметками) но-
сили локальный характер и не выходили за пределы отдельных высоко-
горных массивов.
По морфологическим особенностям в пределах зоны можно выде-
лить три основных типа рельефа: повышенное среднегорье, сглажен-
ное среднегорье, террасированный рельеф.
Первый тип рельефа развит в области распространения трудно под-
дающихся выветриванию юрских песчаников, т. е. главным образом
в пределах северной подзоны. Рельеф этой подзоны представляет густо
п глубоко расчлененное возвышенное среднегорье, местами переходя-
щее в высокогорье. Средние абсолютные высоты подавляющего боль-
шинства водоразделов колеблются от 1500 до 1800 м. Относительные
превышения их над днищами долин главных водотоков составляют в
среднем 800—1000 м. Водоразделы в большинстве своем узкие, часто
гребневидные; склоны их крутые, местами обрывистые и, как правило,
интенсивно изрезаны узкими долинами небольших водотоков. Для во-
доразделов, ориентированных под тем или иным углом к простиранию
осадочных пород, характерно наличие глубоких седловин, что обуслов-
лено чередованием горизонтов трудно поддающихся выветриванию пес-
чаников с горизонтами легко разрушающихся глинистых сланцев. На
общем фоне среднегорья выделяется несколько локальных участков вы-
сокогорного рельефа, приуроченных к массивам изверженных пород,
с абсолютными отметками 2000—2200 м и относительным превышением
над речными долинами до 1500—1700 м. Для этих участков широко раз-
виты ледниковые формы рельефа (как скульптурные, так и аккумуля-
тивные), что придает им в целом резко выраженный альпинотипный об-
лик. По мере удаления от Индигирки среднегорный рельеф постепенно
сменяется высокогорным. С востока к описанной территории примыкает
Онгохтахская высокогорная гряда, а с запада — Иньяли-Ольчанская.
Второй тип рельефа развит в южной подзоне, в области распростра-
нения триасовых отложений, которые представлены главным образом
глинистыми сланцами. Благодаря своей меньшей устойчивости в срав-
нении с песчаниками они образуют более мягкие формы рельефа. Водо-
разделы здесь сравнительно широкие и сглаженные — слабовыпуклой
формы. Абсолютные высоты их колеблются от 1300 до 1600 м с посте-
пенным повышением к северу. Ориентированы они в большинстве своем
в широтном направлении и имеют резко асимметричный характер; скло-
ны южной экспозиции обычно сравнительно пологие и покрыты сплош-
ным чехлом рыхлых отложений, а северной экспозиции — более кру-
тые и, как правило, лишены рыхлого покрова. Как и в северной подзо-
не, на фоне сглаженного среднегорья выделяется несколько локальных
участков высокогорья (с отметками до 2000 ж), приуроченных к мас-
сивам изверженных пород. По своей морфологии эти участки полностью
аналогичны таковым в северной подзоне.
Участки террасированного рельефа представляют собой террасы
Индигирки и ее боковых притоков. В последних они развиты главным
образом в их нижнем течении, а по Индигирке прослеживаются на всем
ее протяжении, занимая основную часть ее долины. В одних местах
террасы ступенчато понижаются до поймы, а в других круто обрыва-
94
ются, подмываемые руслом реки. Абсолютные отметки рельефа в обла-
сти развития террас колеблются от 400—500 ж (уровень поймы Инди-
гирки) до 900—1000 ж, а относительная высота террас — от первых мет-
ров до 400—500 м.
Гидросеть и аллювиальные отложения
Индигирка. Направление Индигирки в пределах зоны в целом
меридиональное, но местами она резко меняет его то на восточное, то
на западное, образуя глубокие меандрические петли. Ширина долины
колеблется от 2,5 до 8 км. Строение ее в поперечном сечении почти
везде асимметричное — левая часть в сравнении с правой более поло-
гая и широкая, русло большею частью тяготеет к правому борту. Мощ-
ность аллювия в пойме составляет 10—15 м. Уклон продольного профи-
ля колеблется в пределах от 0,4 до 1,4 м!км, составляя в среднем
0,6 м/км (Эльянов, 1956, 1958). На участках перегиба продольного про-
филя в русле реки нередко наблюдаются выходы коренных пород, про-
слеживающиеся по простиранию долины на несколько десятков метров.
Все это указывает на то, что Индигирка в пределах описываемого рай-
она не имеет еще равновесного профиля и переживает очередной этап
глубинной эрозии.
Главной особенностью рассматриваемого участка долины, резко от-
личающей его как от вышележащего, так и от нижележащего, является
широкое развитие террас различных эрфзионных уровней, начиная от
нижнечетвертичных до современных. Террасы занимают основную часть
долины. Ширина поймы обычно колеблется в пределах первых десят-
ков метров, изредка достигая 200—300 м.
Вопрос о количестве эрозионных уровней и их гипсометрическом по-
ложении до сих пор еще окончательно не решен. Имеется несколько
схем, но все они в той или иной мере отличны друг от друга. Это объ-
ясняется тем, что полный комплекс террас в одном поперечном сечении
долины нигде не наблюдается, а корреляция их вдоль долины по гип-
сометрическим отметкам затруднительна из-за резкого колебания мощ-
ностей рыхлых отложений и проявлений неотектоники сводового и бло-
кового характера. В дальнейшем мы будем придерживаться схемы
М. Д. Эльянова (1958), поскольку она основана на большем фактиче-
ском материале, чем все другие. Ниже приводим краткую обобщенную
характеристику основных террасовых уровней.
Терраса 5—10-метрового уровня развита почти повсеместно, но не-
равномерно. В северной части района она занимает обширные простран-
ства, достигая ширины более 1000 м, а в южной части наблюдается пре-
имущественно в виде узкой полосы шириной в десятки, иногда первые
сотни метров. Терраса аккумулятивная, сложена хорошо окатан-
ным галечником с редкими валунами, сцементированными песчано-
илистым материалом. В редких случаях в низах ее выходит цоколь
коренных пород. Переход к пойменной террасе, как правило, резкий.
По характеру палинологического спектра относится к голоцену.
Терраса 15—20-метрового уровня во многом похожа на террасу 5—
10-метрового уровня. Наибольшее ее развитие наблюдается в северной
подзоне; в южной подзоне она встречается лишь в приустьевых частях
боковых притоков. Терраса эрозионно-аккумулятивная; мощность рых-
лых отложений ее колеблется от 5 до 10 м. Последние представлены хо-
рошо окатанным галечником средних размеров, местами перекрытым
песчано-илистым материалом мощностью до 2 м.
Терраса 35—40-метрового уровня пользуется более широким распро-
странением, но элементы ее не везде выражены отчетливо, поэтому не
всегда удается отграничить ее ог смежных террас. Местами терраса
95
является аккумулятивной, что связано с блоковым опусканием отдель-
ных участков долины Индигирки в период формирования данного уровня
по разломам северо-западного простирания (устье р. Иньяли). Мощ-
ность аллювия (исключая опущенные участки) колеблется от первых
метров до 20 ж. Верхние горизонты его (мощностью до 10—15 ж) в боль-
шинстве случаев представлены либо чистым мелкозернистым песком с
прослоями глины, либо глинисто-илистым материалом с незначительной
примесью мелкой щебенки. Нижний горизонт на одних участках пред-
ставлен плохо отсортированным галечником с большим количеством ва-
лунов, на других — хорошо отсортированным мелким галечником со зна-
чительной примесью песка и гравия. Эти два горизонта в приувальных
частях террасы иногда разделены прослое^м щебенки (коллювий?) мощ-
ностью до 2—3 м (рис. 2). На некоторых участках терраса перекрыта
ледниковыми отложениями, за счет которых высота ее повышается до
60—70 м. Учитывая, что описываемый уровень является нижней грани-
цей неперемытых ледниковых отложений верхнечетвертичного оледене-
ния, возраст его можно считать синхронным данному оледенению.
Терраса 50—70-метрового уровня наблюдается в виде обрывков про-
тяженностью в 2—3 км и шириной до 1000 м (рис. 3). По своим морфоло-
гическим особенностям и характеру рыхлых отложений она аналогична
40-метровой террасе. Элементы террасы выражены неотчетливо, и в тех
случаях, когда она отграничивается от поймы и склона долины смеж-
ными террасами, имеет с ними плавное сочленение. Мощность рыхлых
отложений колеблется от первых метров до 30 м. В некоторых местах
терраса перекрыта ледниковыми отложениями. В вертикальном разрезе
отчетливо выделяются два горизонта (см. рис. 3). Нижний горизонт (мощ-
ностью от первых метров до 20 м) представлен галечниками различного
состава и различной окатанности с незначительным процентом валунов,
а верхний (мощностью 5—10 м) песком или глинисто-илистым мате-
риалом с линзами и прослойками льда и редкой щебенкой. Как и на
40-метровой террасе, в приувальной части эти горизонты в ряде случаев
разобщены между собой прослоем щебенки мощностью до 4—5 м. Ха-
рактерно, что на участках, где данная терраса встречается совместно
с 40-метровой, верхний горизонт — единый для обеих террас — плавно
переходит с одной на другую. Споро-пыльцевой спектр этого горизонта,
по данным изучения проб, взятых на уровне 70-метровой террасы, сле-
дующий (пробы М. Д. Эльянова, определения Р. А. Баскович). Древес-
ные— 13%, травянистые — 61%, споры — 26%. Основными компонен-
тами древесной группы являются: Alnus — 60%, Betula—19%, Pintis
Cembra— 16%. Из травянистой группы: Garyophyllaceae — 45%, Ranun-
cylaceae — 14, Rosacea — 8, Alismataceae — 6,5, Chenopodiaceae — 4,5;
из спор — Bryales — 44, Selaginellaceae— 23, Eguisetaceae—13, Lico-
podiaceae—10%. Приведенный спектр характерен для конца эпохи
верхнечетвертичного оледенения (Попова, 1964).
Терраса 100—120-метрового уровня по своему внешнему облику ана-
логична 50—70-метровой и в большинстве случаев плавно сочленяется
с последней. Встречается она в виде обрывков длиной до 3 км и шириной
до 1000 м. Мощность рыхлых отложений на различных ее участках раз-
лична и колеблется от первых метров до 20—30 м, а местами, например,
на участке выше устья Чучункура (линия 065), достигает 50—70 м.
Верхний горизонт аллювия (мощностью от нескольких до 30 м}, как и
на вышеописанных террасах, представлен щебнисто-илистым материа-
лом с прослоями и линзами песка, глины, льда, а нижний — обычными
галечниками средней окатанности с примесью валунов песчаного и гра-
нитного состава.
Терраса 150—170-метрового уровня наблюдается во многих местах
долины Индигирки в виде участков протяженностью до 5 км и шириной
96
7 Геология россыпей золота
И
&70Хг
450 V
Рис. 2 Строение и разрез террасовых отложений, левобережной части долины Индигирки выше устья Ольчана (разведочная линия 0800)
/ — терраса 15—20-метрового уровня; // — терраса 35—40-метросого уровня; /// — терраса 100—125-метрового уровня; IV — терраса 180—200-метрового уровня.
/ — щебенка с примесью песчано-глинистого материала; 2 — галечник, сцементирсванный песчано-илистым материалом; 3 — галечник с примесью щебенки; 4 — щебенка
с редкой галькой; 5 — мелкозернистый песок; 6 — коренные породы (песчано-глинистые сланцы)
м
900
860
820-
780-
0 100 200 300 400м
740 - 1—1—1—1—1
Ek ЕЭ О-? ISSk EZk ГТП?
700 - ----
Рис. 3. Строение и разрез террасовых
отложений правобережной части до<
лины Индигирки ниже устья Хатып-
наха (разведочная линия 015—
см. рис. 2).
/ — терраса 50—70-метрового уровня; //—
терраса 150—170-метрового уровня; III -
терраса 400—500-метрового уровня
/ — ил; 2 — песок; <3 — глина, 4 — галька,
5 — щебенка; 6—7 — коренные породы; 6 —
песчаники; 7 —дайки
660
до 2—3 км. По своим морфологическим особенностям и характеру рых-
лых отложений аналогична террасам 100—120 и 50—70-метрового уров-
ня (см. рис. 3). Время формирования данного эрозионного уровня по
результатам палинологического анализа проб, взятых из галечного го-
ризонта, относится к межледниковью. Древесные — 40%; травянистые —
8%; споры — 52%. Из числа древесных: Abies—1%, Corylus—1, Pi-
сеа — 8,5, Picea sect. Omorica — 1, Larix — 4, Pinus silvestris — 5, P. n/p
Haploxylon— 6,5, Pinus pumila — 7,5, Chosenia— 1, Alnus— 6,5, Alnas-
ier—19, Betula (крупная) — 11,5, Betula (мелкая)—27,5%. Из числа
травянистых основными представителями являются: Ericales — 25%,
Gramineae — 29, Polygonaceae — 8,5, Onagraceae — 6,5, Rhododend-
ron— 6,5, Artemisia — 8,5% и др. Споры: Sphagnales — 25%, Bryales —
5, Polypodiaceae — 41, Lycopodium clavatum.— 19, Selaginella cangui-
nol — 7% и др.
Терраса 200-метрового уровня резко отличается от вышеописанных
террас четкостью своих элементов, несмотря на то, что в сравнении с ни-
ми она — более древняя. Характерным для нее является также значи-
тельная ширина, достигающая 3—3,5 км, при относительно небольшой
протяженности (2—3 км). Рыхлые отложения фиксируются не везде, но
там, где они сохранились, они представлены хорошо отсортированным
мелким галечником и гравием хорошей окатанности. Мощность аллю-
вия на отдельных участках достигает 20 м. В приувальных частях аллю-
вий повсеместно перекрыт коллювием мощностью до 10—15 м.
Терраса 250-метрового уровня в целом не имеет широкого распро-
странения, но на отдельных участках она занимает огромные площади,
как, например, ниже устья Арга-Моя. Элементы террасы, как и у пре-
дыдущей, выражены отчетливо. Рыхлые отложения ее представлены хо-
рошо окатанным мелким галечником и гравием. Мощность аллювия
составляет обычно первые метры, но на отдельных участках достигает
15—20 м.
Терраса 300-метрового уровня по \ своему характеру аналогична
250-метровой. Встречается она всего лишь в нескольких местах, но за-
нимает при этом большие площади, достигая ширины 2—2,5 км. Элемен-
ты террасы выражены хорошо. Рыхлые отложения в естественных обна-
жениях в большинстве случаев представлены коллювиально-элювиаль-
ными образованиями, но на отдельных участках сохранился и аллювий.
Характер последнего такой же, как и на 250-метровой террасе,— это
хорошо окатанный мелкий галечник, сцементированный песчано-глини-
стым материалом.
Терраса 400—450-метрового уровня сохранилась всего лишь в не-
скольких местах. Это водораздел Большой и Малой Куобах-Баги в их
нижнем течении (палеомеандра Индигирки), участок между ручьями
Хатыннах и Ампынья, по левобережью ручья Чучункур и выше устья
Бергенняха. Поверхность террасы имеет значительный уклон в сторону
современного русла, но элементы ее выражены отчетливо. Превышение
тыловой линии над бровкой составляет около 100—150 м. Не исключено,
что данная терраса объединяет два самостоятельных эрозионных уровня,
завуалированных с поверхности толщей коллювиальных наносов. Дока-
зательством этого может служить строение террасы на участке выше
устья Бергенняха. Здесь, в приувальной части, морфологически отчет-
ливо выражена небольшая площадка (1,5X0,5 км) с относительной вы-
сотой 450—500 м, четко отделенная от основной части террасы уступом
в 50—60 м.
Судя по данным разведки, на участке Ампынья-Хатыннах (линия
015 — см. рис. 3) и на водоразделе Большой и Малой Куобах-Баги
(линия 53) описываемая терраса повсеместно перекрыта толщей аллю-
вия, который у бровки выходит непосредственно на дневную поверхность,
99
7*
а в шриувальных частях погребен под коллювиальными наносами мощ-
ностью до 40 м и более (линия 53). Мощность аллювия также весьма
значительна. По линии 015 шурфы пройдены до глубины 20 м, а по ли-
нии 53 — до глубины 40 м, но ни один из шурфов не добит до копенных
пород. Аллювий представлен хорошо окатанным галечником мелких и
средних размеров (до 10—15 см) с незначительной примесью песка и
глины. Характерная особенность галечного материала — его сильная
выветрелость. Галька песчаников в свежем изломе имеет зональное
строение, а большинство гранитной гальки при слабом ударе легко рас-
сыпается в дресву.
Согласно определениям Р. А. Баскович (Шило, 1961), споро-пыльце-
вой спектр аллювия этой террасы следующий: споры (13—42%), древес-
ные (52—61%), кустарниковые (2—21%) и травянистые (I—5%). Из
числа спор 50—59% падает на сфагновые мхи. Древесные представлены:
Abies, Tsuga, Picea sect. Omorica, Picea sect. Eupicea, Picea sp., Pinus
n/p Haploxylon, Pinus n/p Diploxylon, Pinus sp., Pinus sect. Strobus,
Pinus pumila, Larix, Salix, Myrica, Pterocarya, Alnus, Betula, Corylus,
Carpinus, Fagus, Ulmaceae, Tilia.
Учитывая в приведенном спектре наличие широколиственных, фор-
мирование 400—450-метрового эрозионного уровня относится нами к
нижнечетвертичному времени.
Анализируя особенности морфологии, состав и строение рыхлых от-
ложений всех описанных уровней Индигирки, невольно обращает на
себя внимание комплекс террас от 40 до 150-метрового уровня (вклю-
чительно). Характерными особенностями их в отличие от всех других
террас являются.
1. Неясная выраженность элементов каждой террасы в отдельности
и отсутствие четкой разграниченности террас между собой (в большин-
стве случаев они плавно сочленяются друг с другом);
2. Двухслойный разрез аллювия — верхние горизонты его почти по-
всеместно представлены щебнисто-песчано-илистым материалом;
3. Резкие колебания мощности рыхлых отложений по простиранию
долины (от 10—15 до 50—70 м) в основном за счет верхнего горизонта.
Причины этих особенностей пока еще не вполне ясны. В порядке
предположения возможно высказать мысль, что это связано с леднико-
вым подпруживанием Индигирки и образованием в ее долине времен-
ного озерного бассейна, в котором и сформировался щебнисто-песчано-
илистый горизонт, перекрывший весь указанный комплекс террас. Время
формирования этого горизонта, по геоморфологическим и споро-пыльце-
вым данным, относится к концу эпохи верхнечетвертичного оледене-
ния. В принципе предположение о возможном подпруживании Индигир-
ки в эпоху верхнечетвертичного оледенения вполне допустимо, поскольку
имеются примеры, указывающие, что ледники данного оледенения, дви-
гавшиеся по долинам боковых притоков, в ряде случаев выходили в до-
лину Индигирки (реки Иньяли, Кар-Мустах). Наиболее вероятным ме-
стом подпруживания, по нашему мнению, является район Порожной
цепи.
Положение охарактеризованных выше террас в общей схеме страти-
графии бассейна Индигирки определяется нами следующим образом.
Отложения 400-метровой террасы по наличию в них пыльцы теплолюби-
вых (Tsuga, luglandaceae, Carpinus и др.) параллелизуются нами
с Джелканскими отложениями (Q/) Нерских впадин и относятся к до-
ледниковью (Трушков, Цхурбаев, 1964).
Отложения 300-метровой террасы параллелизуются с отложениями
200-метровой террасы ручьев Анки на Нерском плоскогорье, со старо-
речьем Малтана в бассейне речки Большой Тарын (см. статью Цхур-
<баева и статью Поповой и Скрябина в настоящем сборнике) и с нижне-
100
четвертичными отложениями ручья Базовского и относятся к предлед-
никовью (Qg)- ’
Формирование террасы 250-метрового уровня условно относится на-
ми к эпохе среднечетвертичного оледенения.
Отложения террас 70—250-метрового уровня относятся к межлед-
никовью и параллелизуются с отложениями погребенной части водораз-
дельной россыпи ручья Обнаженного.
Терраса 40-метрового уровня по времени своего образования син-
хронна верхнечетвертичному оледенению.
Все нижележащие эрозионные уровни относятся к послеледниковым
и имеют голоценовый возраст.
Основные притоки Индигирки в пределах зоны следующие
(приводятся в порядке их расположения по течению Индигирки): а) пра-
вые— Ючугей-Юрях, Тирехтях, Большая и Малая Куобах-Бага, Хатын-
нах, Еченка и Хатыс-Юрях; б) левые — Хаяргастах, Ольчан, Бергеннях,
Арга-Хатыннах, Арга-Мой, Иньяли и Таскан. Протяженность большин-
ства этих притоков колеблется от 20 до 50 км, а площадь водосбора от
100 до 500 км. Почти все они ориентированы в субширотном направле-
нии, параллельно складчатости осадочных пород, и приурочены либо
к осевым частям складчатых структур второго порядка (Билир, Берген-
нях, Арга-Хатыннах, Левая Куобах-Бага), либо к тектоническим нару-
шениям (Еченка, Иньяли, Таскан). Ширина долин колеблется от 1—2 км
в нижнем течении до первых сот метров в верховьях; форма профиля
в поперечном сечении от корытообразной до трапециевидной. Большин-
ство долин характеризуется асимметричностью. Склоны, обращенные на
север, крутые, местами обрывистые. Склоны, обращенные на юг, срав-
нительно пологие, иногда террасированные. Русло, как правило, при-
жимается к склонам северной экспозиции. Уклон продольного профиля
в нижнем течении 0,010—0,020, в верхнем — 0,030—0,040.
Сопоставление продольного уклона современного русла с уклоном
террас различных эрозионных уровней показывает, что чем выше терра-
са, тем меньше ее уклон. Например, уклон современного русла долины
Тирехтяха в ее среднем течении составляет 0,020 (по плотику), а уклоны
террас, расположенных здесь же, следующие (тоже по плотику): терра-
са 10—12-метрового уровня — 0,018, терраса 35-метрового уровня —
0,015, терраса 50—60-метрового уровня — 0,012. В связи с этим относи-
тельная высота всех террас к верховьям постепенно уменьшается, а тер-
расы последних циклов эрозии в ряде водотоков выклиниваются, не
доходя до верховьев. Подтверждением этого может служить относитель-
ная высота уровня ледниковых отложений в долине Индигирки и в ее
притоках. Так, если в долине Индигирки, как уже говорилось выше, лед-
никовые отложения располагаются на 40-метровой террасе, то в долине
Куобах-Баги (в 15 км от ее устья на участке ручьев Дельтовый — Котел)
высота террасы, перекрытой ледниковыми отложениями, всего лишь око-
ло 10 м, а в верховьях Куобах-Бати они располагаются непосредственно’
в пойме долины. Аналогичная картина наблюдается и в долине Иньяли.
В приустьевой части ее ледниковые отложения лежат на 40-метровой
террасе, а в 30—40 км вверх по долине (в районе Хангаласа) река еще
не размыла отложения, сформировавшиеся в результате ледникового
подпруживания.
Таким образом, притоки Индигирки, как и сама Индигирка, не имеют
равновесного профиля, и разные их участки переживают в настоящее
время различные стадии своего развития. Это особенно характерно для
притоков, располагающихся в области развития юрских отложений, где
врез гидросети благодаря сравнительной устойчивости песчаников идет
значительно медленнее, чем в песчано-глинистых сланцах триаса. Имен-
но этим, по-видимому, в большинстве случаев и объясняется широкое
101
развитие наледей и различная мощность аллювия в ряде притоков север-
ной подзоны. В качестве примера рассмотрим продольный профиль
Большой Куобах-Баги. В нижнем течении ее на протяжении первых
8 км мощность аллювия составляет 6—8 м, уклон долины 0,012—0,014.
На протяжении последующих 6 км мощность аллювия постепенно умень-
шается, и в русле реки появляются коренные породы. Уклон долины
увеличивается до 0,018—0,020. Далее мощность аллювия вновь возра-
стает и в 25 км от устья достигает 20 м. Уклон долины 0,016—0,018. На
границе этих двух участков ежегодно образуется мощная наледь
(2—3 ж), которая перекрывает всю долину и стаивает лишь в конце
лета. Образование наледи вызывает повышение местного базиса эрозии
для вышележащего участка, что и обусловливает его повышенную мощ-
ность. К верховьям реки мощность аллювия постепенно уменьшается
до 8—10 м.
Следует отметить, что мощность аллювия в притоках Индигирки
в северной подзоне, как правило, в 2—3 раза больше, чем в аналогичных
притоках в южной подзоне. Непосредственной причиной повышенной
мощности аллювия являются наледи; где нет наледей, мощности нор-
мальные и в северной зоне (например, речка Ага-Мой). Вопрос же о при-
чинах широкого развития наледей в северной подзоне пока неясен.
Гранулометрический и петрографический состав аллювия находится
в тесной зависимости от состава окружающих коренных пород и в об-
щем довольно однообразен. Преобладающее развитие во всех случаях
имеет гглька песчаников, в меньшей степени сланцев и еще меньше извер-
женных пород. Степень окатанности галечника от хорошей до средней,
валунистость наблюдается в основном вблизи массивов изверженных
пород и на участках развития даек.
Террасы по большинству притоков в отличие от Индигирки развиты
слабо. На склонах северной экспозиции их вообще почти нет, а на скло-
нах южной экспозиции они сохринились в виде обрывков протяжен-
ностью от первых сот метров до 2—3 км. Относительная высота наиболее
высоких террас в верхних частях долин обычно первые десятки метров
(до 50 ж), в средних — до 100—150 м и в нижних — до 250—300 м.
Изредка встречаются террасовидные площадки и более высокого уровня,
но аллювий на них не установлен. Наибольшее развитие имеют террасы
до 100 м. Определить количество террасовых уровней, произвести их
параллелизацию по простиранию долин и увязать с террасами Индигир-
ки на данной стадии изученности района не представляется возможным.
Наиболее полный комплекс террас в одном разрезе зафиксирован в до-
лине Левой Куобах-Баги, в ее среднем течении (рис. 4). Как видно из
рисунка, здесь установлено семь террасовых уровней. Наиболее древний
из них имеет высоту 85—90 м. Непосредственно выше этого участка со-
хранился небольшой обрывок 120—130-метровой террасы. Таким обра-
зом, в долине Левой Куобах-Баги развито минимум восемь террасовых
уровней. Это указывает на древность заложения Куобах-Баги. Основной
ее рисунок сформировался, по-видимому, уже в нижнечетвертичное вре-
мя. То же самое, вероятно, можно сказать и о других основных притоках
Индигирки.
Характер отложений на террасах, расположенных в верхнем и сред-
нем течении описываемых притоков, в целом аналогичен пойменным уча-
сткам. Следует отметить лишь несколько повышенную их мощность за
счет перекрытия аллювия делювиально-солифлюкционными наносами
(см. рис. 4). Совершенно иная картина наблюдается на террасах, рас-
положенных в нижнем течении. Здесь мощность рыхлых отложений до-
стигает 50—70 м (Хатыс-Юрях, Бергеннях, Ольчан), а иногда и до 100—
125 м (бассейн Большой и Малой Куобах-Баги). В вертикальном раз-
резе этой толши в большинстве случаев литологически отчетливо
102
• н
,950
940
930
930
910
Рис. 4. Поперечный профиль долины Левой Куобах-Баги в ее
среднем течении (разведочная линия).
1 — почвенно-растительный слой; 2 — галечник, сцементированный пес-
чано-глинистым материалом желто-бурого цвета (нижний горизонт);
3 — галечник, сцементированный песчано-глинистым материалом тем-
но-серого цвета; 4 — щебнисто-илистый материал с прожилками льда
(делювиально-солюфлюкционные отложения); 5 — линзы чистого льда;
6 — коренные породы (песчано-глинистые сланцы)
900
207
выделяются два горизонта. Нижний горизонт мощностью до 10 м также,,
как и в пойме, представлен хорошо окатанным галечником, а верхний —
щебнисто-илистым материалом с примесью остроугольных обломков
различного размера. Мощность этого горизонта вверх по течению обыч-
но быстро уменьшается, и в 10—15 км от устья он выклинивается совсем.
Рис. 5 Строение 70-метровой террасы ручья Хатыс-Юрях (разведочная линия 60).
1 — почвенно-растительный слой; 2 — галька с песком, глиной и редкими валунами; 3 — щебенка
с песком, илом и глиной; 4 — коренные породы (песчано-глинистые сланцы)
Например, мощность рыхлых отложений в приустьевой части Малой
Куобах-Баги составляет 100—125 м (линии 1000, 970 и 28 — см. рис. 14),
а в 6 км от устья она уже не превышает 30 м. Характерной особенностью
верхнего горизонта является также фациальная изменчивость его как
по вертикали, так и по ширине террас. В качестве примера можно при-
вести разрез 70-метровой террасы Хатыс-Юряха (рис. 5). Здесь мы на-
блюдаем следующую картину. Верхняя часть этого горизонта представ-
лена темно-серой илистой глиной с незначительной примесью мелкой
щебенки. Вниз по разрезу глина сначала обогащается, а затем полно-
стью замещается илами, песком и щебенкой. В основании горизонта
встречается хорошо окатанная галька. Аналогичные изменения наблю-
даются и вкрест простирания террасы. У бровки террасы (шурф 86)
этот горизонт представлен илисто-глинистым материалом с примесью
мелкой щебенки. По мере приближения к увалу количество щебенки
увеличивается с одновременным увеличением ее размеров, и непосред-
ственно близ увала (шурф ПО) весь этот горизонт представлен в основ-
ном крупной щебенкой, а ил, песок и глина играют лишь роль цементи-
рующего материала. В целом особенности состава и строения верхнего
горизонта рыхлых отложений на террасах нижних течений притоков
Индигирки позволяют предположить, что данный горизонт сформиро-
вался в озерном бассейне. Это еще один факт, указывающий, что Инди-
4104
гирка в период последнего оледенения, возможно, была временно под-
пружена.
Описанные притоки Индигирки принимают в себя значительное чис-
ло притоков более мелкого порядка (протяженностью до 10—15 км).
Наибольшее количество россыпей Прииндигирской зоны приурочено
именно к этим притокам. Большинство этих водотоков ориентировано
в меридиональном направлении и приурочено, по-видимому, к текто-
ническим нарушениям, так как притоки двух смежных рек нередко
располагаются в плане по одной прямой линии, являясь как бы продол-
жением друг друга. Ширина долин колеблется в пределах первых сотен
метров, продольный уклон от 0,05 до 0,10. Поперечный профиль в отли-
чие от притоков субширотного простирания, как правило, симметричный,
форма его от корытообразной до V-образной в зависимости от длйны
водотока. Форма долин в плане часто четковидная, что обусловлено пе-
ресечением пород различного литологического состава. Террасы неха-
рактерны. Рыхлые отложения в большинстве своем представлены слабо-
и среднеокатанными несортированными галечниками. Мощность их
обычно не превышает 10 ж, но в ряде случаев достигает 20—30 и даже
50—70 м. Повышенные мощности типичны прежде всего для участков
ледниковой деятельности, что связано либо с подпруживанием этих во-
дотоков ледниками (бассейн Иньяли), либо частичной перестройкой
гидросети (верховья Правой и Средней Куобах-Баги). Второй причиной
повышенной мощности аллювия в ряде ручьев является чрезмерно боль-
шая ширина долин на отдельных участках основных притоков Индигир-
ки (до 2 км). Миграция русла принимающего водотока по такой широ-
кой долине для боковых притоков равносильна повышению или пониже-
нию базиса эрозии, что соответственно влечет за собой уменьшение или
увеличение мощности аллювия в них. Например, в среднем течении Ле-
вой Куобах-Баги ее долина в результате слияния со Средней Куобах-
Багой расширяется с 800—1000 ж до 2 км. Русло в настоящее время на-
ходится у левого борта. Мощность аллювия в правых притоках состав-
ляет 30—40 ж (ручей Дождь, Мажор и др.), а в левых притоках не
превышает 10 ж (ручей Орда, Дедьен и др.). Выше этого участка и по
Левой, и по Средней Куобах-Баге мощность аллювия уменьшается
до 15—10 ж (ручей Буторенный, Минорный, Железистый и др.). Анало-
гичная картина наблюдается и в нижнем течении Правой Куобах-Баги.
Недостаточно пока еше ясны причины большой мощности аллювия во
многих ручьях, располагающихся вблизи долины Индигирки, т. с. либо
непосредственно впадающих в Индигирку (ручей Чучункур, Балаган-
Юрюете, Нельтах), либо приуроченных к нижнему течению основных
притоков Индигирки (ручьи Оттур-Юрюе, Осень, Рогатка). Характерно
для этих ручьев следующее: во-первых, чем дальше от устья принимаю-
щего водотока находится данный приток, тем меньше в нем мощность
рыхлых отложений; во-вторых, мощность рыхлых отложений в каждом
отдельно взятом ручье от устья к верховьям быстро уменьшается. При-
мером может служить бассейн Малый Куобах-Баги (см. рис. 14). Мощ-
ность аллювия по ручьям Балаган-Юрюете — до 70 ж, по Оттур-Юрюе —
до 50 ж, по Осени — до 30 ж, по Победе — до 10 ж. По ручью Балаган-
Юрюете в 1,5 км от устья мощность 70 ж, а в 3 км — 30 ж; по ключу
Оттур-Юрюе соответственно 50 и 25 ж; а по ключу Осень — 30 и 8 ж.
В вертикальном разрезе аллювия в ряде случаев так же, как и на терра-
сах Индигирки, наблюдаются два литологически различающихся гори-
зонта: нижний — слабоокатанный галечник; верхний — щебнисто-или-
стый материал с линзами льда. На границе этих горизонтов иногда встре-
чаются реликты погребенного почвенно-растительного слоя. Все
указанные особенности, на наш взгляд, хорошо объясняются, если учи-
тывать предполагаемое подпруживание Индигирки.
105
В заключение следует отметить, что в ручьях с большой мощностью
.аллювия современное русло во многих случаях не совпадает с погребен-
ным тальвегом. Иногда ручей настолько уходит в сторону, что выраба-
тывает себе новое русло в коренных породах. Этот факт необходимо
иметь в виду при поисково-разведочных работах.
Заканчивая описание гидросети, кратко остановимся на характери-
стике ее общего рисунка в целом по району. Анализ топографической
карты показывает, что распределение гидросети в бассейнах всех основ-
ных притоков Индигирки асимметричное. Однако характер этой асим-
метрии в различных притоках различен. У речек, располагающихся в
северной части района (речки Иньяли, Хатыс-Юрях, Еченка), протяжен-
ность южных притоков, их количество и общая площадь водосбора рез-
ко преобладают над северными притоками. В южной части района (реч-
ки Большая и Малая Куобах-Бага, Тирехтях, Ольчан) наблюдается
обратная картиАа. Здесь резко преобладают северные притоки. Подоб-
ный характер асимметрии наблюдается и к востоку от Прииндигирского
района — в бассейне Антагачана. Причиной такого распределения гид-
росети, по нашему мнению, является опережающее поднятие централь-
ной части района в его общем сводовом поднятии в четвертичном пе-
риоде. Ось этого поднятия ориентирована в субширотном направлении
(западо-северо-западном), проходя по водоразделам речек Еченка —
Куобах-Бага (на правобережье Индигирки) и Иньяли — Ольчан (на ле-
вобережье Индигирки). Характерно, что Онгохтахская и Иньяли-Оль-
чанская высокогорные гряды совпадают с указанным направлением и
являются, по-видимому, морфологическим выражением этого поднятия
в современном рельефе. Следует отметить также, что наиболее высокие
террасы Индигирки в Прииндигирском районе (свыше 300 ж) развиты
лишь в пределах рассматриваемого участка. Вероятно, и этот факт —
результат опережающего поднятия данного участка по сравнению с со-
седними.
Оледенение и ледниковые отложения
Роль ледниковой деятельности в формировании рельефа и россыпей
в пределах Прииндигирской зоны незначительна. Следы оледенения на-
блюдаются главным образом лишь по ее периферии на границах со
смежными высокогорными районами (на севере — Порожная цепь, на
востоке — Онгохтахская гряда, на западе — Иньяли-Ольчанская гряда).
Эти высокогорные гряды являлись областями аккумуляции ледников,
которые при своем движении частично заходили и в Прииндигирскую
зону, захватывая истоки наиболее крупных притоков Индигирки (Хатыс-
Юрях, Еченка, Большая Куобах-Бага, Бергеннях, Ольчан). Исключение
составляет Иньяли. Здесь ледник продвигался вплоть до устья и выхо-
дил даже в долину Индигирки. Доказательством являются ледниковые
отложения на 40-метровой террасе Индигирки, в приустьевой части
Иньяли и широкое развитие гранитных валунов в нижнем течении
ее правых притоков (ручьи Хангалас, Чалбы, Хара-Тиннях, Энгелях,
Берендей и Др.). Выходы гранитов в бассейнах этих притоков отсут-
ствуют. В пределах центральной части Прииндигирской зоны, к которой
приурочена основная золотоносная полоса, оледенением охватывались
лишь массивы изверженных пород с абсолютными отметками свыше
1800 м (Нюргун-Тасский, Тюбеляхский и Ынгырский). Из-за неблаго-
приятной морфологии массивов ледники эти были незначительными и
локализовались главным образом на северо-западных склонах. Радиус
деятельности их в связи с резкой расчлененностью рельефа не превышает
2—3 км и захватывает лишь водотоки, непосредственно дренирующие
данные массивы. Наиболее широко ледниковые отложения развиты
106
вокруг Нургун-Тасского массива. Ими перекрыты здесь на многих уча-
стках террасы Индигирки и Большой Куобах-Баги. Мощность их колеб-
лется в пределах нескольких десятков метров. Наиболее низким уров-
нем н^перемытых ледниковых отложений в долине Индигирки является
40-метровая терраса.
В вопросе о количестве оледенений в пределах Прииндигирской
зоны и смежных с нею районов среди исследователей нет единого мне-
ния. Одни из них выделяют три самостоятельных оледенения — ран-
иечетвертичное, среднечетвертичное и позднечетвертичное; другие скло-
няются к точке зрения двухкратного оледенения, ставя под сомнение
нижнечетвертичное; третьи признают лишь верхнечетвертичное оледе-
нение.
Наши наблюдения позволяют уверенно говорить лишь об одном оле-
денении— верхнечетвертичном. Каких-либо веских доказательств, одно-
значно решающих вопрос о среднечетвертичном оледенении, мы не
имеем. Либо Прииндигирская зона не охватывалась этим оледенением
в силу ее пониженного гипсометрического положения, либо его следы
частично уничтожены, а частично завуалированы верхнечетвертичным
оледенением. Последнее, на наш взгляд, наиболее вероятно, поскольку
имеются факты, которые можно интерпретировать как результат прояв-
ления двух оледенений. К числу таких фактов относится наличие в исто-
ках некоторых водотоков разрушенных циркообразных расширений с
абсолютными отметками порядка 1300—1400 м. Учитывая, что данный
уровень относится многими исследователями к нижней снеговой границе
среднечетвертичного оледенения, указанные цирки можно рассматри-
вать как ледниковые кары этого оледенения. Такие кары наблюдались
нами в бассейне Еченки в истоках ручьев Сенной, Сухой, Правый Леси-
стый. Очень трудно объяснить одним оледенением картину, наблюдаю-
щуюся в долине Иньяли в районе устья Силяпа. С одной стороны, здесь
отчетливо видны следы ледниковой деятельности (и эрозионные, и акку-
мулятивные) непосредственно в пойме долины, абсолютная высота ко-
торой 650—700 ж; а с другой — не менее отчетливые следы (в виде мар-
гинальных каналов и гранитных валунов) наблюдаются по склонам до-
лины до абс. отм. 1200—1300 м. Если принять, что все это следы
деятельности одного оледенения (верхнечетвертичного), то мощность
ледника на данном участке должна была составлять 600—650 м. Такая
мощность для верхнечетвертичного оледенения маловероятна и нигде в
бассейне Индигирки не установлена. Большинство исследователей
склонно считать максимальную мощность ледников верхнечетвертичного
оледенения порядка 250—300 м. По-видимому, мы имеем здесь дело со
следами деятельности двух оледенений — среднечетвертичного, которое
оставило маргинальные каналы и гранитные валуны на уровне свыше
1000 ж, и верхнечетвертичного, следы которого видны в современной
пойме и на низких террасах.
РОССЫПИ
История формирования россыпей Прииндигирской зоны в общих
чертах аналогична другим золотоносным районам бассейна Индигирки.
Отличительная черта этой зоны — тесная пространственная связь рос-
сыпей с дайками и отсутствие узлового распределения. Основная мас-
са выявленных россыпей приурочена к дайковым свитам, образуя обо-
гащенные полосы меридионального простирания. Особым богатством
отличается полоса, связанная с Нюргун-Тасской свитой. Наиболее круп-
ные и богатые россыпи размещаются в этой полосе.
Выше были выделены три основные типа рельефа: сглаженное сред-
негорье— в южной части района, повышенное среднегорье, местами пе-
107
реходящее в высокогорье,— в северной части и террасовый рельеф — по
долине Индигирки. Этим трем районам различного рельефа свойственны
и свои отличия в характере россыпей. Ниже переходим к характеристике
последних.
Россыпи южной части района
в среднегорном, сглаженном рельефе
Россыпи южной части района близки по своему типу к россыпям
Ольчано-Эльгинского нагорья и Нерского плоскогорья и представлены
пойменными и террасовыми типами в хорошо разработанных долинах
трапециевидного и асимметричного поперечного профиля. Аллювий в
долинах обычно небольшой мощности и состоит из мелкогалечного пес-
чано-сланцевого материала. Все россыпи находятся за пределами рас-
пространения ледниковой деятельности. В качестве примера рассмот-
рим россыпь речки Тирехтях.
Бассейн Тирехтяха территориально входит в геоморфологическую
область Ольчано-Эльгинского нагорья. Здесь хорошо выражены релик-
ты «пенеплена» в виде столообразных возвышенностей на сланцах. Од-
нако глубина вреза долин и степень расчленения древней поверхности
здесь более значительна, нежели в остальной части нагорья или на Нер-
ском плоскогорье.
Речка Тирехтях — правый приток Индигирки. Общее направление
долины северо-западное, близкое к широтному. Характерной особен-
ностью долины Тирехтяха является ее асимметричность — правый борт
пологий, террасированный, левый крутой, местами даже обрывистый.
Русло на всем протяжении реки тяготеет к левому борту. Ширина доли-
ны в нижнем и среднем течении составляет 1—2 км. В бассейне Тирех-
тяха наблюдается пять разновысоких террасовых уровней.
Терраса 5—7-метрового уровня (аккумулятивная) прослеживается
по правому и левому борту долины в ее нижнем и среднем течении.
Терраса 10—12-метрового уровня развита на участке между ручьями
Бедняк и Середняк, где она протягивается параллельно предыдущей,
имея ширину около 1000 м. Рыхлые отложения представлены средне-
галечным аллювием, мощность которого колеблется от 4 до 10 м.
Терраса 35-метрового уровня, как и предыдущая, сохранилась лишь
по правобережью долины на участке выше ключа Захаренко. Ширина
террасы — первые сотни метров, мощность аллювия — 8—10 м.
Терраса 50—60-метрового уровня так же, как и вышеописанная, про-
слеживается лишь в междуречье ключей Захаренко и Середняк. В релье-
фе она выражена слабо и является как бы продолжением 35-метровой
террасы. Рыхлые отложения представлены делювиально-коллювиальны-
ми образованиями и частично аллювием. Общая мощность их колеб-
лется от 6—8 до 15 м.
Терраса 85—100-метрового уровня прослеживается по правому бор-
ту долины почти без перерыва от Индигирки до ручья Середняк. В рель-
ефе она имеет вид плавно повышающегося склона, постепенно переходя-
щего в водораздел.
Кроме вышеописанных террас, местами фиксируются незначитель-
ные обрывки и более высоких уровней. Так, в приустьевой части ручья
Бедняк наблюдаются морфологически хорошо выраженные площадки
с относительным превышением над поймой Тирехтяха около 200 м. Ре-
ликты древней террасы с относительной высотой около 100 м сохрани-
лись и в верховьях Правого Тирехтяха. По своему гипсометрическому
положению эти обрывки могут сопоставляться с 300—400-метровыми тер-
расами долины Индигирки.
В бассейне Тирехтяха находятся три пространственно разообщен-
108
Рис. 6. Схема размещения россыпей в бассейне Тирехтяха и план
россыпи ручья Захаренко
(А) 1 — россыпь ручья Захаренко; 2 — верхняя россыпь Тирехтяха; 3 —
нижняя россыпь Тирехтяха (Б), /—2—песчано-глинистые сланцы Норийского
яруса (2 — контактово-метаморфизованные); 3 — граниты Нюргун-Тасского
массива, 4— развалы даек различного состава; 5—6 — кварцевые свалы;
5 — опробованные на золото, 6 — неопробованные; 7—9 — концентрации зо-
лота: 7 — минимальные, 9 — максимальные
ные россыпи. Одна из них располагается в долине ключа Захаренко,
а две другие — непосредственно в долине Тирехтяха.
Россыпь ручья Захаренко. Ручей Захаренко является пра-
вым притоком ручья Тирехтях в его нижнем течении (рис. 6). Коренные
породы, слагающие бассейн ручья, представлены песчано-глинистыми
сланцами норийского яруса, имеющими северо-западное простирание,
и гранитами Нюргун-Тасского массива, к южному склону которого при-
урочены истоки ручья. В экзоконтакте массива развита серия даек кис-
лого и среднего состава. Гидротермальные образования представлены
многочисленными, но маломощными и быстро выклинивающимися про-
жилками кварцевого и кварцкарбонатного состава, которые размещают-
ся как в осадочной толще, так и в дайках. Видимое оруденение в этих
прожилках в большинстве случаев отсутствует, но химическими анализа-
ми золото в небольших содержаниях зафиксировано.
109
Ширина долины ручья составляет 500—600 ж, поперечный профиль
ее асимметричен. Русло на всем протяжении прижимается к крутому
правому борту. По левому борту прослеживается 2—3-метровая акку-
мулятивная терраса и отдельные обрывки 5—10-метровой смешанной
террасы. Рыхлые отложения ручья представлены аллювием, который
в прибортовых частях долины местами перекрыт небольшим слоем кол-
лювия. Обобщенный разрез рыхлых отложений россыпи следующий:
Мощность, м
11. Почвенно-растительный слой......................................0,2
2. Коллювий развит главным образом по левому борту долины. Пред-
ставлен мелкой сланцевой щебенкой и обломками песчаника, сцементирован-
ных песчано-глинистым материалом. Мощность его обычно не превышает
2—3 м, но местами достигает.............................................. 5—6
3. Илы пойменной фации широкого распространения не имеют и встре-
чаются в основном лишь на поверхности 2—3-метровой аккумулятивной тер-
расы в виде отдельных пятен мощностью до................................0,5—1,0
4. Галечник — это основной горизонт рыхлых отложений и развит он
в долине повсеместно. Мощность его в среднем около 4 ж с колебаниями от
3 до 6 ж. Качественно состав гальки отвечает составу окружающих коренных
пород — сланцы, песчаники и граниты. В количественном отношении наиболь-
шее распространение имеет галька песчаников. Размеры гальки колеблются
в широких пределах, но преобладает галька средних и крупных размеров.
На долю галунов, которые представлены в основном гранитами, приходится
15—20%. Размеры их обычно не превышают 0,5—0,7 ж...............0,5—0,7
5. Приплотиковый элювий представлен мелкой щебенкой, постепенно
переходящей в неизмененные коренные породы ...................1,5—2,0
Плотик россыпи сложен тонкоплитчатыми глинистыми сланцами с
прослоями песчаников. Простирание их по отношению к ориентировке
ручья диагональное, падение крутое. Золотоносный пласт приурочен к
контакту аллювия с коренными породами. Наиболее обогащен припло-
тиковый элювий. В ту и другую сторону от него содержание золота рез-
ко падает, причем в коренных породах эти изменения совершаются бо-
лее плавно, чем в аллювии. Глубина проникновения золота в коренные
породы достигает 1,5—2 ж, но в среднем составляет около 1 м. Мощ-
ность золотоносного пласта колеблется от^первых десятков сантимет-
ров до 2—3 м. По морфологическим особенностям золотоносного пла-
ста и степени концентрации металла россыпь может быть разделена
на три участка. Верхний участок характеризуется чередованием небога-
тых коротких струй и гнезд, разделенных между собой пространствами
непромышленной золотоносности. Средний участок отличается выдер-
жанностью золотоносного пласта, значительной его шириной и повы-
шенными концентрациями металла. В приустьевой части россыпь вновь
разбивается на ряд струй и отдельных обогащенных гнезд. Среднее со-
держание, по сравнению с вышележащим участком, резко падает и на
выносе ручья становится непромышленным.
Коренной источник россыпи не установлен. Элементарные арифме-
тические подсчеты показывают, что кварцевые прожилки, которые раз-
виты в бассейне ручья, не могли сформировать этой россыпи. Под-
тверждением этого, в частности, является весьма слабая золотоносность
боковых притоков. Вероятнее всего россыпь ручья Захаренко сформи-
ровалась за счет разрушения небольшого, но богатого рудопроявления,
располагавшегося в экзоконтакте Нюргун-Тасского массива на более
высоком эрозионном уровне.
Верхняя россыпь Тирехтяха расположена по правому бор-
ту ручья Правый Тирехтях в его приустьевой части на террасах 10—12-
и 35-метрового уровня. Кроме этих террас на данном участке развиты
также террасы высотой 5—7, 50—60 и 80—100 м (рис. 7). Коренные
породы так же, как и в бассейне ручья Захаренко, представлены песчано-
глинистыми сланцами триаса. Дайки и кварцевые жилы в районе место-
рождения не установлены. 4 s
110
Россыпь 10-12-метровой
террасы состоит из трех обо-
гащенных параллельных
струй, разобщенных между
собой участками с непро-
мышленным содержанием.
Относительно простирания
цолины струи ориентирова-
ны под углом 30—40°. Золо-
тоносный пласт приурочен
к контакту аллювия с корен-
ными породами и на 2/3 рас-
полагается в приплотиковом
элювии и коренных породах
и на 73 в аллювии. Мощ-
ность его в целом по россыпи
колеблется от 0,6 до 2,0 ж,
но по большинству шурфов
составляет около 1 м. Мощ-
ность торфов колеблется от
3 до 5 м. Представлены они
хорошо окатанной галькой
песчаников (^0—80%) и
сланцев (20—30%) с при-
месью песчано-глинистого
материала. Сверху галечни-
ки повсеместно перекрыты
горизонтом илов мощностью
от 0,2 до 2 м. Плотик рос-
сыпи сложен тонкоплитча-
Рис. 7. План верхней россыпи Тирехтяха
1 — песчано-глинистые сланцы Норийского яруса; 2 —
юрские песчаники; 3—6 — концентрации золота: 3 — ми-
нимальные, 6 — максимальные
тыми песчано-глинистыми
сланцами с прослоями песчаников. Поверхность плотика слабоволнистая
без резких выступов и западений. Приплотиковый элювий состоит из
мелкой щебенки сланцев с незначительной примазкой глины. Мощность
его — 1—2 ж.
Россыпь 35-метровой террасы — по существу продолжение 10-метро-
вой террасы, которая образовалась за счет ее размыва. В районе место-
рождения 35-метровая терраса сохранилась в виде небольшого обрывка
протяженностью около 500 ж и шириной до 200 ж. От 10-метровой тер-
расы он отделен вертикальным уступом коренных пород. Рыхлые отло-
жения представлены аллювием мощностью 6—8 ж. Характерной его чер-
той является обилие глинистого материала желтовато-бурого цвета (не
менее 50%) и сильная выветрелость галечника. Многие гальки, внешне
сохраняя свою форму, на самом деле представляют собой рыхлую пес-
чано-глинистую массу рыжевато-бурого цвета, легко разминающуюся в
руках.
Россыпь представлена двумя небольшими струями протяженностью
в сотни метров. Характерно, что в плане эти струи являются непосред-
ственным продолжением струй 10-метровой террасы. Никакого смеще-
ния их относительно друг друга в горизонтальном направлении не на-
блюдается, несмотря на то, что по вертикали золото 10-метровой терра-
сы переотложено на 25 ж ниже.
Образование верхней россыпи Тирехтяха так же, как и россыпи
ручья Захаренко, связано, по-видимому, с разрушением местного корен-
ного источника, располагавшегося на более высоком гипсометрическом
уровне, поскольку за пределами россыпи как в долине Тирехтяха, так.
и в его притоках золотоносность очень слабая.
11Т
Нижняя россыпь Тирехтяха по характеру рыхлых отложений, строе-
нию плотика и составу коренных пород ничем не отличается от только
что описанной верхней россыпи (участок 10—12-метровой террасы), по-
этому на ее описании останавливаться не будем. Следует отметить лишь,
что она располагается непосредственно в пойме долины.
Россыпи северной части района
(повышенное среднегорье)
Россыпи северной части расположены в области развития твердых
песчаников верхней юры, в более резко расчлененном среднегорном
рельефе. Долины здесь более врезанные, поперечные профили их V-об-
разные и трапециевидные и менее террасированы. Характер отложений
более грубый со значительным процентом булыжника из твердых песча-
ников.
В долинах нередки обширные таликовые зоны с подрусловым по-
током, возможно связанные с молодыми разрывными нарушениями. Ме-
стами распространены проявления ледниковой деятельности. Россыпи
преобладают неглубокие пойменные и террасовые, иногда сформиро-
ванные при участии ледниковой деятельности; известны древние россы-
пи в реликтах отмершей межледниковой гидросети.
Весьма характерны для этой части района россыпи речек Большая
и Малая Куобах-Бага, которые впадают в Индигирку справа, несколь-
ко ниже речки Тирехтях.
Россыпи этих речек представлены главным образом пойменными раз-
новидностями и переотложены на современный уровень с более высоких
террас. Остатки последних установлены во многих местах и также не-
сут промышленные месторождения. Эти более древние уровни представ-
ляют собой реликты межледниковой гидросети, подвергшейся частично-
му перераспределению. В результате значительного врезания совре-
менных водотоков, некоторые из реликтов древних долин и связанные
с ними россыпи оказались в «приподнятом» состоянии.
Одной из таких россыпей является россыпь ручья Обнаженного, рас-
полагающаяся в междуречье Правой и Средней Куобах-Баги в их сред-
нем течении. Отмирание этого участка обусловлено серией взаимных
перехватов между Правой и Средней Куобах-Багой. Последовательность
"этих перехватов показана на рис. 8.
Современные истоки Правой и Средней Куобах-Баги в нижнечетвер-
тичное время принадлежали одному из правых притоков Антагачана
(рис. 8, а). Затем (предположительно в конце нижнечетвертичного вре-
мени) они были перехвачены Средней Куобах-Багой (рис. 8, б). Несколь-
ко позднее этот участок был перехвачен левой вершиной ручья Обнажен-
ного (рис. 8, в). Ручей Обнаженный в конце среднечетвертичного вре-
мени в свою очередь был перехвачен левым притоком ручья Люнкитали,
который и дал начало Правой Куобах-Баге (рис. 8, г). В результате
этого перехвата нижний участок долины ручья Обнаженного оказался
отмершим. Правая Куобах-Бага в настоящее время врезалась относи-
тельно уровня этой долины на глубину около 100 м. В период послед-
него оледенения в результате образования моренного вала в приустье-
вой части левой вершины Правой Куобах-Баги эта вершина вновь ста-
ла истоком Средней Куобах-Баги (рис. 8, d). С этого момента гидросеть
на данном участке приобрела современный рисунок и никаким пере-
стройкам больше не подвергалась.
Протяженность ручья Обнаженного в его современном виде состав-
ляет около 3 км. Долина его по своему геоморфологическому строению
отчетливо делится на два участка, которые характеризуются следующи-
ми параметрами (рис. 9).
112
.Рис. 8. Схема последова-
тельности перестройки
гидросети в бассейне
Правой и Средней Куо-
бах-Баги
I — реликты древней гидросети; II — моренный вал
а — первая половина нижнечетвертичного времени; б — вторая половина нижнечетвертичного вре-
мени; в — первая половина среднечетвертичного времени; г — вторая половина среднечетвертично-
го времени; д — современный рисунок гидросети
/ — Большая Куобах-Бага; 2 — Правая Куобах-Бага; 3 — ручей Люннитали; 4 — Левая Куобах-Бага;
5 — Средняя Куобах-Бага; 6 — ручей Обнаженный; 7 — правый приток Антагачана
Нижний участок: долина V-образная с крутыми склонами, ширина
ее 150—200 ж, террасы отсутствуют, продольный уклон плотика 0,06,
мощность рыхлых отложений 15—20 м.
Верхний участок: долина корытообразная, ширина 500—600 ж, про-
дольный уклон плотика 0,03, мощность рыхлых отложений 35—40 ж, по
правому борту прослеживаются две погребенные террасы высотой 20
и 40 ж.
Верхний участок представляет собой погребенные остатки древней
долины, а нижний — это долина современного ручья.
Разрез рыхлых отложений на верхнем участке следующий (обобщен-
ный разрез по шахтам 60 и 61, расположенным в левой вершине ручья):
Мощность, м
1. Современный почвенно-растительный слой . . .............0,3—0,5
2. Линза чистого льда молочно-белого цвета. Мощность 6—8 м, протя-
женность более 0,5 км..............................................0,5
3. Погребенный почвенно-растительный слой.......................0,01-—0,15
4. Мелкая сланцевая щебенка (с незначительной примесью остроуглова-
тых обломков песчаника -размером 10—15 см), сцементированная песчано-
йлистым материалом темно-серого цвета..............................10—42
5. Реликты древнего почвенно-растительного слоя с древесными остат-
ками диаметром до 1 см.
6. Горизонт песчано-илистого материала темно-серого цвета с редкой
щебенкой и мелкой галькой. Характерна отчетливая слоистость, выражаю-
щаяся в чередовании прослоев различной зернистости.................4—5
7. Песчано-галечный горизонт. Галька средних размеров и средней ока-
танности, представлена в основном песчаниками......................10—12
8. Коренные породы.
Формирование этих отложений представляется нам в следующем
виде. Галечники и перекрывающие их илы — это аллювий, сформиро-
вавшийся к моменту< отмирания долины, а вышележащий илисто-щеб-
нистый горизонт — это делювиально-солифлюкционные отложения,
накопившиеся после отмирания долины. Происхождение линзы льда не-
ясно. Характер спорово-пыльцевых спектров показывает, что время фор-
8 Геология россыпей золота
113
мирования всей этой толщи относится к концу среднего плейстоцена
(Попова, 1964). Исключение составляет лишь почвенно-растительный
слой под линзой льда. Спорово-пыльцевой спектр его типично леднико-
вый (таблица).
Россыпь ручья, так же как и его долина, по своему строению делится
на те же два участка. На нижнем она представлена одной узкой струей,
приуроченной к наиболее глубокой части тальвега, а на верхнем мы
имеем три практически самостоятельных россыпи — россыпь 40-метро-
вой террасы, россыпь 20-метровой террасы и россыпь тальвега (см.
рис. 9).
Золотоносный пласт и на террасах, и в тальвеге приурочен к контак-
ту аллювия с коренными породами. По мощности 7з его размещается
в аллювии и 2/3 в приплотиковом элювии и коренных породах. Распре-
деление золота на террасах более или менее равномерное, а в тальвеге
наиболее обогащенным является нижний участок, Средние содержания
и вертикальные запасы здесь примерно в 2 раза выше, чем на верхнем
RSSJ' 2 |—-|з ЕгЗ4 1--Н» I ЛИ I6 1:7 :17
'ШЯ* LZ..I9 I -i' I'Q I * I11 1<Г-J12 ~-113
Рис. 9. Геоморфологическое строение и план россыпи ручья Обнаженного
/ — среднеюрские песчано-сланцевые отложения; 2 — дайки; 3 — кварцевые жилы; 4 — разрывные
нарушения; 5 — контуры древней долины; 6 —конуса выноса; 7—9 — концентрации золота; 7 —мини-
мальные, 9 — максимальные; 10 — высыпки кварца; 11 — места взятия золотосодержащих проб;
12 — аллювиальные отложения; 13 — делювиально-солифлюкционные отложения
114
Таблица ® Спорово-пыльцевые спектры рыхлых отложений руч, Обнаженный
Ссстав пыльцы и спор Место и глубина взятия проб, м
Шахта Ь0 почвен- ,но- растительный слой под линзой льда, 6—7 Шахта 60 илисто- щебнистый гори- зонт, 10—11 Шахта 61 илисто- щебнистый гори- зонт, 10—11 Шахта 58-Бис или- сто-щебнистый го- ризонт, 10—11 Шахта 60 погре- бенный почвенно- растительный слой, 16—17 Шахта 60 песчано- илистый горизонт, 19—20 Шахта 61 песчано- илистый горизонт, 25-26 Шахта 60 песчано- галечный горизонт, 30—32 Шахта 61 песчано- галечный горизонт, 34-36
Picea sec. Eupicea . . . — . — — — 0,5
« § Picea sec. Omorica . . . — — — — 0,5 — — — —
X £ Picea obovata — 2,5 — — 0,5 0,5 — — —
Я г?. Pinus n/p Haploxylon . . 4+ — 1 — 6 — 5 — 6,5
Ф Pinus pumila ...... — — 5 2 20 — 5 50 9
g а Pinus silvestris 6+ 12,5 — 0,5 6,5 4 1 4 4,5
& § Larix — — — 6 15 — — — 2
2 я Betula (древовидные) — 40 4" 6 6 1 4 1 6
Is. Betula (кустарниковые) 7+ 27 67 44 33 78,5 24 40 49
Alnus — — — 0,5 — — 0.5 — —
с £ Alnaster 4+ 18 22 40 12,5 14 60,5 5 20,5
X Salix 5+ — 1 0,5 1 2 — — 2
Potamogetonaceae .... 3 — — — — 1 — — 3,5
X л Alismataceae 1 — — — 1 0,5 — — —
CQ О Водные формы . . 1 — — — — — — — —
X О' Gramineae 5 23 — 5 5,5 7,5 2 10 2
S X Cyperaceae 40,5 1,5 2 — 29,5 — — — 20
Я Polygonaceae 6,5 15 — — — 4,5 4 15,5 1
Polygonum bistort a . . . 0,5 — — — — — — — —
х” Fagop у rum sp — — — — 0,5 — —• — —
гХ S Я Chenopodiaceae — 7 7 —. — — 3,5 — 1
К X <и Caryophyllaceae .... 13,5 1 12 3 6 7,5 2 1 5,5
з ь Cruci ferae — — — — — — 0,5 — —
о S 04 Onagraceae 0,5 1 — .— 2,5 1 0,5 5 0,5
я 0s Umbelliferae — — — — — — 0,5 — —
я Ericales 2 24 45 79 33 37,5 43,5 58 53,5
О. р Convolvulaceae 1 — — — 1 2,5 — — 0,5
та Polemonium sp 0,5 — 3 — 0,5 — — — 0,5
Я я Valerianaceae 1 — — — 0,5 — — — —
Artemisia ....... 12 9,5 7 10 9 22,5 18 2,5 5,5
л Е Compositae 3 4 — — 1 3,5 0,5 2 3
Разнотравье 9 14 24 3 10 8 25 6 3,5
Bryales 37,5 9 20,5 4,5 47,5 14,5 2 — 11
Sphagnales 1 9 39,5 23 3 4 24,5 4,5 45,5
Polypodiaceae 5,5 70 31 69 31 60 58,5 63,5 24
Dryopteris sp — — — — — 3,5 — — —
Botrychium cf. boreale — — — 0,5 — 1,5 — — —
о Ophioglossum sp. . — — — — — — — — 0,5
Filicales — — — — 0,5 1,5 —. 9 —
та Equisetum sp —. — — — 4 — —. — —
Lycopodiaceae — — — 0,5 — — 1 — —
о (j Lycopodium appressum . . 3 6 2 — 2 — 5 5 2
Lycopodium alpinum . . — — — — — — — — 0,5
Lycopodium cf. inundatum 0,5 — — — — 0,5 — — —
Selaginella sibirica . . . 52,5 6 7 1 И 13 6 18 16
Selaginella sanguinolenta — — — — 0,5 — — — —
Selaginella Helvetica , . — — — 1 0,5 1,5 3 — 0,5
я та Пыльца древесных и кус- тарниковых растений 3 32 46 44 38 32 42 37,5 4225
о о о Пыльца травянистых и кустарниковых растений 61 55 27 8 19 16 19 35 31
9S Я Споры 36 13 27 48 43 52 39 27,5 26,5>
S’ \о Сумма сосчитанных зерен 426 243 216 381' 600 600 460 339 480,
о Количество просмотрен- ных препаратов .... 2 7 3 2 2 2 2 4 ! 2
115
8*
участке. Это связано с тем, что террасы на данном участке уничтоже-
ны, а золото с них переотложено в тальвег.
Коренные породы, слагающие бассейн ручья, представлены плотны-
ми мелкозернистыми песчаниками с прослоями песчано-глинистых слан-
цев. На склоне левого борта долины разведочными работами выявлено
несколько сильно измененных даек с редкими маломощными кварцевыми
прожилками. Небольшие кварцевые жилы выявлены и в осадочной
толще.
Коренной источник россыпи не установлен. Связывать ее образова-
ние с упомянутыми жилами и прожилками в том виде, в каком мы на-
блюдаем их сейчас, нет никаких оснований. Во-первых, они немного-
численны, а во-вторых, золотоносность их весьма слабая (видимое зо-
лото ни в дайках, ни в кварцевых жилах не установлено). Возможность
привноса золота из верхнего течения древнего Обнаженного тоже исклю-
чается, так как россыпь выклинивается, не доходя до долины Правой
Куобах-Баги. Вероятнее всего, россыпь сформировалась за счет рудо-
проявления, располагавшегося в верхнем течении современного ручья
Обнаженного, но на более высоком гипсометрическом уровне. Современ-
ные кварцевые жилы и прожилки являются, по-видимому, реликтами
этого уничтоженного рудопроявления.
Другим примером межледниковых россыпей может служить террасо-
вая россыпь речки Левой Куобах-Баги, расположенная в ее приустье-
вой части по правому борту1. Высота этой террасы относительно совре-
менной поймы в среднем около 70—80 ж (у бровки 50—60 ж, в при-
увальной части 90—100 м). Протяженность террасы по простиранию
долины около 3 км, ширина до 500 м. В вертикальном разрезе она пред-
ставляет собой ступенчатый ряд с цоколем из коренных пород, завуали-
рованных с поверхности делювиально-солифлюкционными отложениями.
Общая мощность рыхлых отложений колеблется от первых метров у
бровки террасы до 40 м в ее приувальной части, при этом на долю ал-
лювия приходится всего лишь 6—10 ж, а остальное составляют делю-
виально-солифлюкционные наносы.
Основу россыпи составляет сравнительно узкая непрерывная струя,
прослеживающаяся на протяжении всей террасы. Местами она сопро-
вождается примыкающими к ней короткими боковыми струями и не-
большими обогащенными линзами. Золотоносный пласт размещается
на коренных породах и литологически ничем не отличается от вмещаю-
щего его аллювия. Образование россыпи связано, по-видимому, с про-
ходящей на данном участке серией даек нюргун-тасской свиты. Дайки
пронизаны кварцевыми прожилками, которые, по данным опробования,
слабозолотоносны. Время формирования россыпи относится нами к кон-
цу межледниковья, так как на нижележащем участке долины (между-
речье ручьев Дельтовый — Котел) ледниковые отложения, перекрываю-
щие здесь весь склон Нюргун-Тасского массива, опускаются до уровня
10-метровой террасы.
Для характеристики пойменных россыпей рассмотрим россыпь, раз-
мещающуюся в долине речки Большой Куобах-Баги на участке слия-
ния Правой и Левой Куобах-Баги. Ширина долины Большой Куобах-
Баги на данном участке составляет около 2 км. Поперечный профиль
ее корытообразный, почти симметричный. Днище плоское, слегка на-
клоненное к левому борту долины, где располагается современное рус-
ло. По правому борту долины, начиная от устья Правой Куобах-Баги
на протяжении 2 км прослеживаются 8—10-метровая аккумулятивная
терраса и 100—200-метровая нерасчлененная терраса, перекрытая делю-
виально-солифлюкционными отложениями. Левый борт долины, являю-
1 Предварительные данные.
П6
хцийся северным склоном Нюргун-Тасского массива, повсеместно пере-
крыт ледниковыми отложениями, которые, как уже указывалось выше,
спускаются до уровня 10-метровой террасы. Есть основания предпола-
гать, что весь этот склон представляет собой серию террас, перекрытых
ледниковыми отложениями, причем, судя по отдельным обнажениям,
аллювий на этих террасах не подвергся ледниковому выпахиванию.
Коренные породы на участке месторождения, в том числе и в пло-
тике россыпи, представлены чередующимися пачками песчаников и
песчано-глинистых сланцев и дайками нюргун-тасской свиты, которые
и являются коренным источником россыпи. Простирание осадочных по-
род совпадает с простиранием долины, а дайки секут ее почти под пря-
мым углом. Мощность аллювия в долине составляет около 6 ж с коле-
баниями от 4 до 8 м. Левая половина долины отличается обильной валу-
нистостью, что связано с перемывом ледниковых отложений. Плотик
россыпи в связи с неоднородностью состава коренных пород характери-
зуется большим количеством небольших выступов и западений, ориен-
тированных по простиранию долины. Строение россыпи показано на
рис. 10 и 11 и пояснений не требует.
Совершенно иными чертами характеризуется пойменная россыпь од-
ного из правых притоков Индигирки, впадающего в последнюю не-
сколько ниже Большой Куобах-Баги. Долина этого притока ориентиро-
вана в северо-западном направлении параллельно простиранию осадоч-
ных пород. Ширина ее в верховьях около 200—250 м, в низовьях около
1 км. Поперечный профиль трапециевидный, симметричный. По левому
борту местами наблюдаются обрывки 10—12-метровой террасы.
Коренные породы представлены среднеюрскими крупнозернистыми
песчаниками с редкими прослоями песчано-глинистых сланцев и много-
численными дайками нюргун-тасской свиты. Мощность даек колеблется
от первых метров до нескольких десятков метров, простирание меридио-
нальное, почти перпендикулярное к простиранию осадочных пород. Дай-
ки пронизаны многочисленными кварцевыми прожилками и являются
коренными источниками россыпи.
Рыхлые отлоЖения долины представлены слабо сортированными га-
лечниками, мощностью 20—25 м. В центральной части долины прослежи-
вается полоса обильно водоносных таликов шириной от первых десятков
метров до 100 м. В зимнее время таликовая зона в ряде мест промер-
зает, и в долине образуются наледи, которые и обусловливают повышен-
ную мощность аллювия. Плотик россыпи в связи с неоднородностью
литологического состава слагающих его пород изобилует резкими вы-
ступами и западениями с превышением их относительно друг друга до
2—3 м. Коренные породы в плотике разрушены до 1 —1,5 м. Золотонос-
ный пласт приурочен к контакту аллювия с приплотиковым элювием и
располагается одновременно как в том, так и в другом (рис. 12). Мощ-
ность его колеблется от 0,5 до 3 м, что обусловлено в основном неравно-
мерным проникновением золота в коренные породы. В плане россыпь
имеет линзовидно-струйчатое строение. Наиболее богатые участки на-
ходятся в приустьевых частях левых притоков, что указывает на вынос
металла из этих притоков. В тех местах, где сохранились обрывки 10—
12-метровой террасы, пойменная россыпь сопровождается россыпью
данной террасы. По своему характеру террасовая россыпь аналогична
пойменной.
Кроме описанной долинной россыпи, промышленные концентрации
металла установлены и в ряде боковых притоков. Притоки эти и по сво-
ей морфологии, и по золотоносности однотипны. Долины их узкие V-об-
разные, продольный уклон крутой (0,07—0,10), протяженность от 2 до
5 км. Ориентированы вкрест простирания осадочных пород (параллель-
но дайкам). Аллювий представлен слабо окатанной галькой с валунами
117
Рис 10 Строение золотоносного пласта в плане пойменной россыпи р Большая Куобах-Бага
1—5 — концентрации золота: /--минимальные, 5 — максимальные
/ — почвенно-растительный слой; 2 — аллювий; 3 — коренные породы (песчаники и сланцы); 4—5 — концентрации золота 4 — низкие; 5 — высокие
и незначительным количеством песчано-глинистого материала. Мощ-
ность его в верхнем и среднем течении составляет 6—8 ж, а в приустьевых
частях, так же как и в долине основного водотока, достигает 20 м. При
этом в некоторых ручьях устанавливаются погребенные террасы с отно-
сительным превышением их цоколя над тальвегом 8—10 м. В приуваль-
ных частях долины повсеместно перекрыты крупноглыбовым делювием
мощностью до 3 м.
Россыпи представлены протяженными узкими струями, приурочен-
ными к наиболее глубоким частям тальвегов. Золотоносный пласт, как
Рис. 12 Поперечный разрез глубокой пойменной россыпи одного
из правых притоков р. Индигирки
1 — ил; 2—галечники с валунами, песком и глиной; 3—4— коренные породы:
3 — дайки, 4 — песчаники с прослоями глинистых сланцев; 5—6 — концентрации
золота: 5 — высокие, б — низкие
и в долинной россыпи, приурочен к контакту аллювия с коренными по-
родами, но иногда золотинки встречаются и в торфах. Последнее ука-
зывает на то, что золото в какой-то мере поступает из коренных источ-
ников и в настоящее время.
В крайней северной части Прииндигирский район ограничивается
Тасканской впадиной и Порожной цепью, сложенной гранитами. Рельеф
здесь более резкий и в Порожной цепи переходит в высокогорный, аль-
пийский с интенсивными проявлениями ледниковой деятельности. Соот-
ветственно этому здесь встречаются россыпи, образованные при участии
ледниковой деятельности, характерные для высокогорья. В местах пони-
женных высот встречаются обычные эрозионные типы россыпей, анало-
гичные описанным выше. Такова россыпь ручья Дегунья, находящаяся в
бассейне р. Еченки (правый приток Индигирки). Она весьма характерна
своей близкой связью с проходящей здесь серией даек нюргун-тасской
свиты (рис. 13). Долина ручья имеет субмеридиональное направление,
перпендикулярное простиранию осадочных пород и параллельное про-
стиранию даек. Поперечный профиль долины корытообразный симмет-
120
ричный, ширина долины в нижнем течении около 500 ж, а в верхнем —
около 50 м, средний уклон 0,05—0,06. На всем протяжении долины про-
слеживается 2—3-метровая аккумулятивная терраса и кое-где реликты
10-метровой цокольной террасы. Пойма долины плоская, местами забо-
лочена, в верховьях завалена крупноглыбовым обломочным материалом.
Осадочные породы субстрата представлены среднеюрскими песчаниками
с редкими прослоями песчано-глинистых сланцев. Простирание пород
северо-западное, почти перпендикулярное долине. Мощность аллювия
в нижнем течении составляет 15—18 ж, а к верховьям уменьшается до
6—8 м. Россыпь прослеживается на протяжении всего ручья в виде
широкой полосы, осложненной раздувами и пережимами. Наиболее
крупные раздувы приурочены к приустьевым частям ручьев Кварцевых,
которые и дают начало описываемой россыпи. Золотоносный пласт, как
и в других россыпях, приурочен к контакту аллювия с коренными поро-
дами и литологически ничем не отличается от торфов. Распределение
металла по простиранию россыпи сравнительно равномерное, с посте-
пенным уменьшением средних содержаний от верховьев к устью. Рос-
сыпи ручьев Кварцевых по своему характеру аналогичны россыпям при-
токов вышеописанного месторождения.
Коренными источниками россыпи ручья Дегунья и его притоков яв-
ляются многочисленные кварцевые прожилки со слабым оруденением,
размещающиеся в дайках и частично осадочных породах.
Комплекс небольших россыпей, образованных при участии леднико-
вой деятельности, находится в нижнем течении Иньяли. Долина этой
реки представляет собой большой трог «стволового» ледника, спускав-
шегося из верховий. На устье Иньяли им отложена морена на 40-метро-
вой террасе Индигирки. Рыхлые отложения в тальвеге достигают зна-
чительной мощности (20—30 ж) и состоят из крупногалечного аллювия
с булыжником и редкими валунами. Вероятно, он представляет собой пе-
ремытые ледниковые образования. В нем установлено два горизонта
таликов, разделенных мерзлыми прослоями. На бортах долины, в ее
верхнем течении, сохранился ряд маргинальных каналов.
Часть небольших правых притоков была подпружена с устья льца-
ми и несет значительные мощности рыхлых отложений, которые пере-
крывают небольшие россыпи на плотике. В приустьевых частях неко-
торых притоков (ручья Хангалас) выработаны постледниковые эпиге-
нетические русла, и сохранились небольшие отрезки межледниковых
староречий.
Левые распадки, берущие свое начало с водораздела Тасканской
горной гряды, имеют в верховьях кары и троговые профили долин.
В этом участке известны небольшие подпрудно-погребенные россыпи,
слабая золотоносность троговых долин в притоках и другие типы рос-
сыпей, формировавшиеся при участии ледниковой деятельности. При-
меры подобных россыпей были описаны при характеристике их в цепях
системы Черского и потому здесь не приводятся.
Россыпи террасового рельефа во влиянии Индигирки
Вдоль Индигирки расположена широкая полоса террасового релье-
фа с относительными высотами до 400—500 м. Здесь имеются условия
для нахождения генетико-морфологического комплекса россыпей боль-
ших долин с мощным водным потоком. Возможность формирования
промышленных россыпей в таких условиях иногда ставится под сом-
нение, однако примеры их существования на Северо-Востоке извест-
ны— это реки Берелех, Эльги, Нера, Аллах-Юнь. Известны такие
россыпи и в долине Индигирки — россыпь Сайлык (район Большого
Тарына).
121
Рис. 13. Геологическое строение и план россыпи ручья Дегунья
1-3- юрские песчаники; 4 - дайки различного состава; 5-7 - концентрации золота: 5 - низкие, 6 - средние, 7 - высокие; S-кварцевые свалы
В пределах Прииндигирской зоны известные проявления россыпной
золотоносности в долине Индигирки представлены небольшими щеточны-
ми россыпями в русле, различными проявлениями на террасах всех
уровней вплоть до 400-метровой и россыпями боковых притоков, размы-
вающих террасы Индигирки. Ниже дадим краткую характеристику наи-
более типичных проявлений россыпной золотоносности в этой геоморфо-
логической обстановке. В качестве примера рассмотрим россыпь Хапта-
гай-Хая, располагающуюся непосредственно в долине Индигирки, и рос-
сыпи приустьевой части Большой и Малой Куобах-Баги, образовавшиеся
за счет размыва индигирских террас.
Россыпь X а пта г а й-Х а я располагается в правобережной части
долины Индигирки в междуречье Сиегей-Юряха и Арга-Юряха (ши-
ротный отрезок Индигирки перед Порожной цепью, см. рис. 1). Шири-
на долины в районе месторождения составляет около 3 км, ширина русла
250—300 м. По обеим сторонам долины развиты террасы следующих
эрозионных уровней: 10 (аккумулятивная), 20-, 50- и 120-метровые. Ко-
ренные породы непосредственно на участке месторождения представле-
ны песчано-глинистыми сланцами триаса и небольшим штоком грано-
диоритов (0,5 км2), обнажающимся в борту долины (массив Хаптагай-
Хая); шток сечется многочисленными кварцевыми жилами (с золотом),
за счет разрушения которых и сформировалась россыпь. Россыпь рас-
положена непосредственно у подножья массива в приувальной части
10-метровой террасы. Ширина террасы от 500 м до 2 км, протяженность
около 15 км. Русло реки удалено от месторождения на 1000 м. Мощ-
ность рыхлых отложений в пределах террасы колеблется от 10 до 25 м
(в среднем около 15 м). Представлены они хорошо окатанной галькой
разного размера, состоящей из песчаников, сланцев и изверженных по-
род. Валунистость в среднем составляет около 10%, но в основании раз-
реза достигает 20%. Россыпь состоит из серии параллельно располо-
женных обогащенных струй, образующих в целом единую полосу про-
тяженностью в первые километры и шириной в сотни метров. Полоса
ориентирована по простиранию долины. Золотоносный пласт приурочен
к контакту аллювия с коренными породами, мощность его колеблется
от 1 до 1,5 м.
Россыпи приустьевой части Большой и МалойКуо-
б а х - Б а г и. Геоморфологическое строение описываемого участка очень
сложное и полностью еще не расшифровано (рис. 14). Характерными
его особенностями являются:
1) широкое развитие террас различного уровня и возраста; 2) рез-
кие колебания мощностей рыхлых отложений (от первых до 125 м);
3) сложный погребенный рельеф коренного ложа; 4) приуроченность
россыпей к области развития террас.
Анализ фактического материала позволяет высказать следующие
предположения относительно истории его развития и условий образо-
вания россыпей.
1. В период формирования террас от 400 до 150-метрового уровня
данный участок являлся частью долины Индигирки, которая после
Нюргун-Тасского массива делала резкий поворот сначала к востоку
(в сторону Большой Куобах-Баги), а затем к западу (в сторону Берген-
няха), образуя в целом S-образную излучину с широтным коленом око-
ло 20 км. В современной долине аналогичным примером может служить
т\рга-Мойская петля.
2. На уровне 150-метровой террасы Индигирка выпрямила свое рус-
ло, а отмерший ее участок был унаследован Большой Куобах-Багой. По-
следняя впадала в Индигирку вблизи современного устья ключа Бала-
ган-Юрюете (рис. 14, Б — левый тальвег), а Малая Куобах-Бага явля-
лась ее правым притоком (рис. 14, Б — правый тальвег).
123
Рис. 14. Геоморфологическое строение приустьевых частей речек Большая
и Малая Куобах Бага
1— нижнеюрские отложения; 2—верхнетриасовые отложения; 3 — дайки различного состава; 4 —
тектонические нарушения; 5 — аллювиальные отложения; 6 — контуры древних долин; 7 — террасы
с нечетко выраженными элементами; 8 — россыпи. А — разрез по линии 13; Б — разрез по линии 970
3. На уровне 40-метровой террасы участок испытал кратковремен-
ную, но интенсивную фазу аккумуляции, в результате чего весь ранее
выработанный сложнорасчлененный рельеф коренного цоколя (в том
числе и россыпи) оказался погребенным под мощной толщей рыхлых
обложений. Эти отложения описывались нами выше, при характеристике
гидросети. Причины аккумуляции пока еще недостаточно ясны. Никаких
признаков блокового опускания данного участка, как это предполагал
М. Д. Эльянов (1958), нами не установлено. По нашему мнению, это
связано с предполагаемым подпруживанием Индигирки во время послед-
него оледенения. Во всяком случае, по времени фаза аккумуляции совпа-
дает с эпохой оледенения.
4. После окончания фазы аккумуляции Большая и Малая Куобах-
Бага разделились между собой и каждая из них выработала себе новое
русло, по которому они протекают и в настоящее время. В пределах пой-
мы они полностью уничтожили былую толщу рыхлых отложений и вре-
зались уже в коренные породы на глубину до 30 м относительно преж-
него уровня. В отмерших участках гидросети и на террасах эти отло-
жения сохранились до настоящего времени. Частично сохранились они
и в боковых притоках в силу меньшей эрозионной способности послед-
них (ручьи Балаган-Юрюете, Оттур-Юрюе и Осень).
124
5. Россыпи ручьев Оттур-Юрюе, Осень, Рогатка, а также нижняя
россыпь Большой Куобах-Баги образовались главным образом за счет
перемыва рыхлых отложений палеомеандры Индигирки. Доказатель-
ством этого могут служить следующие данные: а) пространственное
размещение этих россыпей (все они располагаются в области развития
отмершей индигирской излучины); б) ручьи Балаган-Юрюете и Побе-
да, являющиеся смежными с ручьями Оттур-Юрюе и Осень и находя-
щиеся в той же геологической обстановке, но за пределами этой излу-
чины лишь слабо золотоносны; в) характер распределения металла в
этих россыпях — резкое увеличение средних содержаний и вертикаль-
ных запасов при входе этих водотоков в область развития палеомеанд-
ры; г) хорошая окатанность основной массы золота в россыпях Осень,
Оттур-Юрюе и Рогатка, несмотря на незначительную протяженность
этих водотоков.
Заканчивая описание россыпей Прииндигирской зоны, приведем не-
которые данные о пробности и крупности золота Ч
В целом по району проба золота колеблется от 930 до 649. В преде-
лах отдельных рбссыпей диапазон колебаний пробности варьирует от
30—40 единиц до 150—200 единиц. По средней пробности все россыпи
в количественном отношении отчетливо распадаются на две группы.
Одну из них составляют россыпи со средней пробностью от 905 до 845$
другую от 830 до 730. Наибольшее развитие имеют россыпи второй груп-
пы, в них сосредоточено около 75% разведанных запасов Прииндигир-
ской зоны. Наряду с пробностью эти группы россыпей заметно разли-
чаются между собой и по крупности золота — в россыпях первой груп-
пы золото крупнее, чем во второй.
Наблюдаются некоторые отличия и в пространственном размещении
этих россыпей. Все россыпи низкопробной группы тесно связаны с дай-
ками и в целом образуют полосу меридионального простирания. Рос-
сыпи с повышенной пробностью располагаются как в полях развития
даек, так и за их пределами и находятся на продолжении Нерской
и Антагачан-Тунгусской золотоносных зон, имеющих северо-восточное
простирание. По характеру золота (пробности и крупности) они также
являются почти полной аналогией россыпей Нерской и Антагачан-Тун-
гусской зон.
Таким образом, неоднородность пробности и крупности золота в рос-
сыпях Прииндигирского района обусловлены, на наш взгляд, наличием
в его пределах трех самостоятельных золотоносных зон — Нерской,
Антагачан-Тунгусской и собственно Прииндигирской. Последняя ориен-
тирована в меридиональном направлении и пересекает две предыдущие
зоны. Для россыпей, располагающихся в участках пересечения этих зон,
характерно одновременное присутствие и высокопробного, и низкопроб-
ного золота.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
1. Образование рельефа Прииндигирской зоны связано с палеотек-
тоникой мела и планацией в третичном периоде. Основное скульптурное
оформление его относится к четвертичному периоду. Главными фактора-
ми его формирования в это время явились эрозия и денудация, контро-
лировавшиеся неотектоникой, что и обусловило тесную связь рельефа
с литологией. На массивах изверженных пород развит высокогорный
рельеф, на юрских песчаниках — повышенный среднегорный, на сланцах
триаса — сглаженный среднегорный.
1 Более подробно эти вопросы рассмотрены в самостоятельных статьях (Самусьт-
ков, 1964; см. также статью Самусикова «О крупности золота...» в настоящем сбор-
нике) .
125
2. Характер строения гидросети Прииндигирского’района и смежных
с ним районов в пределах юго-западного обрамления хребта Черского
указывает, что данная область, начиная с нижнечетвертичного времени,
испытывает общее сводовое поднятие, которое местами сопровождает-
ся блоковыми подвижками по палеоразломам. Ось этого поднятия при-
урочена к центральной части района и в целом совпадает с осью Инья-
ли-Дебинского синклинория. Общий врез гидросети за четвертичный пе-
риод составляет 400—450 ж1.
3. В настоящее время район переживает очередную фазу поднятия,
на что указывает наличие в долине Индигирки и нижнем течении ее
притоков аккумулятивных террас 5—10-метрового уровня, а также ха-
рактер продольного профиля как самой Индигирки, так и ее притоков.
4. В верхнечетвертичное время высокогорные участки района испы-
тали оледенение горно-долинного типа. Отчетливых следов среднечетвер-
тичного оледенения в пределах района не установлено и о нем можно
говорить лишь предположительно.
Влияние ледниковой деятельности на формирование рельефа и рос-
сыпей незначительно в связи с локальностью распространения ледни-
ков и ограничивается в основном массивами изверженных пород. Не
исключено, что Индигирка в период верхнечетвертичного оледенения
была временно подпружена в районе Порожней цепи.
5. Общий план гидросети района тесно связан с его тектоническим
строением. В ориентировке речных долин преобладают два направле-
ния— северо-западное и меридиональное. Первое из них контролирует-
ся в основном складчатыми структурами, а второе чаще разрывными
нарушениями.
Основной рисунок гидросети сформировался, по-видимому, уже в
нижнечетвертичное время и даже ранее, а в последующие периоды шло
лишь его усложнение без существенного изменения первоначального
плана. Можно лишь отметить незначительные перехваты в пределах от-
дельных смежных водотоков в результате их регрессивной эрозии и за
счет ледниковых подпруживаний.
6. Россыпная золотоносность района связана с двумя типами корен-
ных источников. Основная масса россыпей образовалась за счет мало-
мощных, но многочисленных кварцевых и кварц-карбонатных жил и
прожилков, размещающихся главным образом в дайках. Другая часть
россыпей сформировалась, по-видимому, за счет небольших, но богатых
рудопроявлений (возможно, интенсивно минерализованных зон дробле-
ния), располагавшихся на более высоких гипсометрических горизонтах.
7. По генезису все россыпи Прииндигирского района — аллювиаль-
ные и представлены в основном пойменными и террасовыми типами. Сре-
ди них в свою очередь выделяются мелкозалегающие и погребенные.
По возрасту они подразделяются на межледниковые (средне- и верх-
нечетвертичные) и послеледниковые (голоценовые). Первые приурочены
к участкам отмерших долин и к террасам, а вторые располагаются в
основном в поймах. Наибольшим распространением пользуются россы-
пи современной гидросети.
Морфология россыпей характеризуется большим разнообразием, но
преобладающее развитие имеют струйчатые россыпи (простые струйча-
тые, четковидно-струйчатые, линзовидно-струйчатые и сложноструйча-
тые). Золотоносный пласт во всех случаях приурочен к контакту аллю-
вия с коренными породами. Наиболее обогащенным, как правило, яв-
ляется приплотиковый элювий. Глубина проникновения золота в корен-
ные породы достигает 2—3 ж, но в среднем обычно составляет около
1 Наши исследования не подтверждают выводов М. Д. Эльянова (1958) о широ-
ком развитии в четвертичный период дифференцированных блоковых движений в пред-
порожном районе.
126
1 ж. Мощность золотоносного пласта в пределах каждой отдельно взя-
той россыпи колеблется от первых десятков сантиметров до 2—3 м. Мощ-
ность торфов в мелкозалегающих россыпях в среднем составляет 6—8 ж,
а в погребенных достигает 40—50 м.
8. Есть основания считать, что большинство россыпей в их современ-
ном виде сформировались не за счет непосредственного разрушения ко-
ренных источников, а в результате многократного переотложения золо-
та с более древних эрозионных уровней. Пополнение россыпей золотом
за счет разрушения коренных источников в настоящее время, за исклю-
чением отдельных случаев, либо вообще не происходит, либо весьма ог-
раниченно. На это указывает тот факт, что в подавляющем большинстве
россыпей золотоносный пласт хорошо сформирован и четко отграничи-
вается от торфов; в торфах и в отложениях склонов золото, как прави-
ло, отсутствует. Вполне вероятно, что наиболее богатый рудно-золото-
носный горизонт располагался в вертикальном разрезе осадочной толщи
выше уровня современной поверхности и к настоящему времени в основ-
ном уничтожен эрозией, а известные нам рудопроявления представляют,
по-видимому, лишь реликты размытых коренных источников. Основной
этап россыпеобразования в Прииндигирском районе, по нашему мнению,
падает на конец третичного и начало нижнечетвертичного времени.
9. Пространственные взаимоотношения террасовых и пойменных рос-
сыпей показывают, что при переотложении золота с одного эрозионного
уровня на другой оно не испытывает существенного перемещения в го-
ризонтальном направлении. Несмотря на то, что в ряде случаев поймен-
ная россыпь отделена от террасовой (за счет которой она образовалась),
по вертикали на десятки метров в плане они представляют собой прак-
тически единую россыпь (ручьев Тирехтях, Обнаженный и др.).
10. Анализ пробности и крупности золота, а также особенностей про-
странственного размещения россыпей с различной пробностью и круп-
ностью металла позволяет высказать предположение, что Прииндигир-
ский район металлогенически неоднороден. Его золотоносность связа-
на, по-видимому, с тремя самостоятельными зонами: Нерской, Антага-
чан-Тунгусской и собственно Прииндигирской, которая пересекает две
предыдущие зоны. Месторождения с повышенной пробностью и круп-
ностью золота связаны с Нерской и Антагачан-Тунгусской зонами, а ме-
сторождения с низкопробным и более мелким золотом связаны с При-
индигирской зоной.
11. Возможности Прииндигирского района в отношении открытия
новых россыпей далеко еще не исчерпаны. Значительный прирост запа-
сов, в частности, можно ожидать за счет разведки долины Индигирки
со всеми ее многочисленными террасами. Геологическая обстановка для
формирования россыпей здесь вполне благоприятна. Выходы даек и
кварцевых жил в обнажающихся бортах долины не являются редкостью.
Более того, не исключено, что нюргун-тасская и арга-мойская дайковые
свиты, которые считаются самостоятельными, на самом деле представ-
ляют собой одну свиту, центральная часть которой перекрыта рыхлыми
отложениями долины Индигирки. Существующее представление о том,
что образование промышленных россыпей в долинах больших рек" ма-
ловероятно из-за большой мощности водного потока, ни теоретически,
ни практически не является доказанным. Наоборот, примеры существо-
вания таких россыпей на Северо-Востоке в настоящее время известны,
и нет никаких оснований утверждать, что они невозможны в долине
Индигирки. Подтверждением этого является россыпь Хаптагай-Хая.
Следует подчеркнуть, что и рудопроявления^ и россыпь Хаптагай-Хая
характеризуются сравнительно мелким золотом (фракции менее 2 мм
в россыпи составляют 68,4%) и тем не менее значительного сноса и рас-
сеяния его по долине не происходит.
127
ЛИТЕРАТУРА
Гавриков С. И. О тектоническом районировании бассейна верхнего течения р. Ин-
дигирки.— Труды ВНИИ-I. Геология. Магадан, 1958, вып. 38.
Попова А. И. Палинологическое обоснование стратиграфического расчленения золо-
тоносных четвертичных отложений бассейна Индигирки.— В сб.: Геология россы-
пей Якутии. М., изд-во «Наука», 1964.
Самусиков В. П. Некоторые особенности количественного соотношения и про-
странственного размещения золота .различной пробности на территории Верхне-
Индигирскою района — В сб.: Геология россыпей Якутии. М, изд-во «Наука»,
1964.
Трушков Ю. Н., Цхурбаев Ф. И. Стратиграфия континентальных золотоносных
рыхлых отложений верхнего течения р. Индигирки.— В сб.: Геология россыпей
Якутии. М. Изд-во «Наука», 1964.
Шило Н. А. Четвертичные отложения Яно-Колымского золотоносного пояса, условия
и этапы их формирования.— Труды ВНИИ-I. Магадан, 1961.
Э л ь я н о в М. Д. Количественная характеристика речной сети Предпорэжного района
бассейна }р. Индигирки.— Материалы по геол, и полезн. ископ. Северо-Востока
СССР, вып. 10. Магадан, 1956.
Эльянов М. Д. Опыт изучения неотектоники в долине р. Индигирки геолого-геомор-
фологическими методами.— Материалы по геол, и полезн. ископ. Северо-Востока
СССР, вып. 12. Магадан, 1958.
Ф. И. Цхурбаев
ГЕОМОРФОЛОГИЯ, ЧЕТВЕРТИЧНЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ
И ЗОЛОТОНОСНЫЕ РОССЫПИ
НЕРСКОГО ПЛОСКОГОРЬЯ
Нерское плоскогорье находится в бассейне одноименной реки и зани-
мает обширную площадь между горными сооружениями системы Чер-
ского на северо-востоке и хребтом Сарычева на западе. На северо-за-
паде оно сочленяется с Ольчано-Эльгинским нагорьем (положение Нер-
ского плоскогорья см. на рис. 1 в статье Ю. Н. Трушкова «Геоморфоло-
гический очерк верхней части бассейна р. Индигирки», помещенной в
настоящем сборнике).
На водоразделах преобладают абсолютные высоты от 900—1000 м
до 1200—1300 м, редко свыше 1500 относительный врез колеблется
от 150—200 до 300—400 м и доходит до 500—600 м. В пределах пло-
скогорья почти отсутствуют интрузивные массивы; редкие и мелкие
штоки их в общем не изменяют морфологического однообразия рельефа.
В пределах плоскогорья выделяется зона молодых Верхне-Нерских
впадин, расположенных вдоль правобережья Неры в верхнем и сред-
нем ее течении. Они выполнены озерно-речными отложениями и в со-
временном рельефе представлены участками аккумулятивных равнин,
разобщенных выходами коренных пород юры и триаса.
Гидросеть района довольно густая и представлена типичными гор-
ными реками. Общий рисунок ее дендритовидный или перистый. В бас-
сейнах средних течений рек Артык, Делянкир, Бурустах, Хара-Юрях,
Антагачан и других рисунок гидросети в плане ломаный. Здесь русло
меняет свое направление несколько раз и состоит из участков течения,
параллельных и перпендикулярных простиранию складчатости.
ОСОБЕННОСТИ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ РАЙОНА
Территория Нерского района приурочена к области развития мезо-
зойских осадочных пород Верхоянского комплекса. Разрез осадочных
пород начинают пермские отложения. Они выходят на поверхность в
осевой части Лево-Нерской антиклинали и представлены главным обра-
зом глинистыми сланцами мощностью 200 м.
Выше залегают отложения триаса, среди которых выделяются не-
расчлененные нижне- и среднетриасовые и фаунистически охарактери-
зованные верхнетриасовые отложения. Отложения верхнего триаса яв-
ляются наиболее важными, так как к ним приурочена основная масса
золотоносных кварцевых жил. Они развиты по обе стороны Неры и пред-
ставлены монотонной толщей пиритизированных сланцево-песчаниковых
пород с прослоями известково-глинистых пород и граувакк-конгломера-
тов. Мощность верхнего триаса колеблется от 3000 до 3600 м.
Отложения юрьг располагаются на правобережье Неры, к востоку от
области развития верхнетриасовых пород. В пределах распространения
юцы золотоносность резко снижается и, возможно, ее отложения
являются здесь экранирующим горизонтом для золотого оруденения.
9 Геология россыпей золотя
129
Юрские отложения расчленяются на рэт-лейас (Ji), аален и байос-бат-
ский ярусы (J2). Они представлены граувакковыми песчаниками, пере-
слаивающимися с глинистыми и песчаниково-глинистыми сланцами.
Мощность юры около 4000 м. Меловые и третичные отложения в районе
не установлены.
Четвертичные отложения имеют широкое развитие и представлены
различными фациями. Мощность их в современных долинах не превы-
шает 8—12 м, на террасах достигает 30 м и более, в тальвегах древних
долин — до 70 м, а в тектонических впадинах — до 600 м и более. По
возрасту охватывают эоплейстоцен—голоцен.
Рассматриваемая территория располагается в пределах развития ма-
лых интрузий Иньяли-Дебинского синклинория и Нерского (Аян-Урях-
ского) антиклинория (Гавриков, 1958).
На правобережье Неры к этим интрузиям относятся: массивы и што-
ки Облачный, Весновка, Атака, Биотит в верховьях Бурустаха; масси-
вы Марка, Кара-Юрях, Акбура и другие в среднем течении Делянкира;
массивы Хуламрин и Артык-Акбура в междуречье Артык-Делянкир,
в нижнем их течении. Все они мелкие по размерам с четкими крутыми
контактами и узкими зонами экзоконтактов. Большинство из них рас-
полагается в сводах антиклинальных складок. По составу сложены
гранодиоритами и кварцевыми порфирами и бедны жильными прояв-
лениями.
На левобережье Неры располагаются Ала-Чубукский массив и ряд
мелких штоков. Сложены они в основном биотитовыми гранитами и в
меньшей степени гранодиоритами.
Дайки в бассейне Неры пользуются небольшим развитием. Выделя-
ются следующие свиты даек (при движении с юго-востока на северов
запад): Артыкская, располагающаяся в среднем течении р. Артык;
Антагачанская — на междуречье Бурустах—Антагачан; Тирехтяхская —
в среднем течении р. Тирехтях и Интахская — на водоразделе Антага-
чан— Тегергачи. Простирание даек северо-западное и северо-восточное,
реже меридиональное. Почти все они крутопадающие, протяженностью
5—6, редко 20 ям. Мощность даек 3—5 м, реже 20—25 и 40 м. По соста-
ву выделяются кислые, средние и основные разности. По времени обра-
зования разделяются на добатолитовые и послебатолитовые. С дайка-
ми связана золотоносность ряда участков (Делегеннях, Тунгусский,
Шпат и др.).
Осадочные толщи участвуют в строении двух основных структур
района: Иньяли-Дебинского синклинория и Нерского антиклинория,
ориентированных в северо-западном направлении. Право-Нерская зо-
лотоносная зона связана со структурами Нерского антиклинория, состоя-
щего из ряда параллельных крупных антиклиналей и синклиналей 2-го
порядка, из которых в описанном районе выделяются Бурустахская и
Лево-Нерская антиклинали. Бурустахская антиклиналь представляет
больший интерес, так как к ней приурочена вся Право-Нерская зона.
Антиклиналь осложнена складками 3-го и 4-го порядков, к крыльям и
сводовым частям которых тяготеют основные золоторудные проявления.
Разрывные проявления развиты в пределах Иньяли-Дебинского син-
клинория меньше, нежели в Нерском антиклинории. Наиболее крупным
нарушением района является зона разломов, которая проходит по сочле-
нению синклинория и антиклинория и фиксируется на поверхности ин-
тенсивной пиритизацией осадочных пород, золоторудной минерализа-
цией, а также зоной Верхне-Нерских впадин.
Основные россыпи и рудопроявления золота локализуются в Право-
Нерской золотоносной зоне.
Нерская зона протягивается в бассейн р. Колымы, где ее продолже-
нием служит золотоносность бассейна р. Берелех. Она протягивается в
130
северо-западном направлении вдоль правобережья Неры. Золотонос-
ность левобережья Неры представлена лишь небольшими россыпями и
одним золоторудным месторождением. Еще слабее золотоносность в
междуречье средних течений рек Артык и Делянкир, где известны не-
большие россыпи, входящие в Антагачан-Тунгусскую зону.
Распределение золотоносности внутри Право-Нерской зоны нерав-
номерное. Юго-восточный фланг ее представлен мелкими и редкими
россыпями (Делегеннях, Пиритовый и др.). Максимальная концентра-
ция рудной и россыпной золотоносности приходится на центральную
^асть, где располагаются самые крупные россыпи. Несколько понижен-
ной золотоносностью характеризуется северо-западный фланг зоны, где
известны средние и мелкие россыпи.
Золотое оруденение представлено в основном кварцевыми жилами
в породах Верхоянского комплекса, а также в трещинах даек кислого
и среднего состава, группирующихся в свиты северо-западного и севе-
ро-восточного направления. Мощности жил колеблются от 0,1 до 1,5 м
при протяженности до 50 м и более.
Коренными источниками золота, имеющими важное значение, явля-
ются также минерализованные тектонические зоны раздробленных оса-
дочных пород. Зоны дробления характеризуются значительной протя-
женностью (до 300—700 м) и мощностью от 2 до 40 ж; простирание их
главным образом северо-западное, согласное со складчатостью, и реже
северо-восточное. В пределах зоны известны лишь мелкие золоторуд-
ные проявления, не имеющие промышленного значения. Почти во всех
случаях золотоносные кварцевые жилы, залегающие в песчаниково-
сланцевых породах, концентрируются в сводах и крыльях антиклиналь-
ных складок 3-го порядка. Они и представляют основные коренные ис-
точники большинства золотоносных россыпей.
Несмотря на отсутствие промышленных коренных месторождений,
в россыпях района сконцентрированы большие запасы золота. Это свя-
зано, видимо,* с глубоким вскрытием эрозией золотоносной зоны. Вели-
чина эта, по мнению Ю. Н. Трушкова и М. Д. Эльянова, судя по глуби-
не врезания рек и степени эродированности гранитных интрузий, а также
по мощности размытых осадочных толщ и величине новейших поднятий
горных сооружений, оценивается в 3—3,5 км.
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
Рельеф Нерского плоскогорья характеризуется ровными и плоско-
вершинными формами междуречий, чем резко отличается от других гео-
морфологических областей верховьев Индигирки и особенно от высоко-
горных хребтов Черского и Сарычева, между которыми оно распола-
гается.
Генетически плоскогорье представляет собой близкую к «пенеплену»
поверхность эоплейстоценового времени, в конце которого она поднята
неотектоническими движениями. Следует подчеркнуть, что эта поверх-
ность не представляла собой плоскую равнину, а отдельные морфоэле-
менты ее были генетически разнородными. Древняя поверхность в ос-
новной своей части денудационная, что и определяет ее облик. В мень-
шей степени она сложена аккумулятивными равнинами (иногда до
нескольких сотен квадратных километров по площади); последние ме-
стами сливались с денудационной поверхностью (рис. 1).
На плоскогорье выделяются небольшие островки высокогорья, при-
уроченные к выходам гранитоидных пород (массивы «Поворотный»,
«Хуламрин» и др.), и участки среднегорья, приуроченные к предгорным
окаймлениям гранитоидных массивов, а также к участкам молодого
поднятия.
131
9*
Вся остальная территория представлена мелкогорьем, сложенным
сланцами и песчаниками. Таким образом, в описываемом районе до-
вольно четко проявляется связь между строением поверхности, лито-
логией и структурами района.
В связи с тектоническими поднятиями, охватившими район в конце
эоплейстоцена (Qf), единая поверхность «пенеплена» была приподнята
и глубоко расчленена. Это расчленение неравномерно. Отдельные уча-
стки представлены хорошо сохранившимися столообразными денуда-
ционными поверхностями выравнивания; они фиксируются на большей
части территории и составляют водоразделы современных рек. В местах
наименьшего поднятия рельеф представлен холмообразными аккумуля-
тивными формами (междуречье нижнего и среднего течений рек Тирех-
тях и Хангалас, равнины Верхне-Нерских впадин).
В районах более значительного поднятия расчлененность наиболь-
шая и рельеф приобретает облик среднегорья и даже высокогорья (бас-
сейны средних течений рек Делянкир, Артык, Бурустах, междуречье
Мекчерге—Поворотный); здесь от широких плоских платообразных во-
доразделов сохранились лишь острые, лезвиеобразные гребни.
Аккумулятивные участки древней поверхности выравнивания ха-
рактеризуются сглаженными формами рельефа, хорошо разработанны-
ми долинами, минимальными абсолютными высотами (800—900 м) и
небольшим колебанием относительных превышений (30—80 ж), Харак-
тер долин зрелый и дряхлый с медленным течением водотоков. Широкие
долины имеют плавные сочленения с пологими вогнутыми склонами во-
доразделов.
Участки денудационного выравнивания развиты почти на всей рас-
сматриваемой территории и представлены широкими (4—5 км в длину и
до 1 км в ширину) платообразными площадками современных водораз-
делов с абсолютными отметками до 1000—1100 м в центральной части
плоскогорья и 1200—3000 м в периферийных. Поверхность денудацион-
ного выравниваия почти везде покрыта молодым элювиальным материа-
лом, за исключением тех мест, где перекрывается ледниковыми образо-
ваниями. Продуктов древней коры выветривания на ней не обнаружено.
Нередко встречаются отдельные возвышенности округлой или эллип-
соидальной формы, имеющие также плоские вершины высотой от 20—30
до 50—70 я, представляющие, по-видимому, положительные формы по-
верхности «пенеплена». На геоморфологических профилях поверхность
денудационного выравнивания представляет собой плавно изгибающую-
ся слабоволнистую линию, выпуклости которой отвечают положитель-
ным формам ее, вогнутые же части относятся к днищам древних долин,
неглубоко вложенным в поверхность денудационного выравнивания.
Формы рельефа на участках омоложения отличаются контрастностью
рельефа. Гребни водоразделов здесь узкие, напоминающие лезвия. Скло-
ны их прямые, реже слабовыпуклые и крутые (до 40—50°), резко сочле-
няющиеся с днищами долин. Абсолютные высоты водоразделов колеб-
лются от 1100—1200 до 1300—1500 м и более. Вертикальный врез здесь
наибольший и составляет от 300—400 до 600 м и более. На отдельных
водоразделах сохранились реликты древней- поверхности выравнивания
в виде узких сглаженных площадок с абс. отм. 1100—1200 м. На геомор-
фологических профилях водоразделы представлены ломаной линией зуб-
чатой формы.
Омоложенные участки древней поверхности выравнивания характери-
зуют районы более интенсивных четвертичных поднятий.
В связи с расположением поверхности выравнивания на различных
гипсометрических уровнях многими исследователями высказывалось
мнение о существовании в бассейне Неры ряда ярусов древнего релье-
фа, соответствующих разновозрастным поверхностям выравнивания. По
132
0 2 i 6 6 10KM [^л]/ [Г7ф I---|J Р-Ч* [
Рис. 1. Геолого-геоморфологический профиль по правобережью р. Неры.
1 — линзы бурого угля в эоплейстоценовых отложениях Верхне-Нерских впадин; 2 — галечники и супеси, выполняющие впадины
и днища древних долин; 3—4 — растительные остатки; 3 — веточки, стволы деревьев, щепочки в виде растительного-мусора! 4 —
ископаемые шишки; 5 — предполагаемые тектонические нарушения;1 6 — денудационные уровни «пенеплена»; 7 =s вершинная поверх-
ность, соответствующая уровню «пенеплена»
представлениям К. С. Андрианова, число их доходит до четырех и рас-
полагаются они на абсолютных высотах 1050, 1150, 1200 и 1400 ж с от-
носительными превышениями соответственно 350, 450, 500 и 600 ж.
В. А. Руцков выделяет два уровня древнего рельефа с абс. отм. 1100 и*
1250 ж. Время формирования поверхностей выравнивания, по данным
указанных исследователей, охватывает интервал от верхнего мела до
начала четвертичного периода. По И. А. Резанову и Н. Н. Зарудному
(4962), на территории Северо-Востока СССР были сформированы три'
самостоятельных разновозрастных поверхности выравнивания.
Первая цо времени образования соответствует верхнему мелу и фик-'
сируется толька на вершинах крупных интрузивов. Вторая, миоценовая,
считается наиболее широко развитой на Северо-Востоке и фиксируется
на современных водоразделах (собственно «пенеплен», — по нашим дан-
ным). Третья,— плиоцен-нижнечетвертичная, вложена в миоценовую по-
верхность, уступ между которыми составляет 200—300 ж.
И. П. Карташов (1963), Ю. Н. Трушков и другие, к которым пол-
ностью присоединяется автор настоящей статьи, считают разновысот-
ные выровненные плоские участки междуречий, встречающиеся на Севе-
ро-Востоке СССР, реликтами одной регионально'развитой поверхности
выравнивания.
Намечающаяся при первом взгляде ярусность в современном релье-
фе междуречий Нерского плоскогорья не может сама по себе говорить
о существовании на нем нескольких древних поверхностей выравнива-
ния, так как одна и та же поверхность в силу ряда причин (литология/
неравномерные тектонические движения) может оказаться на различных
гипсометрических уровнях. -
Ярусность рельефав районе могла быть обусловлена также различ-
ной отдаленностью Междуречий по отношению к основному базису эро-
зии района, в результате чего эрозия и денудация неодинаково прони-
кали в глубь различно отдаленных междуречий, морозно-солифлюкцион-
ными явлениями и др.
Возраст древней поверхности выравнивания. Время
окончательной выработки поверхности выравнивания И. П. Карташов
(1963) считает эоцен-палеоценовым (в общем палеогеновым) и потому
лишь, что отложения их якобы отсутствуют на территории Яно-Колым-
ского пояса. По этому поводу необходимо сделать следующие заме-
чания.
Во-первых, если отложения палеогена, как и в целом третичной си-
стемы, недостаточно изучались на данной территории, то это не значит,
что они здесь отсутствуют. Непосредственным опровержением утверж-
дения И. П. Карташова об отсутствии палеогена на Северо-Востоке
СССР служит долгинская свита (мощность свыше 350 ж) верхних кон-
гломератов в верхах разреза Аркагалы, датируемая В. А. Зиминым и
другими палеоценовым временем по наличию в отложениях этой свиты
Seguoia langsdorfii (Brongn) Heer., а также по находкам флоры типа
Osmunda sp. (cf. О. Sachalinensis Krysht)., Tumion sp. или Taxodium
sp. (cf. T. tinajorum Heer.) (Тумаков, 1959). Палеоген, кроме того, из-
вестен и в других районах Северо-Востока (Резанов, 1964).
Во-вторых, факт отсутствия осадков, принимаемый И. П. Карташо-
вым в качестве доказательства наличия относительно стабильной тек-
тонической обстановки и существования «пенеплена», может свидетель-
ствовать и об обратном, а именно; как результат размыва и выноса
осадков соответствующего периода.
Так, во многих долинах (в бассейне Неры) террасовые образования
представлены только низкими (голоценовыми) и высокими (раннеплей-
стоценовыми) уровнями. Отсутствие промежуточных уровней террас —
результат активных тектонических процессов, приведших к их размыву,
133
но никак не свидетельство периода тектонического покоя и пенеплени-
зации.
Для установления возраста древней поверхности выравнивания су-
щественное значение имеют древние долины, обнаруживающие с нею
тесную связь. Во многих местах на Нерском плоскогорье днища древ-
них доледниковых долин ограничиваются невысокими (до 30—50 м)
вершинами плоских водоразделов. Сочленения между ними иногда со-
вершенно плавные, беа резких изгибов (см. рис. 1). Древние доледни-
ковые долины располагаются на участках, поднятых на 180—200 м от
уровня современных долин, с направлением которых они часто не согла-
суются и ориентированы главным образом субпараллельно складчато-
сти. Особенно хорошо фрагменты долин древней гидросети прослежива-
ются на междуречье нижних течений Артык-Бурустах (по придолинной
части Неры), в бассейнах Анки, Интаха, Антагачана, Тирехтяха, Хан-
галаса и др.
Необходимо отметить, что в отложениях долин древней гидросети
во многих местах (Анка, Хангалас, Курун-Агылык) встречаются золо-
тоносные струи с промышленным содержанием золота.
Тесная связь днищ древних долин с поверхностью выравнивания поз-
воляет рассматривать их как неразрывные морфоэлементы внутри еди-
ной поверхности «пенеплена». Аллювиальные отложения долин древней
гидросети на многих участках охарактеризованы палинологическими
пробами, отобранными нами. Почти во всех случаях они содержат близ-
кие спорово-пыльцевые спектры. В последних, как правило, преоблада-
ет группа древесных (более 50—70%), а в составе последних повышен-
ное содержание имеет пыльца ели и сосны (до 25—40%). Наряду с ними
присутствует (до 2—4%J пыльца пихты, тсуги, граба, лещины, орехо-
вых и др. Подобные спектры растений обычны для доледниковых —
эоплейстоценовых отложений.
Таким образом, наши данные, подтверждаемые данными Ю. Н. Труш-
кова, позволяют говорить о существовании на Нерском плоскогорье по
крайней мере одной полигенной поверхности выравнивания, имеющей
региональное распространение на всей Индигирке и соответствующей
по времени своего окончательного «становления» эоплейстоцену.
Условно можно предполагать существование более ранней, возможно,
верхнемеловой, поверхности выравнивания, которая улавливается по вер-
шинной поверхности гор.
Оледенения. Рюль ледников в моделировке рельефа была нич-
тожной, так как основная часть района находилась во внеледниковой
зоне. Большинством исследователей для рассматриваемой территории
выделялось три эпохи оледенения, причем первое оледенение считается
покровным (Колосов Д. М., Соколовская Э. Г. и др.) и синхронизируется
с поверхностью высоких 180-метровых террас, т. е. по сути дела с по-
верхностью «пенеплена».
Выделять первое, раннеплейстоценовое (по старой схеме), оледене-
ние и приписывать ему покровный характер мы не имеем оснований, так
как никаких следов его деятельности (ни эрозионной, ни аккумулятив-
ной) на территории Нерского плоскогорья не обнаружено. Наличие же
ледниковых образований на поверхности 180—200-метровой террасы на
северо-западных и северо-восточных окраинах района говорит о том, что
они являются более поздними, чем поверхность 180—200-метровой тер-
расы, и по возрасту должны быть не древнее среднечетвертичного (по
старой схеме) времени, а может быть и более молодыми.
Поскольку эти ледниковые образования имеют широкое развитие на
периферии района, а также в верховьях всей Индигирки, то мы их отно-
сим к отложениям наиболее мощного в Сибири Самаровского (или Днеп-
ровского на Русской равнине) оледенения. Отложения Зырянского оле-
134
денения можно выделить только по флювиогляциалам (?), слагающим,
по данным И. А. Тимофеева, верхнюю часть отложений 15—20-метровой
террасы р. Артык, возраст которой по определению пыльцы и спор из на-
ших сборов относится к верхнему плейстоцену.
Большое значение в формировании современного рельефа имели мо-
розно-солифлюкционные явления. Развитию последних благоприятство-
вали как физико-географическая среда (область развития мерзлоты),
так и геологическое строение района (однообразные песчано-сланцевые
породы). На правобережье средних течений ручья Окрашенного, Задум-
чивого, Проходного, по левобережью Неры (против впадения в нее ручья
Тагыньи) на современных
водоразделах отчетливо вы-
деляются поверхности ряда
солифлюкционных террас.
Серии солифлюкционных
террас располагаются сту-
пенчато, друг над другом.
Поверхности их наклонены
к р. Нере, обладают хорошо
выраженной бровкой и по-
крыты везде современны-
ми делювиально-солифлюк-
ционными образованиями
Рис. 2. Уровни солифлюкционных террас по лево-
бережью Неры (междуречье ручьев Тритон—Еж).
1 — поверхности солифлюкционных террас; 2 — осадочные
породы верхнего триаса
(рис. 2). Чем выше распола-
гается терраса, тем круче ее
поверхность. Так, угол на-
клона поверхности верхней
солифлюкционной террасы
(см. рис. 2) составляет около 20°, средней 12—13° и нижней 8°, что пол-
ностью отвечает содержанию процесса солифлюкции, протекающего
сверху вниз и способствующего большему выполаживанию поверхностей
каждой ниже расположенной террасы за счет увеличивающегося поступ-
ления рыхлого материала, сносимого с поверхностей выше расположен-
ных уровней.
Нерское плоскогорье характеризуется замедленными или отстающими
четвертичными поднятиями, что создавало прекрасные условия для со-
хранения здесь поверхности выравнивания. Тем не менее неотектониче-
ские (неоген-четвертичные) колебательные движения проявились здесь
достаточно интенсивно. Об этом свидетельствуют значительные колеба-
ния абсолютных и относительных отметок, достигающих 400—600 м и бо-
лее; различная сохранность (в отдельных местах до частичного уничто-
жения) поверхности выравнивания; образование серии молодых текто-
нических (Верхне-Нерских) впадин с мощными (до 600 м и более) рых-
лыми отложениями; неоднократные и сложные перераспределения гид-
росети, террасированность долин и т. д.
Во многих участках района, что особенно заметно в долинах правых
притоков Неры (бассейны рек Артык, Бурустах, Хара-Юрях, Антагачан),
фиксируются следы перераспределения речной сети, характерна асим-
метричность строения последней, наблюдается извилистость и углова-
тость поворотов долин, расположение осей долин противоположных во-
дотоков вдоль одной линии, отмечаются частые сужения и расширения
долин, пороги, водопады и т. д., что связывается нами главным образом
с дифференцированными тектоническими движениями и в меньшей степе-
ни с оледенениями (Цхурбаев, 1964а).
В результате общих восходящих движений в четвертичное время
в районе выработалось 9 террасовых уровней: 150—200, 100—120, 70—80,
50—60, 30—40, 15—25, 8—10, 5—7 и 1—1,5 м. По возрасту терраса
135
150—200-метрового уровня относится к доледниковью, 100—120-метро-
вая— к эпохе первого оледенения, 70—80 и 50—60-метровые — к меж-
ледниковью, 30—40 и 20—25-метровые — ко времени второго оледенения
и остальные террасы — к послеледниковью. За исключением последних
двух, все террасы района являются эрозионно-аккумулятивными. В пре-
делах Верхне-Нерских впадин террасы соответствующих уровней акку-
мулятивные.
Галечники высоких террас (200—150 и 100—120-метрового
уровня) отличаются от остальных своим красно-бурым цветом, зна-
чительной выветрелостью гальки. Галька здесь хорошо окатанная, в
основном мелкая. Наоборот, галечники низких террас характеризуются
темно-серым, желтовато-серым и серым цветом, свежестью и худшей
окатанностью гальки, наличием большого процента крупной гальки и
валунов.
С отложениями террас часто связана россыпная золотоносность. Так,
золотоносными являются террасы 150—200, 100—120, 50—60, 30—40 я
и все ниже расположенные уровни (подробнее о золотоносности террас
см. ниже).
Наиболее повышенными мощностями аллювия характеризуются са-
мые высокие террасы, причем, начиная от 150—200-метровой и до’
50—60-метровой террасы, мощности аллювия уменьшаются несколько
закономерно. Так, мощность аллювия на 150—200-метровой террасе со-
ставляет около 50 м, в ниже расположенной 100—120-метровой — около
23 м, в следующей, 70—80-метровой террасе, мощность аллювия 5—10 м,
в 50—60-метровой — 4,5—5 м, т. е. мощность отложений каждой ниже
расположенной террасы по отношению к выше расположенной умень-
шается почти © 2 раза. Такое изменение мощностей аллювия террас свя-
зано с характером неотектонических движений. Последние в продолже-
ние всей четвертичной истории описываемой территории почти все время
имели восходящую направленность.
Мощности аллювия 30—40-метровых террас (около 25 м) по Тегер-
гачи, Балаганнаху и другим ручьям говорят за то, что период стабильно-
го состояния базиса денудации и накопления осадков в это время был
значительнее, чем для последних двух предшествующих ей террас, и он
приблизительно соответствовал продолжительности накопления аллю-
вия 100—120-метровой террасы.
Сводовые поднятия, с максимумом их в системе цепей Черского, за-
хватившие и Нерское плоскогорье, проявились в закономерном измене-
нии высот террас с юго-запада на северо-восток. Наблюдается увеличе-
ние абсолютных и соответственно уменьшение относительных отметок
террас и междуречий от центральных частей территории к периферии, в
направлении к своду поднятия.
Относительная высота самой высокой 180—200-метровой террасы
района от устья р. Анки вверх по Антагачану постепенно уменьшается
и у устья Тунгырэнджа-Сиена имеет относительную высоту 80—100 м.
В этом же направлении повышается абсолютная высота ее, которая из-
меняется от 920—940 м у устья Анки до 1100 м на устье Тунгырэнджа-
Сиена.
Помимо сводовой тектоники, проявившейся на основной части тер-
ритории Нерского плоскогорья, и блоковых опусканий отдельных уча-
стков вдоль правобережья Неры, в предгорных частях цепей Черского,
на их сочленении с плоскогорьем, возможно, имели место в эоплейстоце-
не волнообразные движения (пликативная тектоника).
Современнее речные долины. Форма, строение и направ-
ление современных речных долин находятся в тесной связи с литологи-
ческим составом размываемых осадочных пород, направлением геологи-
ческих структур и т. д.
136
; По отношению к геологическим структурам наибольшее развитие
имеют поперечные долины (Бурустах, Артык, Хара-Юрях, Тирехтях и
др.), затем продольные (Нера в среднем и верхнем течении) и диагональ-
ные (нижнее течение Антагачана). По своему происхождению все доли-
ны эрозионные. Днища современных речных долин крупных водотоков
(Нера, Антагачан, Делянкир и др.) в виде обширных аллювиальных
равнин шириной 2—4 км прослеживаются на многие километры.
Выработка подобных равнин в голоцене позволяет рассматривать
настоящее время как период относительной стабильности основного ба-
зиса эрозии (уровень Индигирки), а днища современных долин — в ка-
честве самого молодого яруса эрозионно-денудационного рельефа. Этот
ярус вложен в эоплейстоценовую поверхность выравнивания, врез в ко-
торую в среднем составляет 200—300 м.
ЧЕТВЕРТИЧНЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ
Эти отложения широко развиты на Нерском плоскогорье и представ-
лены разновозрастными (эоплейстоцен — голоцен) комплексами осад-
ков и различными генетическими типами.
Сведения о них имеются в работах А. П.( Васьковского (1963а, б),
Н. А. Шило и 3. В. Орловой (1958), Н. А. Шило (1961), М. Д. Эльянова^
(1959), Р. А. Б^скович (1959), Ю. П. Барановой (1962), А. П. Валпете-
ра (1963). Все же в целом изученность четвертичных отложений района
недостаточна.
Стратиграфия описываемых ниже четвертичных отложений основана
главным образом на изучении спорово-пыльцевых спектров и в некото-
рой степени подкрепляется определениями ископаемых шишек древес-
ных, а плейстоценовые отложения, хотя и в различной степени, помимо
того, имеют фаунистическую основу.
Для стратиграфического разделения четвертичных отложений района
использована схема В. И. Громова и др. (1963), по которой предусматри-
вается трехчленное деление четвертичной системы на отделы: эоплей-
стоцен, плейстоцен и голоцен.
Эоплейстоцен (доледниковый — Qi)
Отложения эоплейстоцена условно подразделяются на два яруса:
нижний и верхний. К нижнему эоплейстоцену относим лигни-
тоносные супеси и глины (Джелканские слои) серого цвета мощностью
до 90 м, имеющие озерно-речной генезис и слагающие средние части раз-
резов Верхне-Нерских впадин (Трушков и Цхурбаев, 1964). К отложе-
ниям верхнего эоплейстоцена относятся озерно-речные красно-
бурые галечники мощность более 35 м, залегающие во впадинах на лиг-
нитоносных отложениях, и аллювиальные галечники также красно-буро-
го цвета высоких 180—200-метровых террас бассейна р. Неры. Описание
разрезов, как и палинологическая и флористическая характеристика
эоплейстоценовых отложений, даны в работе Ю. Н. Трушкова и
Ф. И. Цхурбаева- (1964).
Возрастными аналогами отложений верхнего яруса эоплейстоцена
мы считаем аллювий водораздела ручья Базовский и 400-метровую тер-
расу р. Индигирки1 у впадения в нее справа Хатыннаха (Базовская се-
рия нижнего плейстоцена, по Н. А. Шило) и др.
1 В своей недавней работе А. П. Васьковский (19636) также пересмотрел возраст
Базовских слоев, ранее относимых им к средн ечетвертичному межледниковому вре-
мени. Однако, понизив возраст отложений 400-метровой террасы Индигирки до эоплей-
стоцена, А. П. Васьковский сохранил прежнее стратиграфическое положение для аллю-
вия 370-метрового уровня р. Эдьги и других одно возрастных 400-метровой террасе
отложений.
137
При сопоставлении спорово-пыльцевых спектров Джелканских и Ба-
зовских слоев справедливо отмечается, что «...качественно они почти не
отличаются друг от друга» (Баскович, 1959, стр. 441), да и «количествен-
ные изменения несущественны и к тому же они часто перекрывают друг
друга» (Шило, 1961, стр. 66).
Отсутствие каких-либо существенных отличий между указанными
комплексами осадков подтверждается и работами последних лет, не фик-
сирующими следов первого нижнечетвертичного (по старой схеме) оле-
денения, принимавшегося за рубеж для разделения названных выше
слоев. z
Как Джелканские, так и Базовские слои характеризуются теплолю-
бивой доледниковой (эоплейстоценовой) флорой. Здесь встречаются пих-
та, кедр, ель, граб, ореховые, миртовые и другие породы, причем как для
первых, так и для вторых слоев характерно присутствие почти одних и
тех же видов растений, и отличия заключаются лишь в незначительных
количественных и качественных соотношениях отдельных родов и видов.
Поэтому нет основания выделять отложения этих двух ярусов в са-
мостоятельные отделы антропогена, как это до сих пор делают некото-
рые исследователи. И те, и другие слои являются эоплейстоценовыми.
С отложениями верхнего яруса эоплейстоцена иногда связаны про-
мышленные россыпи золота — это россыпи— 180—200-метровых террас
ручья Курун-Агылык, Анки, Хангаласа и др.
Плейстоцен («ледниковый» — Q2)
Плейстоцен рассматривается нами в целом как ледниковый этап и
период становления й развития холодолюбивых и перигляциальных ви-
дов флоры и фауны. Отложения плейстоценового отдела подразделяются
на три яруса: нижний — ледниковый, средний — межледниковый и верх-
ний — ледниковый.
Нижний плейстоцен (QJ ). К нижнему плейстоцену относятся
морены, залегающие в верховьях ручья Бутугун на поверхности верхне-
эоплейстоценовой террасы. Сюда же относятся озерно-ледниковые чер-
ные илы со щебенкой морены мощностью 15—18 м, выполняющие дно
перевальной долины верховьев ручья Тунгусского (приток Делянкира).
Они образованы в условиях подпруды древнего водотока мореной пер-
вого плейстоценового оледенения, лежащей рядом на поверхности 150—
200-метровой верхнеэоплейстоценовой террасы.
Уровень перевальной долины, на дне которой сохранилась часть под-
пруженного ледникового озера длиной около 300 м и шириной 150 м,
имеет абсолютную отметку 1200 м и лишь на 30—40 м ниже уровня 150—
200-метровой эоплейстоценовой террасы (рис. 3).
Пробы, отобранные на палинологический анализ с глубины 10,5, 13,5
и 15,8 м (шурфы 12—14 разведлиния 12, 1960 г.), характеризуются ти-
пичными ледниковыми спектрами. В составе изученных спор и пыльцы
(определения Н. Р. Филатовой) господствующее место занимает группа
спор (77%), на втором месте травы (14%) и затем древесные (9%).
Среди споровых основная роль принадлежит Selaginella sibirica
(55%), затем Polypodiaceae (23%). В небольшом количестве присут-
ствуют Sphagnales (8%), Bryales (5%), Filicales (6%) и единично
Eguisetum (2%) ^ Ophioglossaceae (1%).
В группе трав и кустарничковых растений основная роль принадле-
жит Ericaceae (47%) и разнотравью (31%). В небольшом количестве
присутствуют Amaranthaceae (10%), Polygonaceae (6%) и неопределен-
ные (6%).
Группа древесных представлена кустарниковой березой (58%) и
деформированными пыльцевыми зернами Pinus sp. (26%). В небольшом
количестве присутствуют сем. Pinaceae и Salix.
138
Приведенный спорово-пыльцевой спектр характеризует холодолюби-
вые и влаголюбивые климатические условия, несомненно соответствую-
щие ледниковью. Геоморфологическая обстановка, характер отложений
и расположение их в пределах перевальной долины, возвышающейся
над современными руслами на 150 ж, свидетельствуют о принадлежности
описанных осадков к наиболее древним ледниковым образованиям, не-
посредственно следовавшим за формированием 200-метровой верхне-
эоплейстоценовой террасы.
Основная часть территории Нерского плоскогорья в период оледене-
ния находилась во внеледниковой зоне, где в это время сформировались
Рис. 3. Разрез нижнеплейстоценовых ледниковых отложений сквозной долины между-
речья Тунгусский — Ударник
(разведочная линия 12).
1 — современный почвенно-растительный покров; 2 — делювиально-солифлюкционные отложения;
3 — галечник с глиной, щебнем и песком; 4 — галечник с Тлиной, песком и редкими валунами; 5 —
ил с песком, щебнем и линзочками погребенной почвы; 6 — илистая глина с песком, 7 — ил со щеб-
нем; 8 — знаковая россыпь золота; 9 — коренные породы
139
отложения 100—120-метровых террас Бурустаха, Анкги, Интаха, Неры
и др.
Для характеристики этих отложений ниже приводится разрез шурфа
100—120-метровой террасы левобережья рч. Интах, между его левыми
притоками ручьями Егоров и Гаврилка (разведочная линия 120, шурф
36, 1948 г., сверху вниз).
Мощность, м
1. Растительный слой.................................................. 0,2
2. Галечник с песчано-глинистым цементом, серого цвета. Галька мелкая и
средняя, хорошо окатанная, состоит из осадочных и дайковых пород ... 0,6
3. Прослой желтовато-серого льда........................................1,2
4. Галечник, аналогичный вышеописанному. Галька обохренная с желто-
бурым налетом...............................................................0,8
5. Супесь серого цвета с мелкой, редкой хорошо окатанной галькой и про-
слойками льда...............................................................2,4
6. Галечник, сцементированный супесью серого цвета; галька средняя и мел-
кая от хорошей до средней окатанности. Галька ожелезненная, по составу ана-
логична вышеописанной.......................................................9,8
7. Плотик — корневые породы.
Общая мощность аллювия террасы составляет..............................15,0
В основании описанных рыхлых отложений залегает промышленный
золотоносный пласт небольшой мощности и длины.
Спорово-пыльцевые спектры (по определениям А. И. Поповой и
Р. Е. Гитерман) из отложений указанной террасы характеризуются гос-
подством пыльцы недревесных растений (77%) при небольшом содер-
жании пыльцы древесных пород (21%) и спор (2%).
Состав пыльцы недревесных растений следующий: Betula секц.
папае (42%), Alnaster (21%), Ericaceae (13%), Gramineae (55%), раз-
нотравье неопред. (12%), Compositae (11%), Caryophyllaceae (11%),
Artemisia (9%), Onagraceae (2%).
В составе пыльцы древесных присутствуют: Betula sp. (79%), Pinus
pumila (18%), Salix ($%),Alnus sp. (3%).
Споры представлены 1—3 зернами Sphagnales и Selaginella sibirica.
Эти спектры свидетельствуют о формировании вмещающих их отло-
жений в суровом, континентальном климате и должны синхронизиро-
ваться с эпохой оледенения. С нашей точки зрения, это время нижне-
плейстоценового (среднечетвертичного — по старой схеме) оледенения'.
С отложениями нижнего плейстоцена связана находка черепа длинноро-
гого бизона в долине ручья Загадка (бассейн Бурустаха). Череп здесь
находился во вторичном залегании и он, вероятно, переотложен со 100—
120-метровой террасы. Фауна нижнеплейстоценового времени,обнаруже-
на на Индигирке впервые и синхронизируется с эпохой первого (рисское
оледенение Европы) оледенения района (Цхурбаев, 19646).
Средний плейстоцен (Qj ). Сюда относятся аллювиальные
межледниковые отложения 60—80-метровых террас Бурустаха, Анки,
Антагачана и других, а также нижние части отложений 45—50-метровых
террас Артыка, Делянкира, Балаганнаха и др. Описываемые отложения
почти везде представлены переслаиванием горизонтов галечников русло-
вого аллювия с маломощными песчано-илистыми прослойками поймен-
ной фации аллювия и обильными древесными остатками.
В приустьевой части правобережья ручья Тунгусского эти отложения
слагают нижнюю часть 45—50-метровой террасы и имеют следующее
строение (снизу вверх).
Мощность, м
1. Горизонт галечника, слабо связанного крупнозернистым песком
с гравием и дресвой. Галька плохо окатанная, разного размера вплоть до
валунов; по составу — песчаники, глинистые сланцы, гранитоиды и квар-
цевые порфиры .............................................3,0
2. Песчанистый ил желто-бурого цвета с маломощными (до 3—5 см)
140
прослойками погребенной почвы и остатками стволов и веток деревьев . 0,2 —0,25
‘3. Галечник, аналогичный вышеописанному. Количество валунов
уменьшается, увеличивается содержание мелкой и средней гальки, содер-
жание гравия составляет 30—40%....................................3,0
4. Ил, аналогичный вышеописанному по мощности, цвету и характеру
строения..........................................................0,2 —0,25
5. Галечник, аналогичный галечнику горизонта 1, с той лишь разни-
цей, что представлен мелкой галькой, кверху переходящей в крупную галь-
ку, булыжники и даже валуны небольших размеров....................2,0
6. Илисто-перчанистый прослоек желто-бурого цвета, с сгнившими
древесными остатками .............................................0,15—0,20
' 7. Галечник, аналогичный вышеописанным........................1,5
Мощность отложений составляет более 10 м\ они сверху перекрывают-
ся флювиогляциалами второго оледенения.
Отложения среднеплейстоценового межледниковья мы сопоставляем
с отложениями 30—40-метровой террасы Индигирки у устья Неры, кото-
рые в литературе известны под названием Усть-Нерских слоев. Спорово-
пыльцевые спектры из этих отложений (определения А. И. Поповой и
Р. Е. Гитерман) характеризуются преобладанием пыльцы древесных
пород (52%); пыльца цедревесных составляет 37%’-и споры —11%.
В группе\древесных присутствуют Abies (3%), Larix (1%), Picea
(7%), Pinus секц. Cembrae (Pinus pumila?) (42%), Betula sp. (36%),
Salix (37%) и Alnus sp. (2%). '
Недревесные представлены пыльцой Betula секц. nanae (19%), Aina-
ster (13%), Ericaceae (10%), Gramineae (16%). Разнотравье неопред.
(22%), Cyperaceae (46%), Polygonaceae (6%), Artemisia (4%) и Ca-
ryophyllaceae (6%).
Споры представлены главным образом Sphagnales (21 зерно), Fili-
cales (7 зерен), Bryales (3,зерна).
В отложениях среднего плейстоцена А. П. Васьковским были собра-
ны и определены шишки хвойных, представленные Picae obovata Ldb.,
Larix dahurica Turcz., L. sibirica Ldb.,L. sukaczewii Diil., которые харак-
теризуют среднеплейстоценовое (верхнечетвертичное — по старой схе-
ме) межледниковье.
Межледниковые отложения иногда несут промышленную золотонос-
ность например россыпи Зенит и Крап, расположенные на левой 60-мет-
ровой террасе Бурустаха.
Верхний плейстоцен (Q^ ). Верхний плейстоцен считается на-
ми временем последнего оледенения. Отложения второй ледниковой эпо-
хи имеют еще меньшее развитие, чем первого оледенения, и фиксируют-
ся в виде флювибгляциалов на поверхности 45—50-метровых террас в
средних течениях Артыка и Делянкира, 35—50-метровых террас лево-
бережья нижнего течения Неры и др.
* Во внеледниковых районах с эпохой второго оледенения синхронизи-
руются отложения 20—25-метровых террас Артыка, Неры, Бурустаха и
других, а также верхние части аллювия 35—50-метровых террас Тегер-
гачи, Балаганнаха, Бурустаха и др.
Ниже приводится разрез шурфа 73 разведочной линии 246, пройден-
ной на правобережной 35—50-метровой террасе Тегергачи, между ее
притоками Камбуз и Сох (сверху вниз).
Мощность, м
1. Растительный слой.....................................................0,4
2. Ил желтовато-серого цвета с песком.....................................0,8
3. Галечник, сцементированный песчано-илисто-глинистым материалом тем-
но-серого цвета. Галька разного размера, средней и хорошей окатанности, по со-
ставу преобладают песчаниковые породы; из других пород встречаются сланцы
и редкие обломки кварца. Встречаются прослои льда.............................3,2
4. Галечник желтовато-серый, сцементированный песчано-глинистым мате-
риалом. Галька по составу окатанности и размерам аналогична вышеописанной 13,0
5. Коренные породы.
141
В основании описанных отложений располагается золотоносная рос-
сыпь. В спорово-пыльцевом спектре (определения А. И. Поповой и
Р. Е. Гитерман) из этих отложений господствует пыльца недревесных
растений (73%), при подчиненном содержании спор (23%) и ничтожном
количестве пыльцы древесных пород (4%).
Состав пыльцы недрересных растений следующий: Betula секц. папае
(14%), Alnaster (15%), Ericaceae (22%), Gramineae (58%), разнотравье
неопред. (21%), Onagraceae (5%), Cyperaceae (1%), Artemisia (5%),
Compositae (8%), Caryophyllaceae (1%) и Cruciferae (1%).
В группе спор присутствуют Filicales (49%), Sphagnales (41%), '
Lycopodium sp. (9%) и Ophioglossaceae (1%).
Древесные породы представлены единичными зернами Pinus pumila и
Betula sp.
С отложениями верхнего плейстоцена связаны многочисленные на-
ходки фауны. Это челюсть шерстистого носорога, найденная Е. П. Дани-
логорским и Б. Г. Бычком в долине ручья Деспот, размывающего отло-
жения 30-метровой террасы Балаганнаха; бивень мамонта позднего ти-
па, найденный С. Д. Ступаком в долине ручья Джукчан (бассейн р. Ар-
тык) и встреченный нами в бассейне Бурустаха (долина ручья Загадки),
Анки и других в большом количестве рога с черепом короткорогого би-
зона и др. Почти везде костные остатки находятся во вторичном залега-
нии и происходят из отложений верхнеплейстоценовых террас.
Голоцен (Q3)
К голоцену, или современной эпохе, мы относим отложения пойм
низких (до 10—15 ж) террас, а также различные типы молодых образо-
ваний: элювий, делювий, пролювий, коллювий и др.
Расчленить их на какие-то возрастные горизонты представляется
трудным, так как они характеризуются одинаковыми спорово-пыльцевы-
ми спектрами и почти ничем не отличаются от современных спектров
растительности.
Ниже приводится разрез отложений 5-метровой террасы левобережья
ручья Егоров (приток Интаха) (сверху вниз).
Мощность, м
1. Растительно-почвенный слой........................; 0,3
2. Ил черного цвета с мелкой щебенкой и галькой. Галька средней окатан-
ности и разного состава....................................................0,5
3. Ил черного цвета со щебенкой осадочных пород........................0,4
4. Песчано-галечно-гравийные отложения со щебенкой и булыжниками. Со-
став обломочных пород — осадочные и дайковые породы с кварцем . 2,0
5. Элювий коренных пород...............................................0,4
6. Коренные породы.
Аналогичное строение имеет 3-метровая надпойменная терраса ручья
Курун-Агылык.
В спорово-пыльцевом спектре (определения А. И. Поповой) из отло-
жений 5-метровой террасы ручья Егоров пыльца древесных составляет
51%, травянистых и кустарниковых 17% и спор 32%.
В группе древесных присутствуют береза мелкая (62%), Pinus pumila
(11%), Alnaster (16%), Larix (2%), Salix (1%), Pinus подр. 'Haploxy-
lon (4,5%) и единичные переотложенные из TOO—120-метровой террасы
Picea (1%), Pinus silvertris (1%), Beiula sp. (2,5%).
В составе трав и кустарничков преобладают вересковые (75,5%), за-
тем злаковые (12%), кипрейные (4%), полынь (3%) и единично: гвоз-
дичные, гречишные, валериановые, кипрейные, разнотравье и др.
В группе спор господствуют сфагновые мхи (88%), затем зеленые му-
хи (6%) и папоротники (3,5%), единично: плауны и плаунки.
142
Из генетических типов рыхлых отложений голоценового возраста наи-
большим развитием пользуются аллювиальные, элювиальные, делюви-
ально-солифлюкционные и др. Меньшее развитие имеют коллювиальные,
пролювиальные и другие типы. По своей золотоносности единственно за-
служивающими внимания - являются аллювиальные отложения. Почти
все промышленные россыпи золота Нерского района сконцентрированы
в отложениях современных (голоценовых) речных долин и лишь отделй
ные незначительные по количеству и запасам россыпи располагаются на
террасах различных уровней.
ХАРАКТЕРИСТИКА ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИХ РАЙОНОВ
И ИХ ЗОЛОТОНОСНОСТИ
Приведенная общая характеристика Нерского плоскогорья позволяет
выделить в пределах его следующие геоморфологические районы: омо-
ложенные участки древней поверхности выравнивания бассейнов средних
течений рек Артык—Бурустах и междуречья речек Поворотный—Мек-
черге; участки Верхне-Нерских впадин с Соромо-Тымтейской ветвью;
участки, охватывающие всю остальную территорию области Нерского
плоскогорья, характеризующие собой хорошо сохранившиеся части древ-
ней поверхности выравнивания.
Омоложенные участки древней поверхности
выравнивания бассейнов средних течений рек
Артык—Бурустах и междуречья Поворотный—Мекчерге
Эти участки характеризуются весьма близкой морфологией рельефа
и представляют собой довольно густо расчлененные горные местности с
общим среднегорным типом рельефа. Для них характерны относительная
резкость форм, наличие крутых склонов, конусовидных вершин и узких
гребней водоразделов. Образование форм рельефа рассматриваемых
участков было обусловлено большей приподнятостью их, относительной
прочностью пород, слагающих междуречья и их склоны (песчаники), а
также интенсивной водноэрозионной и денудационной деятельностью.
Абсолютные отметки водоразделов составляют 1300—1500 м и лишь
изредка достигают 1600—2000 ж. Последние обычно связаны с выходами
на дневную поверхность более устойчивых пород, роговиков и гранитои-
дов. На водоразделах выделяются довольно ровные площадки, имеющие
вид столовых гор, с абсолютными отметками 1200—1250 м.
Б. В. Кварцов и Ю. Л. Золотарев связывают более высокие абсолют-
ные отметки поверхности выравнивания в описываемых районах с общим
^повышением высот (топографии) в направлении от центральных частей
Нерского плоскогорья к периферийным. Водораздельные гряды здесь
глубоко расчленены узкими долинами речек и ручьев, вертикальный
врез которых составляет 300—600 м и более. Рисунок гидросети слож-
ный, характеризуется общим прямоугольным типом.
Долины V-образные, часты каньоны и ущелья. Одной из. особенно-
стей строения гидросети является ее несогласованность по отношению к
геологическим структурам. По направлению течения почти все' основные
водотоки района являются поперечными. Речная сеть здесь характери-
зуется наибольшей густотой по сравнению с окружающими районами.
Террасовые образования в районе имеют небольшое развитие. Они
почти все смешанные. Среди них выделяются террасы высотой 150—
200 м, 80—100, 60—70, 35—50, 20—25, 8—10, 3—5 и 1—2 м. Последние
две террасы почти везде имеют аккумулятивное строение.
Наиболее широко в районе развита 20—25-метровая терраса, местами
понижающаяся до 10—12 м. Фиксируется по долинам почти всех водою-
143
ков района и прослеживается на большие расстояния (бассейн р. Артык).
В бассейнах рек Артык и Хара-Юрях она служит дном долин, а водото- .
ки их текут в руслах в виде узких ущелий и каньонов, проложенных в
пределах этой террасы. Мощность рыхлой толщи ее составляет 2—3 м,
в местах же погребения древнего русла до 25 м.
Эрозионный цикл, создавший поверхность 20—25-метровой террасы,
был, очевидно, наиболее длителен, в результате чего полностью уничто-
жена большая часть ранее выработанных уровней (80—100, 60—70 и
35—50-метровых); от них сохранились лишь небольшие и редкие об-
рывки.
Рудопроявления и россыпи золота бассейнов средних течений Делян-
кира, Артыка и Хара-Юряха связаны с Антагачан-Тунгусской золото-
носной зоной, протягивающейся в северо-западном направлении от
ручья Тунгусского (правый приток Делянкира) на юго-востоке до При-
индигирской зоны.
Россыпи и рудопроявления междуречья Мекчерге-Поворотный свя-
заны с северо-западной частью Хангаласской золотоносной зоны.
В тектоническом отношении Антагачан-Тунгусская зона сопряжена
со структурами Иньяли-Дебинского синклинория. Рудоконтролирующей
структурой здесь, вероятно, служат разломы, проходящие по сочленению
Иньяли-Дебинского синклинория и Чибагалах-Эрикитского антикли-
нория.
Рудные месторождения золота мелкие и представлены секущими
кварцевыми и кварцево-карбонатными жилами с редкими сульфидами,
располагающимися как в осадочных породах, так и дайках. Более зна-
чительным из них является Тунгусское месторождение. Оно расположе-
но на крутом левом склоне верховьев ручья Рудный (правый приток
Тунгусского) на расстоянии около 850 м от устья.
Месторождение представлено небольшой зоной золотосодержащих
кварцевых жил. Она имеет северо-западное простирание и залегает в
контакте дайки с осадочными породами. По характеру минерализации
относится к мезотермальному типу.
В пределах описываемых участков россыпи развиты слабо. Они пред-
ставлены небольшими по запасам русловыми и пойменными типами.
Реже встречаются террасовые, обычно не представляющие промышлен-
ного интереса. Слабое развитие россыпей связано с неблагоприятной гео-
морфологией и убогими коренными источниками.
Россыпи Антагачан-Тунгусской зоны располагаются на юго-западном
фланге и выделяются нами в Верхне-Артыкский или Тунгусский золото-
носный узел. Наибольший интерес имеют россыпи ручьев Тунгусского
и Каньона.
Россыпь ручья Тунгусского. Ручей Тунгусский — правый
приток Делянкира. Длина ручья 5 км. Ширина долины в верхней части
250 м, в нижней — 70—100 м. В среднем течении его наблюдаются терра-
сы 5 и 15-метрового уровня. В нижнем течении по обе стороны от долины
располагается 50-метровая терраса. Район месторождения сложен юр-
скими песчаниками и сланцами.
Долина ручья врезана в ложе древней эоплейстоценовой долины и ха-
рактеризуется резкой асимметрией. Левые притоки ручья развиты лучше
и значительно длиннее правых. Долина к верховьям приобретает вид
открытого перевала, имеющего незаметный плавный переход в долину
ручья Ударник (бассейн р. Артык) (рис. 4).
Рыхлые отложения представлены ледниковыми, аллювиальными и в
меньшей степени коллювиальными отложениями.
Россыпь ручья Тунгусского располагается в пойменной и русловой ча-
стях долины, в нижнем и отчасти среднем течении его. Золотоносный
пласт приурочен к нижней части галечников, представленных галькой
1144
разного размера и состава (в основании встречаются крупные валуны),
сцементированной песком и глиной, а также к контактовой части послед-
них с коренными породами.
Наиболее обогащенным является участок россыпи, расположенный
непосредственно ниже конуса выноса ручья Рудного. Мощность золото-
носного пласта колеблется от 0,6 до 1,4 м. Мощность перекрывающих
рыхлых отложений увеличивается от 4 ж в устьевой части до 16 м к верх-
нему течению, а в районе ручья Перевальный (левый приток Ударника)
доходит до 26—30 м. В строении рыхлых отложений россыпи участвуют
перемытые ледниковые отложения. В целом аллювий долины ручья Тун-
гусского является типичным для малых водотоков и характеризуется
слабой окатанностью материала, крупными размерами гальки, отсутстви-
ем сортировки и т. д.
Золотоносность аллювия прослеживается в долине ручья Тунгусского
не только ниже впадения в него ручья Рудного, размывающего Тунгус-
ское золоторудное месторождение, но и выше по течению. В нижней
части россыпи золота коричневато-желтого цвета, а в верхней части —
Рис. 4. Схема геолого-геоморфологического строения бассейн?, ручья Тунгусский.
1—современные поймы, 2 —терраса 5—7-метрового уровня, 3 —терраса 15-метрово^о уровня, 4 —тер-
расы 150—180-метрового уровня; 5 — эоплейстоценовый аллювий 150—180-метровой террасы; 6 —
флювиогляциальные отложения; 7 — эрратические валуны I оледенения, 8—троговая долина I
оледенения; 9 — конечная морена I оледенения; 10 — перевальные долины; 11 — поверхность «пене-
плена», 12 — породы нижней юры, 13—14 — тектонические нарушения (/<3 — установленные, 14 --
предполагаемые); 15 — кварцевые жилы и их развалы. 16—золоторудные проявления; 17—19 — рос-
сыпи золота; 17 — непромышленная россыпь, 18 — золотоносная россыпь для сплошной добычи;
19 — россыпь для раздельной добычи
10 Геология россыпей золота
145
грязно-желтого с зеленоватым оттенком. Очевидно, образование этой'
части россыпи связано с другими коренными источниками, фиксирующи-
мися в виде кварцевых высыпок на правом склоне руч. Тунгусского. Зо-
лото средних размеров с величиной зерен от 0,7 до 1,98 мм и реже до 4—
6 мм. Формы золотин пластинчатые, сплюснутые и неправильных очерта-
ний. Пробность высокая — 919,0, окатанность в основном хорошая, зол о-’
то иногда с «рубашкой». Минералогический состав шлихов характери-
зуется большим разнообразием. В составе их, кроме золота, установлены
пирит — 3,3%, гранат — 5—15, циркон—1—20, киноварь — до 1—2, ли-
монит— 50—70, магнетит — 3, ильменит — 5%, топаз, рутил, касситерит
и др.— единичные зерна. Главными источниками питания россыпи сле-
дует считать Тунгусское золоторудное месторождение.
Россыпь ручья Надежного, располагающаяся в 1 км ниже по течению
от долины ручья Тунгусского, несколько меньшего размера. Она отли-
чается большей врезанностью водотока и меньшей сохранностью следов
ледниковой деятельности.
В бассейне среднего течения р. Артык также известен ряд мелких рос-
сыпей, аналогичных по своему характеру россыпям ручьев Тунгусского
и Надежного.
В междуречье Мекчерге — Поворотный развиты такие же мелкие рос-
сыпи. Золото как из россыпей Верхне-Артыкского узла, так и из россы-
пей междуречья Поворотный — Мекчерге характеризуется высокой проб-
ностью, что может служить одним из фактов, свидетельствующих об
однотипности коренных источников для обоих участков.
Участки Верхне-Нерских впадин
с Соромо-Тымтейской ветвью
Верхне-Нерские впадины представляют собой цепь грабенов, приуро-
ченных к сочленению Иньяли-Дебинского синклинория и Нерского анти-
клинориями протягиваются в северо-западном направлении вдоль право-
бережья р. Йеры.
В современном рельефе впадины представлены аккумулятивными
равнинами, в разной степени приподнятыми неотектоническими движе-
ниями конца эоплейстоцена и разобщенными друг от друга выходами
коренных пород триаса и юры. Поверхности впадин обладают сходной
морфологией; абсолютные отметки их понижены в центральных частях
и повышены на периферии. Они колеблются от 700—800 м в централь-
ных частях до 900—1000 м и более — в периферийных. Более понижена
поверхность Татыньинской впадины, где абсолютная отметка в цент-
ральной части составляет около 600 м.
Поверхности всех впадин наклонены к северо-западу и западу, в сто-
рону долины Неры. Лишь Делянкирская впадина имеет наклон к
юго-западу, в сторону долины реки Худжах. Границы впадин в совре-
менном их виде недостаточно четки. Мощные рыхлые толщи ручья
Финиш, включаемые до сих пор в крайний северо-западный контур
распространения Джелканских слоев, разобщены от последних «щет-
ками» коренных пород, выходящими в долине р. Артык.
Тагыньинская впадина, выделяемая в современных границах, также
не представляет собой единое целое, а отделяется от участка ручья Мюд
коренными породами, выходящими на правом водоразделе ручья
Путевой.
В эоплейстоцене впадина ручья Финиш, очевидно, соединялась с
Джелканской впадиной. В это же время непосредственным продолже-
нием последней на запад была равнина междуречья нижних и средних
течений рек Тирехтях и Хангалас (левые притоки Неры), которую мы
называем Тирехтяхской предгорной озерно-прибрежной равниной. Ши-
146
рина ее около 10 /ои, протяженность более 18—20 км. Этот участок от
собственно Джелканской впадины отделяется лишь долиной р. Неры и
по возрасту и строению рыхлых отложений, выполняющих его, иденти-
чен Джелканской впадине.
Джелканская впадина состоит из аккумулятивной равнины с при-
поднятыми краями на востоке и северо-западе. Поверхность равнины
расчленяется небольшими речками и ручьями и снижается к централь-
ной части впадины, к долине Неры, рассекающей впадину на две части.
, Абсолютные отметки впадины колеблются от 720—800 до 900—
1000 м, при относительных превышениях 100—200 м. Расчлененность
увеличивается в сторону р. Неры, где наблюдаются глубокие крутые
склоны долин, выработанные в рыхлых отложениях. Водоразделы
представляют собой снивелированные террасовидные поверхности, за-
нимающие значительные площади. Впадина заложена в верхнетретич-
ное время, а заполнение ее приходится на конец неогена и эоплейсто-
ценовое время. Разрушение поверхности и расчленение ее водотоками
началось с конца эоплейстоцена.
С Делянкирской впадиной морфологически тесно связан Соромо-
Тымтёйский участок, который сочленяется с нею. Возможно, что Со-
ромский участок Делянкирской впадины имел связь с Тирехтяхской
озерно-прибрежной равниной (северо-западная часть Джелкана) через
сквозную долину истоков р. Соромы и ручья Быстрый (правый приток
Тирехтяха). Разъединение их произошло, по-видимому, в конце эоплей-
стоцена и было обусловлено поднятиями хребта Сарычева.
Речные долины в пределах Верхне-Нерских впадин имеют уравнове-
шенные продольные профили и хорошо разработаны. Многие реки и
ручьи имеют широкие заболоченные долины корытообразной формы.
Иногда водоток не имеет четко очерченных контуров долины, а проте-
кает прямо на поверхности впадины в пределах слабо выраженного
понижения (Джелканы, Джек} и только к устьевым частям при-
обретает более резкие очертания вплоть до V-образных форм. Коэффи-
циент густоты гидросети небольшой и в среднем составляет 0,5—
0,6 пог. км/км2.
В пределах впадины фиксируются террасы от самых низких до
200-метрового уровня. Большинство их сложено рыхлыми отложения-
ми. Террасовые уступы от 150 до 200 м и более нами объединяются в
один 200-метровый уровень при условии, что промежуточные уровни —
солифлюкционного происхождения. Этот уровень развит почти во всех
впадинах.
Следующая 80—120-метровая терраса также в большинстве своем
состоит из рыхлых отложений, имеет развитие в пределах Тагыньин-
бкой, Делянкирской и других впадин. Террасы 45—50-метрового уровня
имеют как аккумулятивное, так и смешанное строение. Террасы 20—
30-метрового уровня развиты шире и по характеру смешанные.
Террасы от 2 до 10-метрового уровня почти все аккумулятивные по
типу и развиты повсеместно.
Отложения ледниковой деятельности установлены лишь по запад-
ной границе Сормо-Тымтейского участка, где развиты морены, троговые
долины и флювиогляциалы I оледенения.
По вопросу золотоносности Нерских впадин мы присоединяемся к
мнению Н. А. Шило и 3. В. Орловой (1958). Основная часть территории
впадин действительно является малоперспективной в отношении обна-
ружения в ней промышленных россыпей. Однако впадины располагают-
ся в пределах развития золотопроявлений Нерской золотоносной зоны.
На юго-востоке к впадинам примыкает Береляхская золотоносная зона.
Все это дает основание предполагать возможность обнаружения рос-
сыпей золота в окраинных частях Нерских впадин.
147
10*
Участки с сохранившимися формами
древней поверхности выравнивания
Эти участки охватывают всю остальную территорию области Нер-
ского плоскогорья и занимают большие площади как на правобережье,
так и на левобережье Неры. Таким образом, за исключением вышеопи-
санных двух геоморфологических районов, основная часть плоскогорья,
на которую приходится более половины его территории, характеризуется
хорошо сохранившимися формами древней поверхности выравнивания.
Выше говорилось, что в пределах Нерского плоскогорья фиксирует-
ся одна поверхность эрозионно-денудационного выравнивания, сфор-
мировавшаяся в эоплейстоцене. В конце эоплейстоцена эта поверхность
была приподнята общими восходящими неотектоническими движения-
ми, охватившими всю территорию верховьев Индигирки, и подверглась
расчленению молодой гидросетью.
. На описываемой территории, протягивающейся от бассейна речки
Тегергачи на северо-западе до юго-восточных границ Якутии (бас-
сейн р. Делянкир), развиты главным образом участки денудационного
выравнивания. Эрозионные участки древней поверхности выравнивания
развиты в меньшей степени и представлены широкими днищами древ-
них речных долин, существовавших в эпоху планации территории.
Преобладающие абсолютные отметки водоразделов составляют
900—1000 м. иногда до 1200 м. Для водоразделов, как правило, харак-
терны платообразные, почти горизонтальные формы с крутыми и пря-
мыми, местами террасированными склонами. Реже встречаются пологие
склоны, обязанные своим происхождением процессам солифлюкции.
По сравнению с омоложенными участками древней поверхности вы-
равнивания эта территория характеризуется более редкой и менее глу-
бокой расчлененностью гидросети. Относительные превышения водо-
разделов над уровнем современных долин составляют 200, реже 300 м
против 500—600 м и более в вышеназванном участке.
Гидросеть довольно густая. Водотоки типично горные. Для них ха-
рактерно крутое падение и быстрое течение, наличие порогов, ущелий
и др. Широким развитием в районе пользуются террасовые образования.
Среди них выделяются следующие уровни: 180—200 ж, 100—120, 70—
80, 50—60, 30—40, 15—25, 8—10 и 1—1,5 ж. Основные сведения о тер-
расах даны выше.
В пределах описываемого района сконцентрированы основные золо-
торудные проявления и россыпи Нерского плоскогорья, образующие
здесь одну из крупных и богатых золотоносных зон Индигирки —
Право-Нерскую, а также Хангаласскую, менее значительную и распо-
лагающуюся на левобережье Неры. Золотоносность в обеих зонах имеет
непрерывное, полосовое распределение, без локализации в узлы. Тем
не менее в пределах полосы выделяются участки более повышенной
золотоносности, между которыми наблюдается заметное затухание.
Золотоносность как первой, так и второй зон связывается с кварце-
во-жильными и дайковыми типами месторождений. В Право-Нерскую
зону входят золоторудные проявления и россыпи, которые начинаются
на юго-восточном фланге — от ручья Делегеннях — и протягиваются
непрерывной полосой мелких россыпей вдоль правобережья Неры.
Затем она переходит в бассейн нижнего течения р. Бурустах и продол-
жается через ручьи Анка и Интах до речек Тегергачи и Балаганнах.
Известные промышленные россыпи до бассейна Антагачана имеют
более или менее четкую связь с золоторудными проявлениями.
*В противоположность им, россыпи Анкинского участка
лишены установленных коренных источников. Здесь в основном имеет
место перемыв и переотложение золота из террасовых уровней. Анкин-
148
ский золотоносный участок объединяет несколько россыпей и проявле-
ний их, которые образуют две группы: Анкинскую и Интахскую.
Россыпи представлены пойменными и террасовыми типами.
Золото из ручьев, дренирующих отложения 180—200 и 100—120-мет-
ровых террас хорошей окатанности, с преобладанием крупных фракций.
Оно покрыто «рубашкой» окислов железа. По всей вероятности, рос-
сыпи этого участка были образованы главным образом за счет перемы-
ва золотоносных отложений 180—200 и 100—120-метровых террас.
• , О террасах 180—200 и 100—120-метрового у р о в н я в бассей-
не р. Антагачан. Первая терраса прослеживается по правобережью
рек Интаха, Анки и Других, вторая же развита по левобережью их. Это
не случайно. В период, когда сток древней Неры осуществляется в сто-
рону р. Эрикит (левый приток Момы) через нижний участок долины
Антагачана, смещение осей долин древней Анки, Интаха, Ыленаи и дру-
гих рек происходило к северу, сообразуясь с направлением течения
Палео-Неры.
Начиная со 100—120-метровой террасы, смещение осей долин ука-
занных водотоков переменилось на противоположное, что было вызвано
новым направлением течения принимающей реки. Отсюда напрашивает-
ся вывод, что изменение направления течения Палео-Неры произошло
где-то в конце формирования 100—120-метровой террасы или вслед
за нею.
Тегергачинские россыпи имеют более или менее заметную
связь с коренными источниками и связаны в основном с рудопроявлени-
ями ручьев Сох и Дымокур. По генезису все россыпи аллювиальные —
долинные и террасовые (россыпи 20—30-метровых террас Тегергачи,
Дымокура и др.). /
Хангаласские россыпи и россыпи бассейна ручья Двойного
образованы как за счет размыва золоторудных кварцевых жил, так и
за счетщеремыва и переотложения золота из днищ древних доледнико-
вых долин. Они имеют с этой стороны много общего с россыпями как
Анкинского, так и Тегергачинского участков, хотя перемытое золото
здесь составляет небольшой процент.
Основные россыпи Право-Нерской зоны располагаются в централь-
ной части ее, откуда в направлении северо-западного фланга зоны на-
блюдается незначительное понижение золотоносности. Резко понижен-
ной золотоносностью характеризуется юго-восточный фланг зоны.
Несмотря на довольно широкое развитие в Нерском районе рудо-
проявлений золота, среди них отсутствуют сколько-нибудь значитель
ные и промышленные месторождения. Коренные источники золота
^представлены кварцевыми жилами, зонами окварцевания и дробления,
простирающимися преимущественно согласно со складчатостью, и тя-
готеют главным образом к сводам и крыльям антиклинальных складок
3-го порядка. Встречаются эти рудопроявления в осадочных породах и
реже в дайках.
Среди геоморфологических типов россыпей выделяются пойменные,
террасовые и распадковые. Основные запасы находятся в пойменных
россыпях, остальные почти поровну распределяются между террасовы-
ми и распадковыми россыпями. По генезису почти все россыпи
аллювиальные и лишь незначительное количество их относится к аллю-
виально-пролювиальному типу.
Россыпи характеризуются почти тождественным строением золото-
носного пласта, рыхлых отложений, перекрывающих его, даже плотика,
и распределением золота. Ниже дается описание нескольких характер-
ных россыпей.
Пойменная россыпь ручья Ку р у н - А г ы л ы к. Ручей Ку-
рун-Агылык, правый приток ручья Бурустах, впадает в нее в 5 о выше
149
устья. Протяженность ручья 25 км, ширина долины изменчива и колеб-
лется от 30—50 до 400—550 м. По морфологическим особенностям доли*
ну можно разбить на два участка. На нижнем участке, где Курун-Агы-
лык сечет геологические структуры вкрест простирания, долина имеет
небольшую ширину, невысокие, но довольно крутые склоны, почти ли-
шенные террас. Второй участок располагается выше впадения ручья
Задумчивого, где долина резко расширяется до 500—600 ж, появляются
террасы, а затем к верховьям опять сужается. Водоразделы, возвышаю-
щиеся над долиной ручья Курун-Агылык. характеризуются небольшими
высотами с широкими и плоскими вершинами. По левому берегу долины
прослеживается 200-метровая смешанная терраса, синхронная 180-мет-
ровой террасе ручья Анки, возраст которой соответствует концу эоплей-
стоцена. В среднем течении, кроме того, прослеживаются 20—30-метро-
вая смешанная и 3—5-метровая аккумулятивная террасы.
Долина ручья правоасимметричная. Верховья ручья дренируют
осадочные породы юры, среди которых гидротермальные образования
весьма скудны. От ручья Красивого до своего устья — ручья Курун-
Агылык — протекает среди пород верхнего триаса, насыщенных квар-
цевыми жилами, окварцованными зонами и дайками. На этом участке
долины и располагается россыпь ручья Курун-Агылык. Здесь в него впа-
дают небольшие ручьи, в долинах которых также находятся промышлен-
ные россыпи золота. Аллювий представлен обычными галечниками, со-
стоящими из гальки и песчано-илисто-глинистого цемента. Галька раз-
ных размеров (преобладает 5—10-сантиметровая), разной окатанности.
В ее составе песчайики и сланцы, реже кварц и еще реже дайковые
породы. В толще галечников встречаются отдельные валуны. Мощность
галечников от 2 до 3—4 м. Делювиально-солифлюкционные образо-
вания обычно перекрывают аллювиальные галечники «и состоят из или-
сто-щебенчатого материала с примесью песка и прослоями льда.
Россыпь начинается от выноса ручья Задумчивого, в вершине кото-
рого проходит зона золотоносных кварцевых жил, и протягивается без
перерыва до ручья Дорожного (рис. 5). Ниже последнего россыпь про-
слеживается в виде обедненной полосы. Основная часть россыпи рас-
полагается в пойме и лишь небольшие струйки находятся на
5—8-метровой террасе. По форме контура россыпь лентообразная.
Распределение золота в россыпи как по простиранию, так и вкрест
простирания весьма неравномерное. Повышенные содержания золота
сочетаются с большими мощностями пласта (до 2 м и более) и приуро-
чены к выносам из боковых притоков. Аналогичная картина наблю-
дается и по другим россыпям. На основании вышеизложенного можно
утверждать, что в создании основных россыпей большая роль принад-
лежала выносам боковых притоков.
В целом по простиранию россыпи ручья Курун-Агылык, как и по
другим россыпям, наблюдается общее обеднение от головной части к
хвостовой.
Изменение средних содержаний золота вкрест простирания россыпи
происходит достаточно резко. Часто участки россыпи дЛя раздельной
добычи на расстоянии 5—10 м сменяются знаковой россыпью или рых-
лыми отложениями, совершенно лишенными даже знаков золота.
Золотоносный пласт для всех россыпей имеет одинаковое строение
и состоит из галечников, элювиальной щебенки и трещиноватых корен-
ных пород. Мощность его колеблется от 0,4 до 1,8 ж. Мощность пере-
крывающих рыхлых отложений достигает 4 ж; они представлены
галечниками, в меньшей степени щебенкой, сцементированными илом
и песчано-глинистым материалом.
Золото нередко проникает в коренные породы на глубину до 2,0 ж.
Плотик россыпи сложен породами песчаников и сланцев. Поверхность
150
плотика как в продольном, так и в поперечном сечении долины пред-
ставляет собой волнистую или ломаную кривую с частыми гребнями
и западинами. На участках , выходов полого залегающих песчаников
плотик россыпи нередко совершенно гладкий. На таких участках, как
правило, золото содержится б небольших количествах. Это лишний раз
подтверждает положение о том, что на перенос свободного золота
большое влияние оказывают состав и характер расположения пород
плотика относительно течения водотока. Золото в россыпи представле-
но главным образом пластинками угловатых и округлых форм. Ока-
танность золота в основной долине хорошая, в притоках меньшая.
По крупдости золото представлено в основном фракциями от 1 до
6 Сотовой анализ его следующий.
Фракций мм.. . 0Д5 0,5 1 2 3 4 6 8 10 12 14
Содержание, % 0,1 4,9 18,3 16,2 16,7 16,4 10,7 4,9. 6,4 2,3 2,1
Цвет золота желтый, соломенно-желтый и зеленовато-желтый.
Рельеф золотин бугристый, неровный. Иногда на поверхности их на-
блюдаются царапины и шрамы, а также налет от желтого до желези-
Рис. 5. План россыпи ручья Курун-Агылык.
1 — отложения верхнего триаса; 2 — эоплей,стоценовый аллювий 180—200-метровой тер-
‘расы; 3 — граница террасы 180—200-метрового уровня; 4—5 — тектонические наруше-
ния (4—установленные; 5—предполагаемые); 6—кварцевые жилы и их развалы; 7 —
золоторудные проявления; 8—10 — россыпи золота: 8 — непромышленная россыпь,
9 — россыпь для сплошной добычи, 10 — россыпь для раздельной добычи
151
сто-бурого цвета. Нередко в золоте встречаются включения кварца и
других минералов. Пробность золота средняя — 889.
Интересно отметить, что в составе пирита из шлихов россыпей
Нюччи и Золотой Рог по пробирным анализам, приведенным А. М. Пап
и Е. С. Алявдиной (1957), установлено высокое содержание золота и
серебра.
Нис. 6. Схема геолого-геоморфоло-
тического строения бассейна ручья
Кольцевой.
I — галечные косы; 2 — отложения высо-
кой поймы Неры; 3 — отложения кону-
са выноса, 4 — террасы 30-—49-мет-
рового уровня; 5 — верхнеплейстоцено-
вые отложения 30—40-метровой террасы;
6 — участки древней поверхности вы-
равнивания; 7 — отложенля верхнего
триаса; 8 — кварцевые жилы и их
развалы; 9—10 — россыпи золота:
9 — россыпь для раздельной добычи,
10 — россыпь для сплошной добычи
EZZb ЕЗ2 ШВ3 ЕЕ4 [Z36
5s ЕЗ7 8 1ЖР°
Россыпь ручья Курун-Агылык образована в значительной мере за
счет выносов из его притоков. Однако некоторая часть золота россыпи
могла быть образована и за счет своих коренных источников, так как
долина на участке россыпи как раз пересекает в диагональном на-
правлении зону кварцевых жил, протягивающихся в северо-западном
направлении.
Распад ко в а я россыпь ручья Кольцевой (правый при-
ток Неры). Длина ручья около 2 км, ширина долины в нижней части
около 300 м. Здесь ручей врезан в правобережную 30—40-метровую
террасу Неры и в 20-метровый уступ своего «конуса выноса». В средней
и верхней части долины имеет V-образный поперечный профиль. Ручей
Кольцевой размывает глинистые сланцы и песчаники верхнего триаса.
По обе стороны долины в истоках ручья находятся плосковершин-
ные, довольно ровные поверхности междуречий, лишенные аллювия и
представляющие собой участки древней поверхности денудационного
выравнивания с абсолютными отметками около 1000 м.
Четвертичные образования долины ручья представлены отложения-
ми склонов, аллювием и аллювиально-пролювиальными образования-
ми. Мощность последних колеблется от 4 до 22 м\ они представлены
внизу обычными галечниками мощностью 2—6 м, вверху—илисто-ще-
бенчатым материалом мощностью от 3 до 16 м. Россыпь начинается
в среднем течении в виде узкой 5—10-метровой струи. К нижней части
она постепенно расширяется до 130 м (рис. 6). Золотоносный пласт
приурочен к нижней части рыхлых отложений и верхам трещиноватых
пород плотика. Состоит из щебенки и гальки, сцементированных песча-
но-глинистым материалом. Мощность его около 1,0 м и перекрывающих
рыхлых наносов — от 2 до 20 м.
152
Пробность золота 887,6. По форме преобладают дендритовидные
золотины. По крупности золото разнообразное; приблизительно в рав-
ных количествах присутствуют крупное, среднее и мелкое золото.
Россыпь относится к распадковому типу и по своему генезису яв-
ляется типичной аллювиально-пролювиальной, залегая в основании «ко-
нуса выноса» ручья Кольцевого. Коренные источники золота россыпи —
кварцевые жилы, высыпки которых фиксируются на водоразделе. Часть
золота нижнего участка россыпи, очевидно, связана с переотложением
его из 30—40-мет*ровой террасы Неры.
Интересным для описываемого участка является наличие неболь-
шой россыли в долине самой Неры. Представлена она несколькими
разобщенными участками, имеющими форму струй и гнезд длиной от 200
до 800 ж и шириной от 10 до 100 м (см. рис. 6).
Золотоносный пласт в головной части россыпи приурочен в основ-
ном к разрушенным коренным породам, в хвостовой же части в большей
мере к галечникам. Мощность пласта изменяется от 0,4 до 1,2 ж. Мощ-
ность торфов также колеблется от 1,2 до 7,0 ж. Они представлены гру-
быми галечниками с песком и глиной.
Распределение золота по крупности необычно; в головной части оно
в основном мелкое, самородки отсутствуют. В нижней части золото, йа-
оборот, представлено крупными фракциями в виде пластинок; зерен и
самородков весом до 25 г.'Золото здесь хорошо окатанное, желто-корич-
невого цвета и покрыто налетом окислов железа. В целом для^ россыпи
характерны крупные фракции золота. В долине Неры известна еще
одна аналогичная россыпь.
Примером россыпи, образованной, в большой долине, является и рос-
сыпь р. Бурустах. Все это свидетельствует о возможности образования
промышленных россыпей в долинах крупных водотоков, при наличии в
них соответствующих коренных источников золота и условий для рос-
сыпеобразования.
Значительную роль в формировании россыпей Нерской зоны играли
выносы из боковых притоков и перемыв золота из древних террасовых
уровней. Так, россыпь р. Бурустах полностью образована за счет пере-
мыва отложений 80—100-метровой правой террасы Бурустаха, фикси-
рующейся выше и ниже впадения в нее ручья Нюччи. Это особенно
хорошо заметно ниже впадения Нюччи, где промышленная пойменная
россыпь Бурустаха непосредственно прижимается к подножью склона
вышеуказанной 80—100-метровой террасы.
Аналогичное предположение приходится делать и в отношении ряда
других россыпей, так как водоразделами, дренируемыми этими водо-
стоками, почти везде служат поверхности древних 150—200-метровых и
80—100-метровых террас, аллювиальные отложения которых во многих
местах несут золото.
Россыпи террас. Большой интерес в бассейне Неры представ-
ляет золотоносность различных уровней террас. Аллювиальные отло-
жения почти всех уровней террас, развитых в районе, во многих местах
несут золотоносность.
Золотоносными являются аллювиальные отложения 5—7-метровых
террас в бассейне Тегергачи, в долине Курун-Агылыка и др. Золотонос-
ны также отложения 10—12-метровых террас Хара-Юряха, Тегергачи
и др. Хорошие концентрации золота встречены на террасах 20 и 30-мет-
ровых уровней. На отдельных участках в пределах этих террас выявле-
ны промышленные гнездообразные залежи. Террасовая россыпь известна
на 60-метровом уровне левобережья Бурустах.
Россыпи золота были обнаружены и в долинах ручьев, которые текут
в пределах этой террасы. Строение золотоносного пласта обычное. Мощ-
ность его около 1 ж; мощность перекрывающих рыхлых отложений дохо-
153
дит в отдельных местах до 38 м. Последние представлены в верхней
части коллювиальными илами со льдом и щебенкой, а в нижней — га-
лечниками.
Золото россыпи представлено чешуйками и табличками средней ока-
танности. Пробность его высокая. Для россыпи характерно крупное
золото. Ситовой анализ его следующий.
Фракции, мм 0,25 0,5 1 2 3 4 6 8 10
Содержание, % 0,3 4,7 13,9 17,0 17,1 13,1 12,3 9,3 12,3
Непромышленные концентрации золота известны на правой 80—
100-метровой террасе р. Бурустах.
Золотоносная струя небольшой протяженности установлена на
100—120-метровой террасе ручья Интах. Терраса эта протягивается на
15 км вдоль левого борта долины Интаха, шириной от 0,5 до 1,5—2 км.
Рис. 7. Разрез нижнеплейстоценовых и эоплейстоценовых золотоносных рыхлых отло-
жений 100—120 и 180—200-метровых террас правобережья р. Антагачан
(развед. линия 88).
/ — галечник с глиной и песком и редкими валунами, 2 — делювиальные отложения, 3— галечники
со щебнем, илом, песком и льдом; 4 — коренные породы; 5 — непромышленная россыпь золота
Терраса имеет эрозионно-аккумулятивное строение. Аллювий ее пред-
ставлен галечниками, состоящими из хорошо окатанной гальки мелкого
и среднего размера, сцементированной песчано-глинистым материалом
желтого и желто-бурого цвета. Состав гальки — песчаники, глинистые
сланцы, дайковые породы и кварц. Мощность галечников от 9—12 до
17—23 м. Пласт террасовой россыпи залегает на глубине в среднем
около 17 м и приурочен к контактовой части галечников и подстилаю-
щих их коренных пород. Мощность пласта 0,6 м, средняя мощность
торфов 10,3 м. Распределение золота в россыпи довольно равномерное.
Окатанность золота хорошая.
Наконец, в отложениях самой высокой в бассейне Неры 180—
200-метровой террасы также во многих местах зафиксирована золото-
носность.
На 200-метровой террасе левобережья Курун-Агылык обнаружен
древний тальвег, где золото приурочено к нижней части аллювия и к
разрушенным коренным породам.
На 180—200-метровой террасе Анки также установлено наличие зо-
лотоносности (рис. 7).
154
Аналогичные золотоносные струи выявлены на междуречье Шет —
Кюеллях и на междуречье Сюрприз—Продольный, где золотоносный
пласт залегает в глубоких (до 60 м и более) тальвегах древних эоплей-
стоценовых долин. Интерес представляет и золотоносность эоплейстоце-
новой террасы Левого Хангаласа, где террасовая россыдь представлена
несколькими обособленными струями. Золотоносный пласт перекры-
вается здесь галечниками бурых оттенков мощностью от 8 до 15 м.
Наличие россыпей на 180—200-метровых доледниковых (эоплейсто-
ценовых) террасах свидетельствует о длительной эпохе континенталь-
ной денудации страны, предшествовавшей формированию этих террас,
и еще раз подтверждает, что к началу четвертичного периода эрозион-
ный срез достиг значительной глубины, обнажив на больших площадях
коренные источники различных полезных ископаемых (Рожков, 1958) и
что большая часть металла, находящегося в современных россыпях,
была высвобождена из кварцевых жил еще в доледниковый период.
ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ РЕЛЬЕФА, ГИДРОСЕТИ
И ФОРМИРОВАНИЯ РОССЫПЕЙ
В развитии рельефа выделяется два крупных этапа: дочетвертичный
и четвертичный. История первого этапа, охватывающего длительный
промежуток времени (Сг2—Qi) и приведшего к формированию эоплей-
стоценовой поверхности выравнивания, выяснена плохо. Очевидно одно,
что одновременно с поднятиями, начавшимися в нижнем мелу, усиленно
протекали процессы денудации и эрозии.
К началу неогена тектонические поднятия несколько замедлились.
Наступил период относительной стабильности территории, хотя местами
имели место опускания отдельных участков по старым разломам
(Джелкан, Тагынья). Это создало благоприятные условия для общей
планации рельефа. На обширных пространствах были созданы сглажен-
ные и ровные' поверхности, которые во многих местах на междуречьях
еще не тронуты современной эрозией.
В четвертичное время развития рельефа довольно четко выделяются
три этапа: доледниковый (эоплейстоценовый), ледниковый (плейсто-
ценовый) и послеледниковый (голоцен). Поверхность территории к на-
чалу четвертичного периода уже была близка к выровненной с волни-
стым характером ее профиля.
Окончательное формирование «пенеплена» происходит в эоплейсто-
цене, при этом параллельно происходило образование коррелятных
отложений во впадинах, где в этот период отложились мощные толщи
песков, суглинков и супесей с пластами бурого угля и прослоями лиг-
нитов мощностью около 100 ж. Данные спорово-пыльцевых спектров
(сосна, пихта, граб, ореховые и др.) и определения ископаемых шишек
хвойных из этих отложений позволяют считать климат этого периода
умеренно теплым *и сравнительно влажным. К концу эоплейстоцена
начинаются общие тектонические поднятия района и наступает сухость
(континентальность) климата, что привело к сокращению площадей
озер-впадин и полному заполнению осадками как последних, так и
древних речных долин.
В результате поднятий в конце эоплейстоцена эти долины и поверх-
ности впадин оказались приподнятыми, и в них врезалась на 180—200 ж
современная гидросеть.
Возникновение и эволюция древней гидросети района описаны ранее,
поэтому здесь не приводятся (Цхурбаев, 1964а). Отметим лишь, что
время заложения древней гидросети уходит в третичный период, когда
были выработаны значительные отрезки долин, субпараллельные направ-
лению складчатых структур. В эоплейстоцене на Пенепленизированной
155
поверхности района была сформирована гидросеть Палео-Неры с основ-
ным водотоком, направленным по современной долине р. Антагачан
в сторону Момы с рядом крупных озер на месте современных Нерских
впадин.
В эоплейстоцене уже происходило образование россыпей, о чем сви-
детельствует золотоносность (иногда промышленная) как аллювиаль-
ных отложений древних долин Анки, Курун-Агылыка, Хангаласа и дру-
гих, так и рыхлых отложений впадин (Охотничья, Тагынья и др.).
На смену широколиственным листопадным лесам (тургайская флора
неогена) в эоплейстоцене появляется тайга, состоящая из елово-сосно-
вых лесов с реликтами неогеновой флоры (тсуга, кария, птерокария,
ореховые и др.).
На этом заканчивается наиболее длительный и важный эоплейсто-
ценовый этап четвертичной истории развития рельефа — этап оконча-
тельной выработки наиболее совершенных форм «пенеплена», четко
отделяющего древний дочетвертичный этап развития рельефа района от
более молодого плейстоценового этапа его развития.
Вслед за формированием поверхностей впадин, днищ древних долин
и собственно «пенеплена» начинается новый этап истории развития
рельефа и неотектоники. Он ознаменовался общими поднятиями всей
территории, расчленением ее гидросетью и появлением первых плей-
стоценовых ледников. С понижением базиса эрозии реки начали усилен-
но врезаться в ранее созданные формы рельефа. Однако реки еще не
успели глубоко врезаться и накопить во вновь образованных долинах
аллювиальные отложения необходимой мощности, как начавшееся в
конце эоплейстоцена похолодание приводит к появлению льдов первого
оледенения. Ледники развиты в горах и их предгорьях. Следы их де-
ятельности в виде моренных образований сохранились на поверхностях
древних долин в верховьях ручьев Бутугуна и Тунгусского.
В верховьях ручья Тунгусского в результате подпруживания ледни-
ками древнего водотока на абс. выс. 1200 м в условиях холодного озер-
ного бассейна были образованы 16-метровой мощности озерно-леднико-
вые черные илы с типичным ледниковым спорово-пыльцевым спектром.
Основная же часть Нерского плоскогорья находилась во внеледни-
ковой зоне, где была сформирована в это время поверхность террасы
100—120-метрового уровня, синхронная первому нижнеплейстоценово-
му оледенению. В эпоху первого оледенения (т. е. в нижнем плейстоце-
не) направление течения Палео-Неры осталось прежним. Нижне-
плейстоценовые отложения 100—120-метровых террас местами несут
россыпную золотоносность. Фауна нижнего плейстоцена представлена
длиннорогим бизоном, гибель которого, по-видимому, связана с пери-
одом оледенения.
В эпоху первого оледенения полностью вымирают широколиственные
породы растений, исчезает также и тсуга.
Вслед за первым оледенением наступает длительная межледнико-
вая эпоха, ознаменовавшаяся новыми более сильными тектоническими
поднятиями территории. Тектонические поднятия конца-нижнего плей-
стоцена и вызванное ими интенсивное врезание мощных потоков вод,
образованных в результате отступления ледников соседних участков,
обусловили коренное перераспределение речной сети района. Пере-
стройке подверглась в первую очередь древняя Нера, которая была
перехвачена на уровне 100—120-метровых террас одним из притоков
Индигирки, получив современное направление течения. Появление но-
вого течения Неры цривело к изменению общего базиса эрозии речной
сети, перехватам и перестройке прежнего рисунка ее.
Крупные изменения в рисунке гидросети произошли в бассейнах
средних течений Делянкира, Артыка, Хара-Юряха, Антагачана, в бас-
156
сейне Тирехтяха и Мекчерге, где прежний рисунок изменился до
неузнаваемости.
Местные перераспределения гидросети происходили и в бассейнах
Бурустаха, Тагыньи и др. Таким образом, средний плейстоцен был
временем повсеместных и массовых перестроек гидросети, не повторив-
шихся в таком масштабе в последующие периоды. Одновременно это
было временем непрерывных поднятий страны с короткими периодами
покоя, в течение которых выработались уровни 70—80 и 50—60-метро-
вы^ террас, имеющих слабое развитие. Это особенно заметно в долинах
Артык, Хара-Юрях, Тирехтях, Хангалас, Анка и других, где собственно
террасовые образования представлены высокими эоплейстоценовыми
(180—200 м) и низкими голоценовыми уровнями.
В течение среднего плейстоцена в основном шел перемыв россыпей
с одних уровней на другие. Россыпи этого периода единичны (россыпь
60-метровой террасы Зенит-Бурустаха), так как долины соответствующе-
го возраста имеют, как было сказано выше, ограниченное развитие, что,
очевидно, связано с врезанием и перестройкой гидросети в этот период.
В эпоху среднего плейстоцена постепенно создаются оптимальные
климатические условия для развития сосново-лиственничных лесов
(свет^охвойная тайга) с заметным (до 10%) участием ели. К этому
времени относится появление на Индигирке представителей холоднолю-
бивой плейстоценовой фауны: мамонта, носорога, бизона и др.
К началу верхнего плейстоцена устанавливается относительная ста-
бильность базиса эрозии, отмеченная выработкой нижних горизонтов
галечников 35—50-метровых террас, имеющих самое широкое распро-
странение после террас высотой 180—200 м.
Однако вскоре после длительной межледниковой эпохи вновь насту-
пило сильное похолодание, приведшее к развитию ледников последнего
(вюрмского) оледенения. Водно-ледниковыми отложениями оледене-
ния заключается формирование уступов 35—50-метровых террас.
Во внеледниковоц зоне формируются в это время поверхности анало-
гичных 30—40-метровых террас. Периоды формирования указанных
террас, как и уровня 100—120 ж, характеризовались в противополож-
ность межледниковью длительным покоем, в результате чего были
сформированы мощные (до 25 м) галечниковые отложения. В это время
были образованы россыпи (часто промышленные) в бассейнах Тегерга-
чи, Балаганнах и др.
В результате последнего оледенения полностью исчезли теплолюби-
вые флоры, такие, как ель, сосны, за исключением гаплоидной, и другие,
и ландшафтообразующим элементом становится даурская лиственница с
постоянным присутствием ольховника и полярной кустарниковой березы.
В этот же период происходит вымирание или переселение фауны мамон-
тового комплекса.
Наконец, послеледниковье ознаменовалось новым климатическим оп-
тимумом и началом нового голоценового этапа в истории развития релье-
фа и неотектоники. В конце плейстоцена произошли новые тектонические
поднятия, приведшие к образованию ступеней 10—15-метровых и после-
дующих террас, причем поднятия носили кратковременный и учащенный
характер, о чем свидетельствуют небольшие величины превышений тер-
рас друг над другом и незначительные мощности наносов на них.
Спорово-пыльцевые спектры из голоценовых отложений всецело от-
ражают состав современной лесотундровой тайги, состоящей из даур-
ской лиственницы, ольховника, кустарниковой березы и других пород и
теплолюбивой травяной растительности.
В голоценовых отложениях сосредоточена основная (около 95%)
часть промышленных россыпей района, причем в большинстве своем они
являются переотложенными. Этим еще раз подчеркивается важность
157
выявления ранее образованных древних террасовых россыпей, за счет
преобразования которых возникли многие из крупных россыпей района.
Настоящее время характеризуется новым стабильным положением
базиса эрозии, о чем свидетельствует широкое развитие почти во всех
крупных долинах обширных аллювиальных равнин шириной 2—5 км,
прослеживаемых иногда на десятки километров.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Нерское плоскогорье генетически представляет собой поверхность вы-
равнивания, сформированную в эоплейстоцене, в конце которого она
поднята и расчленена гидросетью. Поверхность выравнивания полиге-
нетическая: в основной своей части денудационная, в меньшей степени
представлена аккумулятивными равнинами Нерских впадин и широкими
днищами верхнеэоплейстоценовых долин. На изученной территории от-
четливо проявились новейшие тектонические движения главным образом
положительного знакап в- результате чего были сформированы девять
террасовых уровней, различных по генезису »и типу.
Основным видом неотектоники служили сводовые поднятия, проявив-
шиеся На большей части района. Блоковой тектонике обязаны своим об-
разованием участки Верхне-Нерских неоген-эонлейстоценовых впадин.
Древними оледенениями охватывались лишь участки, окаймляющие
плоскогорье дугой на северо-западе, севере и северо-востоке, и прояви-
лись они там дважды: в нижнем плейстоцене (в начале среднечетвертич-
ного отдела старой схемы) и в верхнем плейстоцене (или во второй поло-
вине верхнечетвертичного отдела старой схемы).
Особенности строения и развития рельефа отдельных участков пло-
скогорья позволяют выделить в нем ряд геоморфологических районов:
омоложенные участки древней поверхности выравнивания в бассейнах
средних течений Артыка, Хара-Юряха, Бурустаха и в междуречье По-
воротный— Мекчерге; участки Верхне-Нерских впадин; участки с хоро-
шо развитыми формами «пенеплена». Каждый из них отличается своей
морфологией, историей развития рельефа и золотоносностью.
Гидросеть района пережила довольно сложную историю своего раз-
вития. Современный рисунок гидросети Неры является результатом
длительного континентального развития страны при неоднократной
перестройке его. Основными факторами, определившими историю разви-
тия гидросети и изменения ее рисунка, были тектонические движения,
связанные с ними перехваты и в меньшей мере ледниковая деятельность.
Четвертичные отложения района представлены всеми возрастными
группами и подразделены на три отдела (по В. И. Громову и др.):
эоплейстоцен, плейстоцен и голоцен. Эоплейстоцен подразделен условно
на два яруса (нижний и верхний) и рассматривается в целом как долед-
никовый этап в четвертичной геохронологии района. Плейстоцен подраз-
делен на три яруса: нижний — ледниковый, средний — межледниковый
и верхний — ледниковый. Голоцен не подразделяется на ярусы.
Изучение рыхлых отложений района позволяет выделить среди рос-
сыпей золота Нерского плоскогорья россыпи верхнеэоплейстоценового,
плейстоценового и голоценового времени. К россыпям верхнеэоплейсто-
ценового возраста относится древняя россыпь 180—200-метровой терра-
сы бассейнов Анки и Кюелляха, 200-метровой террасы Курун-Агылыка,
120—160-метровой террасы Хангаласа, древней долины междуречья
Сюрприз—Продольный и др.
Россыпи плейстоценового возраста развиты широко и располагаются
на террасах от 100—120 до 35—50-метрового уровня. Россыпи 100—120-
метровой террасы относятся к нижнему плейстоцену и синхронизируют-
ся с эпохой первого оледенения. Сюда относится россыпь 100—120-мет-
158
ровой террасы ручья Интах. К среднему плейстоцену относятся россыпь
60-метровой террасы Бурустах-Зенит, к верхнему плейстоцену — россыпи
30—40-метровых террас бассейнов Тегергачи и Балаганнаха. Средне-
плейстоценовые россыпи устанавливаются трудно, что, очевидно, связа-
но с врезанием рек и плохой сохранностью долин соответствующего
возраста.
Наиболее развиты в бассейне Неры россыпи, залегающие в голоцено-
вых отложениях. С последними связаны основные и почти все промыш-
ленные россыпи района (Курун-Агылык, Анка, Сох и др.). Однако нача-
ло их образования уходит, вероятно, еще в плейстоцен и эоплейстоцен,
и они в большинстве своем являются переотложенными.
Основные запасы представлены средними россыпями, мелкие и не-
большие россыпи занимают подчиненное значение.
Генетически почти все россыпи района относятся к аллювиальному
типу и лишь единичные к аллювиально-пролювиальному. По геоморфо-
логический типам среди россыпей района на первом месте стоят пой-
менные. .
По форме контура россыпи лентообразные, струйчатые, линзовидные,
изометрические и др. Длина струй колеблется от первых метров до пер-
вых километров, ширина^от 10—20 до 275 м.
Распределение россыпной золотоносности определяется пространст-
венным размещением золоторудных тел, послуживших первоисточниками
для их образования.
Золотое оруденение, связанное с кварцево-жильной рудной форма-
цией, характеризуется крайне непостоянным содержанием золота. Все
известные золоторудные проявления бассейна Неры невелики по масш-
табам и относятся к категории непромышленных, за исключением не-
большого Хан^аласского золоторудного месторождения.
Тем не менее на Нерском плоскогорье известно большое количество
промышленных россыпей золота. Это, очевидно, было связано с благо-
приятным течением процессов рельефо- и россыпеобразования. В высо-
когорье и отчасти среднегорье преобладают мелкие россыпи; крупные
промышленные, россыпи здесь отсутствуют. Типичным примером разви-
тия таких россыпей является район среднего течения Артык-Делянкир,
а также междуречье Поворотный—Мекчерге.
Почти все промышленные россыпи золота бассейна Неры распола-
гаются в долинах мелкогорного и ютчасти среднегорного рельефа. На-
коплению больших количеств металла здесь способствовал значитель-
ный эрозионный срез. Погребенные россыпи в районе не установлены, но
они могут оказаться в пределах Джёлканской и других впадин (пока
изученных слабо), о чем свидетельствует знаковая золотоносность отло-
жений Охотничьей и Тагыньинской депрессий, а также наличие в долине
ручья Верной (Соромо-Тымтейский участок опускания) в толще рыхлых
отложений трех непромышленных «висячих» пластов золота на глубине
около 50—90 м.
Золотоносность района связывается с разломами северо-западного
простирания, проходящими вдоль правобережья Неры по стыку Иньяли-
Дебинского синклинория и Нерского антиклинория. Все крупные россы-
пи Нерской зоны (Курун-Агылык, Нючча и др.) приурочены к долинам
рек, пересекающим участки этого разлома.
Выявление новых россыпей представляется возможным в окраинных
частях Нерских впадин (главным образом на участке Охотничьей
депрессии и на левобережье ручья Верхний Джелкан), на высоких тер-
расах бассейнов Бурустах, Анки, Хангалас и на левобережье ручья
Двойной (приток Гранитного), а также в средней и верхней частях со-
временной долины р. Кулухун.
159
ЛИТЕРАТУРА
Баранова Ю. П. Новые данные о возрасте отложений Верхне-Нерских впадин
в бассейне р. Индигирки.— Докл. АН СССР, 1962, 146, № 1.
Баскович Р. А. Спорово-пыльцевые комплексы четвертичных отложений Северо-
Востока СССР.— Труды созещ. по стратигр. Северо-Востока СССР. Магадан, 1959.
В ал петер А. П. О возрасте террас высоких уровней в бассейне реки Неры.— Труды
Северо-Восточного комплексн. научн.-исслед. ин-та. Магадан, 1963, вып. 3.
Еаськовский А. П. О некоторых раннеантропогеновых толщах Северо-Востока
СССР.— «Колыма», Магадан, 1963а, № 2.
Васьковский А. П. Очерк стратиграфии антропогеновых (четвертичных) отложе-
ний Крайнего Северо-Востока Азии.— Материалы по геол, и полезн. ископ. Северо-
Востока СССР, вып. 16. Магадан, 19636.
Гавриков С. И. Проявления колебательных движений земной коры в пермское,
триасовое и юрское время в верховьях р. Индигирки.— Материалы по геол, и
полезн. ископ. Северо-Востока СССР, вып. 12. Магадан, 1958.
Громов В. И., Вангенгейм Э. А., Никифорова К. В. Этапы развития антро-
погеновой фауны млекопитающих как отражение этапов развития Земли.— Изв.
АН СССР, серия геол., 1963, № 1.
Карташов И. П. Происхождение и возраст реликтов выравненного рельефа на
Северо-Востоке СССР.— «Колыма», Магадан, 1963, № 8.
Колосов Д. М. Проблемы древнего оледенения Северо-Востока СССР.— Труды ГГУ
Главсевморпути. М.— Л., 1947, вып. 80.
П а п А. М., Алявдина Е. С. Полезные минералы — спутники в золотоносных и
оловоносных россыпях Северо-Востока СССР.— Труды ВНИИ-I. Геология. Мага-
дан, 1957, вып. 24.
Резанов И. А. Вопросы новейшей тектоники Северо-Востока СССР. М., изд-во
«Наука», 1964.
Резанов М. А., За рудный Н. Н. История колебательных тектонических движе-
ний Северо-Востока СССР. Изд-во АН СССР, 1962.
Рыжков И. С. Морфологические и генетические типы россыпей четвертичного возра-
ста и их сравнительная ценность.— В сб.: Материалы по геологии цветных, редких
и благородных металлов. М., 1958.
Трушков Ю. Н., Цхурбаев Ф. И. Стратиграфия континентальных золотоносных
рыхлых отложений верхнего течения р. Индигирки.— В сб.: Геология россыпей
Якутии. М., изд-во «Наука», 1964.
Тумаков А. И. Стратиграфия угленосных отложений Аркагалинского бассейна.—
Труды совещ. по стратигр. Северо-Востока СССР. Магадан, 1959.
Цхурбаев Ф. И. К истории развития Палео-Неры и ее современной гидросети.—
В сб.: Геология россыпей Якутии. М., изд-во «Наука», 1964а.
Цхурбаев Ф. И. Находка черепа длиннорогого бизона в долине руч. Загадка.
«Колыма», Магадан, 19646, № 6.
Шило Н. А. Четвертичные отложения Яно-Колымского золотоносного пояса!, условия
и этапы их формирования.— Труды ВНИИ-I. Геология. Магадан, 1961, вып. 66.
Шило Н А., Орлова 3. В. Верхне-Нерская впадина и возраст ее отложений.—
Материалы по геол, и полезн. ископ. Северо-Востока СССР, вып. 12, Магадан,
1958
Эль'янов М. Д. Стратиграфия четвертичных отложений верховьев Колымы и Инди-
гирки.— Труды совещ. по стратигр. Северо-Востока СССР. Магадан, 1959.
Эльянов М. Д. Четвертичные отложения и россыпи золота верховьев Колымы и
Индигирки — Сов. геол., 1961, № 2.
А. И. Сергеенко
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
И РОССЫПНАЯ ЗОЛОТОНОСНОСТЬ
ОЛЬЧАНСКОГО СРЕДНЕГОРНОГО РАЙОНА
ОСОБЕННОСТИ ГЕОЛОГО-ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
Ольчанский среднегорный район занимает восточную часть Ольчано-
Эльгинского нагорья, на его фоне выделяются отдельные участки высо-
когорного рельефа, приуроченные к интрузивным массивам. Этот
район — переходная зона между высокогорным рельефом поднятия
системы цепей Черского и Адыча-Оймяконской мелкогорной областью.
Направление основных морфоструктур рельефа совпадает с простира-
нием складчатости, кроме районов развития высокогорья, где структуры
имеют изометричный облик и контролируются выходами изверженных
пород. Ольчанский район приурочен к двум крупным тектоническим
структурам. Северная часть его расположена на южном крыле Иньяли-
Дебинского синклинория, южная является переходной зоной между
Эльгинскими складчато-глыбовыми и линейными складчатыми структу-
рами синклинория (Рожков и др., 1961).
Осадочные породы в пределах района представлены песчаниково-
сланцевой толщей, относящейся к верхнему триасу и нижней юре
(рис. 1). Верхнетриасовые отложения, развитые на большей части пло-
щади нагорья, расчленяются на карнийский и норийский ярусы. Карний-
ские отложения выполняют ядра Ольчанской антиклинали, й прослежи-
ваются вдоль р. Ольчан. Литологически они подразделяются на две
свиты. Нижняя свита сложена кварцевыми и кварцево-полевошпатовы-
ми песчаниками с подчиненным количеством глинистых и песчано-гли-
нистых сланцев. Верхняя свита представлена переслаивающимися песча-
никами и песчано-глинистыми и глинистыми сланцами. Мощность
карнийской толщи 1400—1500 м. Норийские отложения слагают крылья
антиклиналей и литологически также расчленяются на 2 свиты. Нижняя
свита представлена мелко- и среднезернистыми песчаниками и глини-
стыми сланцами, преобладающими в нижних горизонтах. Верхняя свита'
сложена песчано-глинистымй сланцами с прослоями алевролитов и
песчаников. Мощность отложений норийской свиты 1200—1500 м.
Юрские отложения, слагающие центральную часть Иньяли-Дебин-
ского синклинория, прослеживаются в северной части нагорья и отли-
чаются от триасовых пород резким преобладанием песчаников над слан-
цамиг Нижнеюрские отложения распространены в виде узких полос,
протягивающихся вдоль верхнетриасовых пород, и представлены серыми
песчаниками. Мощность нижнеюрских отложений составляет 700—
1000 м. Отложения средней юры, слагающие ядра небольших синкли-
нальных складок, подразделяются на три яруса, два из которых просле-
живаются в предел ах д^айрна. Нижний, ааленский, ярус сложен крупно-
переслаивающимися бачками песчаников и сланцев; средний, байосский,
представлен массивными песчаниками. Мощность среднеюрских отло-
жении 900—1100 м. Осадочная толща смята в складки субширотного,
] 1 Геология россыпей золота
1161
Рис. 1. Схема геолого-геоморфоло-
гического строения Ольчачского сред-
негорного района.
1 — аллювиальные отложения; 2 — леднико-
вые отложения I эпохи оледенения, <?'-
ледниковые отложения II эпохи оледене-
ния. 4 —послеледниковые террасы, 5 —тер-
расы уровня 2-й эпохи оледенения, 6 —
межледниковые террасы; 7 — террасы уров-
ня I эпохи оледенения; 8 — кары; 9 --ак-
кумулятивные ледниковые формы; 10 —
троговые долины, 11 — песчапо-сланцевые
отложения норийского яруса верхнего
триаса (Тзп). /2 — песчано-сланцевые отло-
жения карнийского яруса верхнею триаса
(Т3к); 13 — песчано-сланцевые отложения
нижней юры (Ji); 14 — песчано-сланце-
вые отложения средней юры (J2), /5 — пе-
счано-сланцевые отложения верхней юры
(/3); Ю — граниты, /7 —дайки, "18 — раз-
рывные нарушения
а в западной части нагорья северо-западного простирания. Наиболее
значительные из них (с севера на юг): Силяпская антиклиналь, Шелю-
пинская синклиналь, Ольчанская антиклиналь, Удуминская синклиналь.
В направлении с севера на юг в пределах нагорья меняется характер
тектонических структур. В северной части, расположенной на южном
крыле Иньяли-Дебинского синклинория, складки сильно дислоцирова-
ны и линейно вытянуты. В южной части, прилегающей к Эльгинской
зоне складчато-глыбовых структур, дислоцированность уменьшается и
появляются структуры глыбового характера (удуминская глыба).
Складчатые структуры Ольчанского района осложнены многочислен-
ными разрывными нарушениями в основном субширотного, северо-вос-
точного и субмеридионального простирания. Часть этих нарушений
выполнена дайками.
В пределах Ольчанского района изверженные породы получили до-
вольно широкое распространение и представлены интрузивными масси-
вами in дайками. Выделяются два участка наиболее широкого развития
интрузивных массивов, оба они приурочены к антиклинальным попереч-
ным зонам. Первый участок занимает восточную часть нагорья, где
обнажаются крупные массивы Усть-Нерский, Лево-Индигирский и дру-
гие, расположенные на южном окончании Прииндигирской поперечной
антиклинальной зоны. В центральной части прослеживается вторая ан-
тиклинальная поперечная зона, протягивающаяся в северо-восточнОхМ
направлении от р. Арангас (левый приток р. Эльги) до р. Иньяли, в пре-
делах которой обнажаются Шелюпинский и Лево-Арангасскмй масси-
вы. Площадь выходов этих массивов колеблется от 100 до 30 км2. На ос-
тальной площади Ольчанского района интрузивы имеют менее широкое
развитие и представлены небольшими массивами и штоками (Омук-Кю-
рюеляхский, Батырчанский, Дузуньинский и др.).
Эти интрузивы сложены главным образом биотитовыми и двуслюди-
стыми гранитами (иногда порфировидными), в меньшей мере — грано-
диоритами и гранодиорит-порфирами. Все они окружены ореолом кон-
тактовоизмененных осадочных пород шириной 0,5—2 км.
Распределение даек в пределах описываемого района также носит
неравномерный характер. На отдельных участках они образуют овиты.
Так, на левобережье Ольчана, в его приустьевой части, прослеживается
•свита даек шириной 10 км, простирающаяся в субширотном направле-
нии на расстоянии 7—8 км. Вторая свита даек (северо-восточного про-
стирания) развита в верховьях ручья Омук-Кюрюелях, в непосредствен-
ной близости от Шелюпинского гранитоидного массива. Ширина ее 5 км,
длина 8 км. На остальной части территории дайки залегают в виде от-
дельных небольших групп главным образом субмеридионального и се-
’ веро-восточного простирания.
Дайки по своей морфологии крайне разнообразны даже в пределах
одной свиты. Длина их колеблется ог первых десятков метров до 10—
12 км. Мощность также изменяется в больших пределах — от 0,5 до
2—3 м. Падение их обычно крутое, близкое к вертикальному. В пределах
Ольчанского среднегорного района отмечаются следующие петрографи-
ческие разности даек: кислые, представленные в большинстве случаев
кварцевыми порфирами, гранит-порфирами, аплитами и средние, пред-
ставленные роговообманковыми диоритами, диоритовыми, кварц-
диоритовыми и грано-диоритовыми порфирами. Характерной особен-
ностью даек является незначительное их прокварцевание и золотонос-
ность.
Гидротермальная деятельность в пределах нагорья проявилась в об-
разовании кварцевых жил и зон прожилкования, несущих золотое оруде-
нение. Пространственное размещение рудных тел и связанных с ними
россыпей обусловливается подбжей^ем их в Ольчанской золотоносной
163 н*
Зоне, которая является продолжением Нерской зоны и отделена от по-
следней Ольчано-Нерским незолотоносным районом.
В пределах Ольчанского района, как и на всей территории бассейна
верхнего течения Индигирки, золотоносные россыпи образовались в зна-
чительной мере за счет разрушения многочисленных рассеянных, бед-
ных по содержанию золотом коренных источников, представленных
кварцевыми жилами и зонами прожилкования.
• По высотным отметкам и морфологическим особенностям рельефа
Ольчанский среднегорный район подразделяется на две геоморфоло-
гические подзоны. Первая подзона приурочена преимущественно к пес-'
чаниковым породам нижней юры, развитым в левобережной части
бассейна Ольчан, и характеризуется глубокорасчлененным рельефом,
узкими (до 20—50 м ширины) гребневидными водоразделами с абсолютг
ными отметками с севера на юг от 1600 до 1300—1200 и относительными
превышениями 500—600 м, крутыми склонами, V-образными и коры-
тообразными профилями долин. Вторая подзона охватывает право-
бережную часть бассейна и сложена в основном глинистыми и песчано-
глинистыми сланцами верхнего триаса, что обусловило образование
более мягких форм рельефа. Для последнего характерны сглажен-
ные широкие (до 100—200 м) водоразделы, пологие, покрытые де-
лювиально-солифлюкционными отложениями склоны, широкие, хорошо
разработанные долины, часто террасированные. Абсолютные отметки
высот колеблются от 1200 до 1000 м, относительные превышения со-
ставляют 300—400 м Граница между двумя этими подзонами не рез-
кая, постепенная. Подзоны вытянуты в субширотном направлении, сов-
падая с простиранием осадочных пород. На фоне среднегорного релье-
фа наблюдаются участки высокогорного рельефа, приуроченного к
интрузивным массивам (Батырчанский, Эбир-Хаинский), абсолютные от-
метки которых достигают 1600—1700 м.
Как отдельную морфологическую структуру рельефа можно выде-
лить расположенную в северной части Ольчанской среднегорной обла-
сти депрессию («денудационный желоб», по М. Е. Мельник), протяги-
вающуюся вдоль южного склона Бергенняхской гряды, которая является
.как бы* естественной границей, отделяющей высокогорье цепей Черского
Ют- Ольчано-Эльгинского ,нагорья-. Депрессия приурочена к выходам су-
щественно сланцевых парод норийского яруса, верхнего триаса, разви-
тых среди более устойчивых песчаников нижней юры, и прослеживается
согласно простиранию этой толщи в субширотном направлении от ис-
токов ручья Бергеннях до бассейна Тобычан на расстоянии 65 км. Ши-
рина депрессии колеблется от. 0,5 до 1,5 км; относительное превышение
водоразделов над тальвегами долин достигает 600—800 м. Поперечный
профиль асимметричный, ящикообразный. На северном склоне просле-
живается серия эрозионно-аккумулятивных террас, образованных раз-
личными водотоками.
Образование депрессии произошло в результате избирательной эро-
зии, когда отдельные водотоки, такие, как реки Ольчан, Омук-Кюрюе-
лях, Обещание, ручей Дремучий и другие, протекая’ вначале в субмери-
диональном направлении в песчаниковых породах, попадая в толщу ме-
нее устойчивых песчано-глинистых сланцев, изменяли свое направление.
Русла водотоков, постепенно смещаясь в южном направлении (что
обусловлено различной экспозицией склонов), сформировали на этом
участке для каждого ручья чашеобразные долины, которые разделены
небольшими сквозными перевЪламиг'Во время последней эпохи оледе-
нения ледники, спускавшиеся по долинам этих рек с Бергенняхской
гряды, заполняли депрессию на всем протяжении, сглаживая поверхно-
сти террас, в результате чего в настоящее время они представляют еди-
ный террасоувал с нечеткими морфологическими элементами.
164
На территории Ольчанского среднегорного района речная сеть от-
носится в основном к бассейну р. Ольчан и только незначительная
часть — к бассейнам рек Тонор, Арангас (левые притоки р. Эльги) и
Эбир-Хая, Ыт-Юрях (левые притоки Индигирки).
В различных участках района в зависимости от литологии коренных
пород «и неодинакового проявления неотектонических движений меняется
характер гидросети. В северной части, которая охватывает левобережье
Ольчана, гидросеть имеет густоразветвленный, перистый рисунок. Гус-
тота гидросети, т. е. общая длина водотоков, приходящаяся на 1 км2,
составляет в среднем 1,35 (Эльянов, 1956). Отношение средней шири-
ны бассейнов отдельных рек к их длине составляет в среднем 0,18—0,20.
В южной части области, где литология коренных пород мало отличается
ог осадочной толщи северной, рисунок речной сети носит уже древовид-
ный характер. В зависимости от этого отношение средней ширины бас-
сейна водотоков к его длине увеличивается и достигает 0,40—0,45, а гус-
тота пидросетй уменьшается до 1,25, 1,20. Такое различие морфологии
гидросети объясняется различным неотектоническим режимом. Северная
часть, примыкая к более мобильной системе цепей Черского, имеет
большую скорость поднятия, чем южная, которая сочленяется с Адыча-
Оймяконской областью замедленного поднятия.
В более устойчивых породах, таких, как гранитоиды, гидросеть ха-
рактеризуется большей протяженностью основных водотоков и слабым
развитием притоков. Отношение средней ширины бассейна к его длине
достигает 0,13—0,15. Ширина и характер поперечного профиля долин
зависят от их направления по отношению к простиранию склад-
чатых структур и экспозиции их склонов. Водотоки, пересекающие оса-
дочные породы поперек их простирания, обычно имеют довольно узкую
(соизмеримую с мощностью потока) долину в основном с симметрич-
ным поперечным профилем и слабой террасированностью склонов.
У ручьев, протекающих вдоль простирания осадочных пород, долины
резко отличаются от вышеописанных и характеризуются большей
шириной, достигающей 1 —1,5 км, при длине 4—5 км, и асимметрич-
ным поперечным профилем благодаря террасированности северного
склона.
Река Ольчан, протяженностью 109 км, берет свое начало из двух
озер, расположенных на пологом широком водоразделе бассейна Тобы-
чан. Она течет в юго-восточном направлении до устья ручья Удума, сов-
падая с осью одноименной антиклинальной складки. Долина на этом
участке имеет ширину 1 —1,5 км и характеризуется асимметричным по-
перечным профилем и террасированным левым склоном. От ручья Уду-
ма до своего устья Ольчан протекает в субширотном направлении и
имеёт довольно симметричную долину шириной 1,5—2 км. При пересече-
нии Дузуньинского гранитного массива долина резко сужается до 150—
200 м. Наиболее крупные притоки р. Ольчан — ручьи Лагерный, Омук-
Кюрюелях, Удума, Туора-Тас, Кюрбоккю. Характер морфологии их под-
чиняется отмеченным закономерностям.
В бассейне Ольчан террасы имеют довольно широкое развитие. Нами
выделяются семь уровней. Террасы высотой 200—250 м, являющиеся ре-
ликтами «пенеплена», имеют очень ограниченное распространение и про-
слеживаются в среднем и нижнем течении Омук-Кюрюелях по ее левому
склону в виде широких (до 1 —1,5 км) площадок. Аллювиальные отло-
жения этих террас представлены отдельными хорошо окатанными га-
лечниками и валунами и относятся к нижнему отделу четвертичной си-
стемы (Qi2). В среднем течени|ИРеки поверхность 220-метровой террасы
завалена эрратическими гранитными валунами, которые отложены лед-
ником первой эпохи оледенения. В долине Индигирки при впадении Оль-
чана этот уровень соответствует 350—400-метровым террасам.
165
Ко второму уровню относятся 150-метровые эрозионно-аккумулятив-
ные террасы, имеющие более широкое развитие. Они фиксируются пс
левому борту долины верхнего течения Ольчан, по правому склону ручья
Омук-Кюрюелях, в его приустьевой части и в долине р. Кюрбоккю. Ши-
рина террас достигает 300—400 м. Мощность аллювиальных отложений,
залегающих на этих террасах, 8—10 ж, и они представлены хорошо ока-
танными галечниками, сцементированными песчано-глинистым материа-
лом. К этому уровню относится 250-метровая терраса, расположенная в
приустьевой части Ольчана и протягивающаяся в долину Индигирки.
К третьему уровню относятся 100—130-метровые эрозионно-аккуму-
лятивные террасы, развитые в верховьях Ольчана в долинах речек Омук-
Кюрюелях и Кюрбоккю. Ширина террас достигает 100—150 м. Мощность
атлювиальных отложений составляет 8—10 м. По своему составу они
аналогичны галечникам 150-мегровой террасы.
К четвертичному уровню относятся 50—70-метровые эрозионно-ак-
кумулятивные террасы, имеющие очень широкое распространение как
в долине Ольчана, где они прослеживаются как на всем ее протяжении,
так и в ее притоках. Ширина их достигает 1—1,5 км. В притоках вверх
по течению высота террас этого уровня уменьшается до 2—3 м. В ледни-
ковых районах (верховья Ольчан и ручья Омук-Кюрюелях) поверхность
этих террас служила ложем ледника второй эпохи оледенения, который,
уничтожив аллювий, отложил моренный материал в виде несортирован-
ных, неокатанных обломков местных пород и эрратических гранитных
валунов. Аллювиальные отложения мощностью 8—10 м сохранились в
древних долинах ручьев Безлесный и Сетакан (характеристика их дана
при описании золотоносных узлов), где они перекрыты ледниковыми от-
ложениями.
В остальной части бассейна Ольчана аллювиальные отложения тер*
рас этого уровня характеризуются повышенной мощностью (до 15—
20 м) и большим количеством валунов.
К пятому уровню относятся 30—40-метровые эрозионно-аккумуля-
тивные террасы, также имеющие широкое распространение и развитые
на всем протяжении Ольчана. Аллювиальные отложения мощностью 8—
9 м представлены хорошо окатанными галечниками, сцементированны-
ми песчано-глинистым материалом с прослоями серых илов.
К шестому уровню относятся террасы высотой 15—20 м. В верховьях
Ольчана и ее притоках они имеют высоту 2—7 м и являются аккумуля-
тивными. Вниз по течению террасы становятся эрозионно-аккумулятив-
ными, и при впадении Ольчана в Индигирку высота их достигает 20 м.
Аллювий этих террас по мощности и своему составу аналогичен галеч-
никам 30—40-метровых террас.
К седьмому уровню относятся 5—10-метровая аккумулятивная тер-
раса в долине Ольчана. Эта терраса прослеживается от ее устья до устья
ручья Сетакан, где она переходит в пойму. Аллювиальные отложения
аналогичны галечникам 20—40-метровых террас.
В долинах рек, протекающих в однообразных по своей литологии
породах и в участках с одинаковой неотектонической обстановкой, про-
дольные уклоны плотика более высоких террас меньше, чем нижележа-
щих и современной поймы.
Так, в долине ручья Тинь-Юрюете продольный уклон 30—40-метро-
вой террасы равен 0,020, 25-метровой — 0,037, современной поймы —
0,047. В долинах рек, пересекающих районы с различной неотектониче-
ской обстановкой, наблюдаются отклонения от этой закономерности.
В верховьях Ольчана и ее левых притоках, протекающих в участке с
большей интенсивностью поднятия, наблюдается более интенсивный
врез гидросети, чем в низовьях и в ее правых притоках, в результате
чего поверхность террас от истоков до устья получается вогнутой, что
166
хорошо прослеживается на террасах IV эрозионного уровня, где в вер-
ховьях они имеют высоту 50—55 ж, в средней части 40 ж и в приустье-
вой 70 м.
На территории Ольчанской среднегорной области ледниковая дея-
тельность проявилась в небольшом районе, охватывающем бассейны
верхнего течения Ольчан и ручья Омук-Кюрюелях., Здесь сохранились
следы двух оледенений.
Реликтами первой эпохи оледенения являются широко распростра-
ненные эрратические валуны гранитоидного состава, скопления которых
прослеживаются на 200—220-метровых террасах и на водораздельных
пространствах с абсолютными отметками 1200—1400 м. Объем валу-
нов достигает 4—5 м3. На террасах более низких уровней количество
валунов уменьшается, причем они приобретают более окатанный облик
вследствие обработки водными потоками при переотложении. Судя по
большей ширине террас, достигающей 1000—1500 ж, поверхность кото-
рых являлась ложем ледника и пологим переходом их в склоны, первое
оледенение развивалось в условиях менее расчлененного рельефа, ха-
рактеризующегося сглаженными водоразделами, пологими склонами и
широкими долинами. Оледенение этой эпохи носило горно-долинный ха-
рактер. Несмотря на большое количество поступавшего льда, ледники,
спускавшиеся с Бергенняхской гряды, заполнив очень широкие долины,
не продвигались на большие расстояния. Так по долине ручья Омук-1(ю-
рюелях они доходили только до его среднего течения, о чем свидетель-
ствует отсутствие ледниковых эрратических валунов на 200—250-метро-
вой террасе, прослеживающейся в его приустьевой части. По аналогии
с другими районами, например с хребтом Сарычева (Трушков и Цхур-
баев, 1964), время проявления данного оледенения датируется как ниж-
неплейстоценовое.
Второе оледенение, центром которого являлась также Бергенняхская
гряда, развивалось в обстановке более расчлененного рельефа на
уровне 30-метровой террасы ручья Омук-Кюрюелях и носило также
долинный характер. Мощность оледенения была меньше предыдущего,
но вследствие меньшей площади поперечного сечения долин, вмещаю-
щих ледники, они продвигалась на большее расстояние. Так например,
по долине ручья Омук-Кюрюелях они доходили до его устья, о чем сви-
детельствует наличие ледниковых отложений в староречье ручья Сета-
кан, некогда впадавшего в него в 5 км от уст£>я. Реликты этого оле-
денения сохранились более отчетливо и представлены троговыми доли-
нами (верховье ручьев Омук-Кюрюелях, Обещание и др.), моренами
(ручей Дремучий), эрратическими гранитными валунами, маргинальны-
ми каналами и др. В результате подпруж'ивания ледниками отдельных
водотоков (ручьи Безлесный и Сетакан) произошло перераспределение
гидросети, и образовались древние долины, характеристика которых
дана при описании золотоносных узлов.
Во внеледниковых районах в долине р. Ольчан терраса этого уровня
прослеживается на всем ее протяжении и соответствует 70-метровым
террасам Индигирки. Время проявления этого оледенения датируется
как верхнеплейстоценовое.
Наиболее древними рыхлыми отложениями (табл. 1), развитыми в
пределах Ольчанского среднегорного района, являются аллювиальные
галечники и валуны, залегающие на поверхности 200—250-метровой тер-
расы в бассейне ручья Омук-Кюрюелях и в древних долинах, просле-
живаемых в бассейне ручья Эбир-Хая и правого Ыт-Юрях, относящиеся
по аналогии с соседними районами (Нерское плоскогорье) к верхнему
эоплейстоцену. Судя по большой ширине этих террас, достигающей 1,5—
2 км, при ширине современной поймы 400—600 м и постепенному перехо-
ду их в склон, рельеф в этот период был среднегорный со сглаженными
167
Таблица 1. Схема стратиграфии четвертичных отложений
Ольчанского среднегорного района
Система Отдел
Ярус
Горизонт
Характеристика отложений
Аллювиальные отложения 10, 20, 25—40-метровых террас
и поймы
S
8
з
2
Морены на склонах Ольчанского массива, ледниковые отложе-
ния на уровне поверхности 50—70-метровых террас р. Ольчан
и в древних долинах ручьев Сетакана и Безлесного
Аллювиальные отложения на 150—100, 50—70-метровых терра-
сах и в древних’долинах ручьев Сетакан и Безлесный
Ледниковые эрратические валуны на поверхности 200-метровой
террасы ручья- Омук-Кюрюелях и склонах долин на абс. выс.
1200—1300 м
sS3 -
к
o' Аллювйадьн’ыё галечники, залегающие на 200-метровой террасе
§ ручья Омук-Кюрюелях и в древних долинах в бассейне ручья
§ Правый Ыт-Юрях
<
Не установлен
водоразделами' и широкими долинами. Этот уровень условно относится
к нижнечетвертичному «пенеплену», который широко развит в сосед-
них областях. В’ начале нижнего плейстоцена (Q21) началось похоло-
дание, в результате чего на этом уровне в северной части района
р-азвились ледники, относящиеся к первой эпохе оледенения, релик-
тами которых являются эрратические валуны, установленные на этих’
террасах.
• В среднеплейстоценовое время произошло поднятие района, обусло-
вившее врезание гидросети е образованием 200—250-метровой террасы
ручья- Омук-Кюрюелях и террас 150—250, 100—120-метровых уровней
Ольчана. Аллювиальные отложения этого возраста, залегающие на этих
террасах, имеют одинаковый литологический состав. Ниже приводится
типичный разрез рыхлых отложений на 100-метровой террасе Ольчана
(разведочная линия 698, шурф 90).
Мощность, JK
1. Растительный слой......................................... 0,2
х 2. Щебень с плотными глинистыми илами серого цвета с прослоями и лин-
зами льда.........................................................4,6
3. Хорошо окатанная галька с мелкими валунами, песком и илом серого
цвета, с линзами льда ............................................5,2
4. Хорошо окатанная галька со щебнем .разного размера, сцементированная
песком . . ... 4.........................................8,3
5. Коренные породы — глинистые сланцы.
Характерная особенность — широкое развитие на поверхности этих
террас делювйально-солифлюкцйонных отложений, представленных се-
рыми илами со щебнем местных пород, перекрывающим аллювий. Мощ-
ность их достигает в приувальных частях 10—15 м.
Спорово-пыльцевой анализ из пробы, взятой на 130-метровой терра-
се Ольчана, показал присутствие среди древесных сосен из секции га-
плоидных и диплоидных, ели, сережкоцветных, представленных березой
168
и ольхой; травянистые представлены в основном вересковыми и кипрей-
ными. Среди спор преобладают плаунки и сфагновые мхи. Присутствие
сосны, ели, крупной березы свидетельствует об умеренном климате.
В верхнеплейстоценовое время вновь произошло похолодание, вы-
звавшее оледенение северной части района, ледники которого разви-
вались на уровне 50—70-метровых террас р. Ольчана. В этот период
исчезли еловые и сосновые леса. В спорово-пыльцевых спектрах преоб-
ладают споры холоднолюбивых зеленых мхов и плаунков сибирских.
В пробе, взятой из ледниковых отложений староречья Сетакана,
среди древесных присутствуют лиственница, ольховник и в основном
кустарниковая береза; травянистые представлены сложноцветными,
злаковыми, гвоздичными; среди спор преобладают зеленые мхи, сибир-
ские плауцки, папоротники. Во время этого оледенения произошло пере-
распределение гидросети, связанное с подпруживанием ледниками от-
дельных водотоков, в результате чего произошло образование древних
долин. 1
В послеледниковое время продолжалось поднятие района, в резуль-
тате чего произошел врез гидросети до 50—70 м и образовались 50—70,
30—40, 15—20 и 5—10-метровые террасы. 3 этот период изменился кли-
мат, началось таяние ледников и появление другого комплекса рас-
тительности.
Общей особенностью развития рельефа и климата в четвертичный
период является поднятие района, обусловившее врезание гидросети, и
похолодание на всем протяжении этого времени.
В зависимости от пространственного размещения коренных источ-
ников и геоморфологической обстановки в пределах Ольчанского райо-
на изменяется характер россыпной золотоносности.
Коренное оруденение в пределах.Ольчанской золотоносной зоны рас-
пределяется неравномерно, в отдельных участках оно проявилось более
интенсивно, образуя рудные поля, которые вместе с россыпями, про-
странственно связайными с ними, выделяются в отдельные узлы —
Туора-Тасский, Тинь-Юрюетинский, Омук-Кюрюеляхский и Приольчан-
скую полосу.
Золотоносные россыпи, образовавшиеся в различной геоморфологи-
ческой обстановке, отличаются по условиям залегания и своему строе-
нию.
В первой подзоне, охватывающей правобережную часть бассейна Оль
чана и характеризующейся более сглаженными, менее расчлененными
формами рельефа, золотоносные россыпи (Туора-Тасский узел) зале-
гают в хорошо разработанных долинах и представлены комплексом
пойменных, террасовых и реже староречий; они отличаются выдержан
костью и большей шириной с хорошо сформированным золотоносным
"Пластом.
Вторая подзона находится на левобережной части бассейна и ха-
рактеризуется более глубокой расчлененностью рельефа. Ее можно раз-
делить на два участка. В первом участке, расположенном вне пределов
проявления ледниковой деятельности, золотоносные россыпи (Тинь-
Юрюетинский узел и Приольчанская полоса) расположены в довольно
узких с крутыми склонами долинах преимущественно в виде нешироких
невыдержанных полос в тальвегах и реже на террасах.
Второй участок подзоны расположен на границе высокогорной си-
стемы цепей Черского и подвергался оледенениям. Он характеризуется
наличием россыпей, залегающих в древних долинах, погребенных под
ледниковыми отложениями (Омук-Кюрюеляхский узел и россыпь ста-
роречья Сетакана, относящиеся к Приольчанской полосе).
169
РОССЫПИ ПОДЗОНЫ СГЛАЖЕННОГО СРЕДНЕГОРНОГО РЕЛЬЕФА
Наиболее характерными золотоносными россыпями являются место-
рождения, входящие в Туора-Тасский узел, охватывающий бассейны
ручьев Туора-Тас, Правый Ыт-Юрях, Эбир-Хая и Двойной.
В структурном отношении узел приурочен к южному крылу Ольчан-
ской антиклинали, сложенному терригенными образованиями карний-
ского и норийского ярусов верхнего триаса.
Кварцевые жилы и зоны прожилкования, несущие золотое орудене-
ние и являющиеся коренными источниками при образовании золотонос-
ных россыпей, широко развиты на всей территории узла, но наибольшая
их концентрация наблюдается в двух зонах. Первая зона протягивается
в СЗ направлении от ручья Правый Ыт-Юрях до ручья Бытырчан и при-
урочена к антиклинальному перегибу, простирающемуся в том же на-
j правлении. На протяжении этой зоны прослеживаются три отдельных
; участка, в которых фиксируются повышенные концентрации золота и
\к которым приурочены наиболее хорошие россыпи. Первый участок рас-
положен в левых притоках ручья Правого Ыт-Юряха, второй — в бас-
сейне среднего течения ручья Туора-Тас, третий — на водоразделе
ручьев Широкий и Двойной.
Вторая зона протягивается параллельно первой по правому водо-
разделу долины ручья Эбир-Хая, где также наблюдаются два участка
повышенной золотоносности.
Рельеф Туора-Тасского узла — типичное среднегорье со сглаженны-
ми широкими водоразделами, с абсолютными отметками 800—1300 м и
относительными превышениями 200—400 м, при пологих (особенно се-
верных склонах и широких долинах).
На фоне среднегорного рельефа возвышаются отдельные высоко-
горные массивы гранитоидов (Эбир-Хаинский шток). С северо-востока
узел граничит с Ольчанским высокогорным массивом; в юго-западном
направлении среднегорье постепенно переходит в Эльгинскую мелкогор-
ную область.
Россыпи бассейна ручья Туора-Тас
Ручей Туора-Тас берег свое начало на Ольчано-Индигирском водо-
разделе и протекает в субмеридиональном направлении вкрест прости-
рания осадочных пород и впадает в Ольчан в 40 км от ее устья. Длина
долины ручья 27 км, ширина в верхней части 300—400 м\ вниз по тече-
нию долина постепенно расширяется и в приустьевой части достигает
1200—1300 м. Поперечный профиль долины симметричный в верховьях
и асимметричный в низовьях вследствие террасироваяности правого
склона. Русло шириной 2—3 м сильно меандрирует, подмывая то пра-
вый, то левый склоны долины. Площадь бассейна ручья Туора-Тас
составляет 300 км2, причем наблюдается правая асимметрия, при кото-
рой правые притоки, берущие свое начало с высокогорного Ольчан-
ского массива, имеют большую протяженность, чем левые. Особенно-
стью притоков ручья Туора-Тас является резкое отличие морфологии
долин и ручьев, протекающих в субширотном и северо-западном на-
правлении. Долины ручьев Широкий, Промысел, Ягельный и других
имеют субширотное направление; их поперечный профиль резко асим-
метричный, причем северный склон пологий, террасированный, южный,
подмываемый водотоком,— крутой, обрывистый. Ширина долины этих
водотоков несоизмерима с их длиной. Так, ручей Широкий длиной 4,5 км
в среднем и нижнем течении имеет ширину долины 600 м, а ручей Про-
мысел длиной 3,5 км — 700 м. Притоки, имеющие северо-западное на-
правление, характеризуются симметричным поперечным профилем до-
170
лины, слабой террасированностью склонов и меньшей шириной долины.
Так, ручьи Сох-Бар и Зарница при длине больше 5 км имеют ширину
долины лишь 250—300 м.
В бассейне ручья Туора-Тас сохранились терраТы высотой 2 ж, 2—10,
20—25, 30—50 м. Смешанная 30—50-метровая терраса прослеживается
в нижнем течении ручья Туора-Тас и его притоках, где она имеет высоту
30 м и особенно развита в ручье Широком, где ширина ее достигает
50 м. Она протягивается по правому борту ручья Туора-Тас от ручья
Гранитного до устья, где соединяется с террасой Ольчана того же уров-
ня. Мощность рыхлых отложений колеблется от 5—6 до 8—10 м в при-
увальных частях. Смешанная 20—25-метровая терраса прослеживается в
основном в нижней части долины ручья Туора-Тас и в его притоках (Со-
хатиный, Ненастный, Гранитный). Ширина этой террасы в отдельных
участках достигает 100—300 м. Мощность рыхлых отложений изменяется
от 5 до 8 м. Характерная особенность этих террас — нечеткость их мор-
фологических элементов, так как они перекрыты толщей делювиальнэ-
солифлюкционных отложений. Мощность последних в приувальных ча-
стях достигает 15—20 м. Особенно это хорошо заметно в долинах субши-
ротного простирания (ручьев Широкий и Промысел), где серия террас с
поверхности представляет собой единый террасоувал с неровной, бугор-
чатой поверхностью.
Аккумулятивные 2, 5 и 10-метровые террасы развиты на всем протя-
жении долины Туора-Тас и в большинстве его притоков. Ширина их иног-
да достигает 50—100 м.
Четвертичные рыхлые отложения, развитые на территории узла, пред-
ставлены элювиальными, делювиально-солифлюкционными и аллювиаль-
ными образованиями. Элювиальные отложения, развитые на водораз-
дельных пространствах, представлены толщей мощностью 0,2—0,7 м,
сложенной грубообломочным материалом коренных пород с песком и
глиной.
Делювиально-солифлюкционные отложения, залегающие на склонах
и перекрывающие аллювий террас, представлены грубообломочным, щеб-
нистым материалом с большой примесью ила и глины, с прослоями и лин-
зами льда.
Пойменные и террасовые аллювиальные отложения по своему соста-
ву аналогичны и представлены хорошо окатанными галечниками с не-
большим количеством валунов, сцементированных песчано-илистым ма-
териалом. Наблюдаются прослои и линзы илов и иногда льда. Ниже
ручья Гранитного, размывающего Ольчанский интрузивный массив, в
аллювии встречаются гранитные валуны.
Россыпи, образующие месторождение, размещаются в среднем тече-
нии ручья Туора-Тас и расположены в долине последнего и в его при-
токах.
Условия залегания россыпей зависят от морфологических особенно-
стей строения долин. Россыпи, прослеживающиеся в симметричных, срав-
нительно узких долинах ручьев Зарница, Сох-Бар, расположены в их
пойме и протягиваются одной непрерывной полосой. К этому типу отно-
сится также россыпь ручья Сохатиный (рис. 2). В широких долинах
ручьев Широкий, Промысел россыпи развиты по всей ширине долины,
залегая на террасах различных уровней и в пойме (рис. 3).
По морфоьпогияе^ким_л^б^ностям в бассейне Туора-Тас выделяются
россыпи террасовые, пойменные и ложковые. Террасовые россыпи 30—50-
метрового уровня прослеживаются в долинах ручьев Широкий, Промы-
сел, Ягельный. Ширина их колеблется от 10 до 130 м. В приустьевой
части ручья Широкого такая россыпь размыта и переотложена в пой-
му. Террасовая россыпь этого же уровня, залегающая в долине ручья
Ягельный, представлена рядом отдельных струй. Ширина их колеблется
171
от 10 до 30 м. Россыпи 10-метровой террасы фиксируются в долине
р. Промысел, где прослеживаются вначале в виде двух струй, затем,
после их слияния — одной струей до устья, где она переотложена в
долину ручья Туора-Тас.
Распределение золота в террасовых россыпях довольно равномер-
ное.
Наиболее значительны пойменные россыпи долины ручья Туора-Тас
и его притоков.
Рис. 2. Разрез верхних отложений ручья Сохатиный (развел, линия 17).
На рис. 2, 3, 4 отношение горизонтального м-ба к вертикальному 10 : 1.
1 — растительный слой; 2 — песок со щебнем; 3 — галечники со щебнем, сцементиро-
ванные песчано-глинистым материалом; 4 — лед с галькой, илом и глиной; 5 — песчано-
глинистые отложения со щебнем; 6 — линзы льда; 7 — коренные породы; 8 — непро-
мышленные россыпи; 9 — промышленные россыпи
Пойменные россыпи притоков имеют аналогичное строение, значи-
тельную ширину и протяженность. Длина россыпей колеблется от
1500 до 3000 м, ширина — 50—70 м.
Распределение золота равномерное. На отдельных участках, в при-
устьевых частях ложков, за счет выноса золота из них наблюдаются
раздувы пойменных россыпей шириной до 100 м. При наличии в таль-
веге на склонах и водоразделах участков более интенсивных проявле-
ний золотоносных кварцевых жил также отмечается расширение рос-
сыпей и увеличение в них количества золота рудного облика (ручья Со-
хатиный и др.). В некоторых ручьях (ручей Широкий) пойменная рос-
сыпь прослеживается в виде струй, расположенных последовательно,
что обусловливается неполным размывом террасовых россыпей на от-
дельных участках. Мощность рыхлых отложений в пойме этих прито-
ков составляет 5—8 м. Все пойменные россыпи сливаются с пойменной
россыпью ручья Туорд-ТасЛ значительна ее обогащая. Пойменная рос-
сыпь ручья ТуораСГас "протягивайся непрерывной полосой от ручья
Зарница до Гранитного на расстоянии 15 км. Нижняя часть россыпи
имеет пониженное содержание золота. По простиранию россыпь
172
37
оз/
49
19
/А
62 Ь
Рис. 3. Разрез рыхлых отложений ручья Промысел.
/ — растительный слой; 2 — серые суглинки со щебнем; 3 — галечники с мелкими прослоями
л^да, сцементированные песком и глиной; 4 — линзы льда; 5 — галечники, сцементирован-
ные песком и глиной; 6'— галечники, сцементированные песком, илом, льдом; 7 -- коренные
породы; 8 — непромышленные россыпи; 9 — промышленные россыпи
О 20 40 60 80м
I---1--J___L. I
невыдержанная, с частыми раздувами благодаря выносу золота из боко-
вых притоков. Это хорошо заметно ниже впадения ручьев Сохатиный и
Промысел, где ширина россыпи
О 10 20 30 40,50 м
i j____i___i__I__i
3' Е&
Рис. 4. Разрез рыхлых отложений ручья Исходный
(разведочная линия 1)
1 — растительный слой; 2 — серые галечники со щебнем,
песком и илом; 3 — коренные породы; 4 — непромышлен-
ная россыпь; 5 — промышленная россыпь
достигает/200—250 м при сохранении
Sсредних содержаний. Попол-
нение россыпи золотом про-
исходило за счет разруше-
ния коренных источников,
^расположенных в самой до-
лине ручья Туора-Тас, что
доказывается резкими повы-
шениями содержания золо-
та, притом рудного облика,
на локальных участках, мест-
ными расширениями рос-
сыпи и резким увеличением
вертикальных запасов. Мощ-
ность рыхлых отложений не
превышает 5—10 м. Золото-
носный пласт всех этих рос-
сыпей приурочен к спаю ал-
лювиальных отложений- и
плотика, представленного
сильно трещиноватыми пе-
счано-глинистыми сланцами
и в меньшей мере песчани-
ками.
Ложковые россыпи зале-
гают-6 небольших ложках
протяженностью 800—1000 ж
и шириной 100—200 м. Рых-
лые отложения мощностью
3—4 м представлены более
грубообломочным и менее
окатанным материалом. Рос-
сыпи имеют вид узких полос
шириной 10—20 м и длиной
500—800 ж, непосредствен-
но сливаясь с пойменной
россыпью главной долины;
они характеризуются крайне
невыдержанным распределе-
нием золота (рис. 4).
Промышленная золото-
носность элювиально-делю-
виальных отложений не
установлена, но копушение
водораздельных пространств и склонов показало сплошную заражен-
ность делювия золотом, обычно знаковых содержаний. Повышенные со-
держания золота локализуются непосредственно над золотоносными
кварцевыми жилами, создавая ореолы, не превышающие 10—15 м в по-
перечнике. В тех случаях, когда они расположены на склоне (правый
склон ручья Сохатиный), смещение золота достигает 50—70 м. Мощность
элювиально-делювиальных отложений колеблется от 0,5—1,0 м на водо-
разделах до 2—4 м на склонах. Золото в элювиально-делювиальных от-
ложениях очень мелкое, от пылевидного до 1 мм в диаметре, реже пред-
ставлено зернами неправильной формы, с неровными занозистыми края-
ми. Цвет светло-желтый с зеленоватым оттенком.
174
Золото в россыпях имеет очень хорошую окатанность и представлено
главным образом пластинками (90—95%) и в меньшей мере зернами.
Цвет золотисто-желтый с красноватым оттенком. Иногда встречаются
золотины в «рубашке» бурого цвета. Характерной особенностью являет-
ся отличие золота из россыпей правых и левых притоков. В правых при-
токах золото мелкое (средняя крупность не превышает 2,3 мм), плохой
и средней окатанности. В левых притоках средняя крупность достигает
4,8 мм и золотины имеют более хорошую окатанность. Пробность золота
изменяется от 759 (ручей Сохатиный) до 862 (ручей Ягельный). Само-
родки встречаются редко, но отличаются большой величиной. Так, в про-
цессе отработки были обнаружены самородки весом 9608,8 и 4775,5 г.
Россыпи бассейна ручья Двойного
Кроме наиболее распространенных пойменных и террасовых россы-
пей первой подзоны, в бассейне ручья Двойного известна россыпь, зале-
гающая в древней долине ручья Интеграл (Древний Интеграл), обра-
зовавшаяся в результате перехвата последнего одним из правых прито-
ков ручья Двойного (рис. 5).
На участке слияния с ручьем Двойным староречье представляет
собой 24—30-метровую террасу по отношению к ручью Двойному, за-
тем в приустьевой части образует древнюю долину, отделенную от по-
следнего останцом коренных пород (рис. б). Рыхлые отложения древ-
ней долины, мощность которых достигает 36 м, сложены двумя слоями:
нижний мощностью 5—6 м представлен аллювиальными золотоносны-
ми галечниками средней окатанности, с примесью мелкого щебня и
песчано-глинистым материалом; верхний горизонт мощностью 20—30 м
сложен делювиально-солифлюкционными мелкощебнистыми отложе-
ниями с большим количеством песчаных илов и прослоями и лин-
зами льда.
Россыпь староречья прослеживается в виде двух отдельных струй
длиной 100—200 м и шириной 10—20 м.
Протяженность ручья Двойного 8,5 км. В верховьях и низовьях он
имеет ширину 300—400 м, симметричный, корытообразный поперечный
профиль. В средней части за счет развития серии террас, образованных
ручьем Интеграл, долина! становится асимметричной и достигает
ширины 1,5 км. Рыхлые отложения мощностью 5—6 м, залегающие в
ШШ’ ЕЗ2 (^]4 0. ИГ
Рис. 5 Схема золотоносности бассейна ручья Двойного.
1— сланцевые отложения верхнего триаса. 2 — 60-метровая эрозионно-аккумулятивная
терраса, 3—30-метровая эрозионно-аккумулятивная терраса, 4 — древняя долина,
5— рудопроявление золота и развалы кварцевых жил, 6 — непромышленная россыпь;
7 — промышленная россыпь
175
пойме ручья Двойного, по своему составу аналогичны аллювию ручья
Интеграл.
Россыпь протягивается непрерывной полосой на расстоянии 2500 м,
на фоне которой выделяются три обогащенных участка.
Распределение золота в россыпях ручьев Двойного и древней доли-
ны Интеграла довольно выдержано. Плотик этих россыпей сложен
Рис. 6. Разрез рыхлых обложений ручья Двойного (разведочная линия 10) и древней
долины ручья Интеграл (разведочная линия Ш).
/ — галечники, сцементированные песком, илом и глиной; 2 — суглинки со щебнем и илом; 3 —
галечники с примесью щебня, сцементированные песком, илом, глиной; 4 — линзы льда с примесью
илов; 5 — коренные породы; 6 — россыпи; 7 — граница аллювиальных и делювиальных отложений
сильно трещиноватыми песчано-глинистыми сланцами и характеризует-
ся неровной поверхностью с желобообразными углублениями.
Золото представлено главным образом пластинками, содержание
которых составляет 80—100%, и в меньшей мере зернами. Золотины
хорошо окатанные и только в районе разведочной линии 11 встречаются
плохо окатанные, иногда в сростках с кварцем. Средняя крупность золо-
та составляет 3,6 мм, причем в древней долине золото мельче, чем в
ручье Двойном. Пробность изменяется в небольших пределах — от 830
до 868. В- крупных фракциях встречаются золотины с темно-бурым
налетом.
К Туора-Тасскому узлу относятся золотоносные россыпи, залегающие
в долинах ручьев Правый, Ыт-Юрях и Эбир-Хая — левых притоков
Индигирки. По условиям залегания и своему строению они аналогичны
вышеописанным россыпям этого узла.
Интересна элювиально-делювиальная россыпь, вскрытая разведоч-
ными выработками на водоразделе ручьев Конечный — Карманный на
площади 300 м2. Рыхлые отложения представлены здесь грубообломоч-
ным материалом подстилающих пород (песчаники, сланцы, реже кварц),
сцементированными суглинками серовато-желтого цвета. Мощность этой
толщи 1,2—1,5 м. Золотоносность приурочена к нижним слоям разреза.
На этом же водоразделе встречаются древние аллювиальные галеч-
ники (сушенцы), относящиеся условно к эоплейстоценовым образова-
ниям, имеющие слабую золотоносность.
t76
РОССЫПИ ПОДЗОНЫ ГЛУБОКОРАСЧЛЕНЯЮЩЕГО РЕЛЬЕФА
Участок вне пределов проявления ледниковой
деятельности. Этот участок протягивается по левобережью а
р. Ольчан и является переходным от зоны сглаженного рельефа к высо-
когорью, развитому главным образом на юрских песчаниках в северной
части района. Россыпи, расположенные в пределах этого участка, лока-
лизуются в Тинь-Юрюетинском узле и Приольчанской полосе.
Тинь-Юрюетинский золотоносный узел
Тинь-Юрюетинский золотоносный узел расположен в северной части
Ольчанской среднегорной области, охватывая бассейны ручья Тинь-
Юрюете, ручья Комариный и верховья ручья Дузунья.
Территория Тинь-Юрюегинского узла представляет собой область
развития глубокорасчлененного среднегорного рельефа, характеризую-
щегося узкими гребневидными водоразделами с абс. выс. 1000—1600 м и
относительными превышениями 300—500 ж, крутыми склонами, V-образ-
ным'и и корытообразными долинами. В направлении с севера на юг
наблюдается постепенное уменьшение абсолютных высот и относитель-
ных превышений. В долинах рек развиты террасы 35—50, 25, 10—15 и
1—3-метровых уровней.
Золотоносные россыпи выявлены в долинах ряда притоков р. Ольчан.
Наиболее типичное россыпное месторождение золота расположено в
бассейне ручья Тинь-Юрюете, который является правым притоком ручья
Кюрбоккю. Долина ручья (длина 6 км) с правым притоком Малый Тинь-
Юрюете (длина 4 км) —продольная по отношению простирания осадоч-
ных пород. По морфологическим особенностям долину можно разделить
на Два участка (рис. 7). Нижний участок, протягивающийся от долины
ручья Кюрбоккю до впадения ручья Малый Тинь-Юрюете, характера-
I«11 I ! I2 lebM3 1^ I6 IZ/ I6 I * I7
Рис. 7. Схема расположения россыпей бассейна ручья Тинь-Юрюете.
1 а) аллювиальные отложения, б) сланцевые отложения норийского яруса верхнего триаса (ТЗп );
7 — дайки; 3 — кварцевые жилы и их развалы; 4 — бровки террас; 5 — промышленная россыпь; 6
непромышленная россыпь; 7 — рудопроявление золота
12 Геология россыпей золота
177
зуется большой шириной долины, достигающей 600 м, асимметричным
поперечным профилем* обусловленным террасированностью левого скло-
на и уклоном русла 0,047. Верхний участок и аналогичная ему долина
ручья Малый Тинь-Юрюете представляют собой узкие глубоковрезанные
каньонообразные долины с симметричным поперечным профилем шири-
ной 100—150 м и весьма крутым уклоном русла. Здесь характерно почти
полное отсутствие террас.
Русло имеет ширину I—4 м и часто меандрирует, а
на нижнем участке подмывает правый борт. В бассей-
не ручья Тинь-Юрюете прослеживаются смешанные
террасы 10, 25 и 35—40-метровых уровней, перекры-
тые с поверхности делювиально-солифлюкционными
отложениями. В бассейне ручья Тинь-Юрюете выделя-
ются россыпи пойменные, террасовые и распадковые.
Пойменная россыпь верхнего участка ручья Тинь-
Юрюете протягивается узкой полосой на расстоянии
около 3 км и характеризуется частыми пережимами и
гнездовым распределением золота. Россыпь ручья Ма-
лого Тинь-Юрюете прослеживается в вц^де непрерыв-
ной струи шириной 30—50 м. В нижней своей части
эти россыпи сливаются и образуют долинную россыпь
нижнего участка ручья Тинь-
Юрюете.
Террасовые россыпи разви-
ты в основном в нижнем участ-
ке долины Тинь-Юрюете и про-
слеживаются на всех сохранив-
шихся уровнях террас (рис. 8).
Россыпь террасы 35—40-метро-
вого уровня расположена на
двух участках. Россыпь перво-
го участка залегает на сохра-
нившемся обрывке 35-метровой
террасы, расположенной в виде
узкой полосы шириной около
20 м. Мощность рыхлых отло-
жений на террасе — 7—13 м.
34
32
15 „ 19 21
О 10 20 30 40м
> ।_।__i_1__।
<7
Рис. 8. Разрез рыхлых отложений ручья Тинь-Юрюете (разведочная линия 5).
Отношение горизонтального м-ба к вертикальному 5 . 1
/ — растительный слой; 2 — делювиальные суглинки со щебнем и льдом; 3 — делювиальные суглин-
ки со щебнем и редкой галькой; 4 — галечники 35—40-метровой террасы, 5 — галечники 25-метро-
вой террасы; 6 — галечники 10-метровой террасы; 7 — галечные поймы; 8 — коренные породы,
9— золотоносные россыпи. 25—42 — номера шурфов

р
к
1178
Ниже и выше по течению от этого участка терраса размыта и рос-
сыпь переотложена на 25-метровый уровень. Россыпь второго участка
фиксируется в приустьевой части долины ручья Тинь-Юрюете в виде не-
скольких струй, залегающих на 40-метровой террасе. Мощность рыхлых
отложений этого участка более высокая за счет широкого развития
делювиально-солифлюкционных образований и колеблется от 20 до 40 м.
Распределение золота в россыпи носит невыдержанный, гнездовий
характер.
Россыпь 25-метровой террасы прослеживается на всем протяжении
в виде одной струи. Мощность рыхлых отложений изменяется от 6—7 м
в головке до 20 м в нижней части. В районе линии 18 подсечен подвес-
ной пласт с непромышленным содержанием, образование которого прои-
зошло в результате движения делювиально-солифлюкционных отложений,
в сферу влияния которых попал золотоносный аллювий 30-метровой тер-
расы. На некоторых участках наблюдается непосредственный переход
россыпи этого уровня в россыпь 10-мегровой террасы.
Россыпь 10-метровой террасы протягивается непрерывной струей по
левому борту долины ручья Малого Тинь-Юрюете и соединяется с пой-
менной. Мощность рыхлых отложений изменяется от 1 ж в верховьях
ручья Малого Тинь-Юрюете до 10 ж в конце россыпи.
В устьевой части долины ручья Тинь-Юрюете в результате размыва
россыпи 40-метрово?1 террасы ручья кюрбоккю в пойме последнего обра-
зована еще одна небольшая россыпь. При этом смещения в горизонталь-
ном направлении переотложенной россыпи не произошло. В долине
ручья Сухого находится небольшая ложковая россыпь в виде одной
струи длиной 110 ж и шириной 10 м. Распределение золота в ней гнездо-
вое. Рыхлые отложения представлены слабо окатанными галечниками и
щебенкой. Мощность их колеблется от 1 до 3 ж.
Плотик россыпей бассейна ручья Тинь-Юрюете представлен сильно-
разрушенными песчано-глинистыми сланцами и в меньшей мере песча-
никами и дайковыми породами. Золотоносный пласт приурочен к спаю
рыхлых отложений и плотика. Просадка золота в плотике обычно до 1 м,
но иногда достигает 1,5—2 м.
ПРИОЛЬЧАНСКАЯ ЗОЛОТОНОСНАЯ ПОЛОСА
Приольчанская золотоносная зона протягивается, согласно складча-
тости осадочных пород, в субширотном направлении вдоль долины
р. Ольчан от ручья Дузунья до ручья Джаргалах и приурочена к приосе-
вой части северо-восточного крыла Ольчанской антиклинали.
Приольчанская зона расположена в области глубокорасчлененного
среднегорного рельефа, характеризующегося довольно узкими водораз-
делами с абс. отм. 1200—1400 м, относительными превышениями 300—
500 м и узкими V-образными долинами. Все долины, кроме Ольчана, по
отношению к простиранию осадочных пород являются поперечными, и
их характерной особенностью служит почти полное отсутствие террас.
Золотоносные россыпи приурочены к участкам наиболее интенсив-
ного развития кварцевых жил.
По условиям залегания они подразделяются на пойменные и терра-
совые россыпи древней и современной гидросети. Примером пойменной
россыпи, залегающей в крупной долине, может быть россыпь Ольчана.
Долина реки на этом участке асимметричная, с широкой (до 2 км) пой-
мой и террасированным правым склоном, где развиты террасы 10, 30,
50-метровых уровней. Россыпь состоит из двух параллельных струй дли-
ной 1,5—1,9 км и шириной 20—190 м. «Торфа» мощностью 2—6 м пред-
ставлены хорошо окатанными галечниками с небольшим количеством
валунов песчаников и гранитов, сцементированных песком и илом.
179
12
' Остальные долины, вмещающие россыпи, являясь поперечными» *
имеют V-образный симметричный поперечный профиль, небольшую
ширину и характеризуются почти полным отсутствием террас.
Пойменные россыпи всех этих ручьев по своему строению сходны
между собой и обычно залегают в виде одной сплошной узкой полосы
по тальвегу долины. Длина их колеблется от 2 до 3 км. Ширина изме-
няется от 20 м в начале россыпи и до 50—60 м в конце. Мощность «пес-
ков» также варьирует от 1 м в начале до 2,5 м в концевой части. Могщ
ности торфов также значительно увеличиваются вниз по течению. Рас-
пределение золота крайне невыдержанно.
Небольшие террасовые россыпи встречены по левобережью долины
р. Мельчай на 10—15-метровой террасе в виде узких, также невыдержан-
ных струй.
Второй участок -подзоны глубоко расчлененного
рельефа. Этот участок непосредственно примыкает к высокогорной
области, расположенной в северной части района, и характеризуется
сильно расчлененным среднегорным рельефом, развитым преимуще-
ственно на песчанистых юрских осадочных породах, и интенсивным прояв-
лением ледниковой деятельности. Для этого участка наиболее типичны
межледниковые пойменные и террасовые россыпи древних долин, погре-
бенные под ледниковыми отложениями, и в меньшей мере пойменные
россыпи современной гидросети. Все эти россыпи относятся в основном
к Омук-Кюрюеляхскому золотоносному узлу и только одна (староречье
Сетакана) к Приольчанской полосе.
Омук-Кюрюеляхский золотоносный узел
Омук-Кюрюеляхский золотоносный узел расположен в северной
части Ольчанского среднегорья в области интенсивного проявления лед-
никовой деятельности, охватывая бассейны среднего течения ручьев
Безлесный и Обещания, являющихся левыми притоками р. Омук-
Кюрюелях.
Рельеф Омук-Кюрюеляхского узла характеризуется сильной расчле-
ненностью с большой контрастностью высот при глубокой врезанности
рек и узких гребневидных водоразделах с крутыми склонами. Формы
рельефа контролируются литологией осадочных пород. Так, на фоне
высоко- и среднегорного рельефа, сформировавшегося на песчаниках
нижней юры, в центральной части узла прослеживается депрессия шири-
ной 1—1,5 км, протягивающаяся в широтном направлении и приурочен-
ная к выходам глинистых и песчано-глинистых сланцев верхнего триаса.
Все водотоки Омук-Кюрюеляхского узла берут свое начало с Берген-
няхекой цепи. В пределах развития преимущественно песчаниковых
пород ручьи протекают вкрест ее простирания в субмеридиональном
направлении в узких троговидных долинах. Затем ручьи меняют свое
направление на близкое к субширотному, приурочиваясь к толще менее
устойчивых сланцевых пород, где образуют широкую (1—1,5 км шири-
ной) асимметричную террасированную долину, которая в рельефе выде-
ляется как депрессия. Ниже, приняв все основные притоки ручьи
Безлесный, Обещание «и другие снова пересекают вкрест простирания
песчаниковые отложения нижней юры и формируют симметричную коры-
тообразную долину шириной 300—600 м. В долинах этих рек прослежи-
ваются террасы 2—5, 15—20, 45—60, 100—120-метровых уровней, глав-
ным образом на участке депрессий, где они образуют террасоувал с
нечеткими морфологическими элементами.
Во время второй эпохи оледенения все эти террасы, включая 100—
120-метровые, были перекрыты и отпрепарированы ледниками, опускав-
шимися с Бергенняхской гряды и двигавшимися по долинам ручьев
а
180
Безлесный, Обещание и других и соединявшимися на участке депрессии.
Рыхлые отложения, сохранившиеся на этих террасах, по своему соста-
ву аналогичны. Примером их могут служить ледниковые и аллювиаль-
ные образования, вскрытые разведочными выработками на 50-метровой
террасе ручья Обещание.
Мощность, м
1. Растительный слой..................................................0,2
2. Галька разного размера средней окатанности, со щебнем и валунами до
30—35 см в поперечнике, сцементированная песком и в меньшей мере глиной 1
3. Мелкий щебень с незначительным количеством слабо окатанной гальки,
сцементированный песком..................................................... 0,8
4. Мелкий и средний щебень с песком . .................1,1
5. Мелкая галька с песком...............................................0,6
6. Мелкий щебень, сцементированный илом.................................0,5
7. Хорошо окатанная галька, сцементированная песком и плотной серой
глиной . . 1,1
8. То же с валунами до 50 см в поперечнике............................3,7
9. Крупные валуны до 60—80 м в диаметре с хорошо окатанной галькой, сце-
ментированные серой глиной и песком.......................................1,2
10. Сильно разрушенные песчано-глинистые сланцы.
Нижняя часть рыхлых отложений, представленных хорошо окатан-
ными галечниками, является аллювиальной, а верхняя часть, состоящая
из плохо окатанного, несортированного, грубообломочного материала —
ледникового происхождения.
В результате подпруживания ледником ручья Безлесный в его сред-
нем течении образовалась древняя долина староречья (рис. 9) длиной
3—5 км и шириной 300—400 ж. Мощность рыхлых отложений в этой
долине достигает 30 м. Эпигенетический участок долины приурочен к
тектонической зоне и представляет собой узкий каньон шириной 50 м с
обрывистыми склонами и небольшими мощностями рыхлых отложений
(до 1—2 м). , , .
"Послеледниковый врез гидросети не превышает 2—5 м.
Условия залегания, строения и размеры россыпей бассейна ручья
Омук-Кюрюелях контролируются пространственным размещением их
коренных источников, морфологией долин и проявлениями ледниковой
деятельности. Россыпи залегают в долинах среднего течения ручьев
Обещание и Безлесный и располагаются вдоль свиты золотоносных
кварцевых жил, простирающейся в субширотном направлении и про-
слеживающейся на их водоразделе.
Несмотря на то, что золотоносные кварцевые жилы развиты в оди-
наковой степени как в верховьях рек, так и в среднем течении ручьев
Обещание и Безлесный, они сохранились только в средней части, где
ледниковая деятельность проявилась в аккумуляции рыхлого 'материа-
ла, под которым погребены золотоносные россыпи (древняя долина ручья
Безлесный). В верховьях этих ручьев золотоносные россыпи выпаханы.
В возрастном отношении россыпи узла подразделяются на 2 группы:
россыпи древней и современной гидросети. Россыпи древней гидросети
размещаются в староречье ручья Безлесного и прослеживаются на всем
протяжении его в виде отдельных струй, расположенных в пойменной
части и на 10 и 20-метровых погребенных террасах. ,
Пойменные и террасовые россыпи (см. рис. 9) прослеживаются
в виде узких полос на всем протяжении древней долины, на фоне кото-
рых отмечаются участки и гнезда с повышенными содержаниями зо-
лота.
Рыхлые отложения, залегающие в древней долине, подразделяются
на 2 горизонта. Нижний горизонт маломощный (2—3 м) и сложен зо-
лотоносными аллювиальными галечниками с незначительным количе-
ством валунов. Верхний горизонт представлен несортированными ва-
лунно-галечными отложениями ледникового происхождения, причем
181
Рис. 9. Схема расположения россыпей бассейна ручья Безлесного.
1 — делювиальные отложения; 2 — обрывы; 3 — ледниковые отложения; 4 — аллюви-
альные отложения, 5—древняя долина; 6 — пойма древней долины^ 7—10-метро-
вая погребенная терраса; 8—20-метровая погребенная терраса; 9 — непромышлен-
ная россыпь; 10 — промышленная россыпь
валунность достигает 20—30%. Мощность ледниковых отложений ко-
леблется от 5—10 м в начале древней долины до 25—30—в нижней
части.
Золотоносный пласт приурочен к нижним горизонтам аллювиальных
отложений и верхней части плотика, отличаясь нечеткой границей с тор-
фами.
Литология и строение рыхлых отложений погребенных террас,
в отличие от поймы, характеризуется большей мощностью слоя плохоот-
сортированного щебнисто-галечного материала и большей его валун-
ностью.
Золотоносный пласт террасовых россыпей аналогичен пойменному
и отличался повышенной валунистостью.
Плотик сложен песчаниками с прослоями песчано-глинистых слан-
цев, сильно разрушенных с поверхности.
Описанные россыпи были сформированы в межледниковый период.
В эпоху верхнеплейстоценового оледенения аллювиальные золотонос-
ные отложения были погребены мощным‘слоем моренного материала,
отложенного ледником, двигавшимся по долине ручья Безлесный. В ре-
зультате этого ручей Безлесный был подпружен и образовал новое
русло, параллельное старому.’
182
Рис 10 Схема расположения россыпей в староречье Сетакана.
1—ледниковые отложения; 2— сланцевые отложения верхнего триаса. 3 — кварцевые
жилы и их развалы; 4 — древняя долина; 5 — сквозные долины. 6 — рудопроявление
золота; 7 — золотоносные россыпи
На этом участке прослеживается золотоносная россыпь, залегаю-
щая в современной долине ручья Безлесного.
Россыпь -начинается слиянием двух струй, одна из которых протя-
гивается из долины ручья Безлесный, другая — из р. Древняя долина,
затем она продолжается в эпигенетическом участке и далее до разве-
дочной линии 26. По морфологическим особенностям россыпь, залега-
ющая в эпигенетическом участке, резко отличается от россыпей, распо-
ложенных в других частях поймы, и характеризуется пониженными
мощностями торфов (2—3 м) и песков (0,5—0,6 ж), большей невыдер-
жанностью и галечно-щебнистым характером рыхлых отложений. Рос-
сыпи, залегающие ниже и выше эпигенетического участка, имеют нор-
мальные мощности торфов 6—8 м и песков 0,8—1,2 м, Рыхлые отложения
представлены среднеокатанной галькой с меньшей примесью щеб-
ня. Валунность достигает 20%; что обусловливается перемывом лед-
никовых отложений. В контурах этой россыпи прослеживаются отдель-
ные струи, имеющие промышленное содержание золота.
> К этому же типу относятся золотоносные россыпи, залегающие в
древней долине ручья Сетакана (староречье Сетакана), относящиеся
к Приольчанской полосе. Староречье Сетакана представляет собой
ложбину длиной 2 км и шириной 800—1000 ж, протягивающуюся в ши-
ротном направлении (рис. 10).
Во время последней эпохи оледенения долина ручья Сетакан, быв-
шего крупным притоком ручья Омук-Кюрюелях, была подпружена лед-
ником, опускавшимся по долине последнего и его устьевая часть оказа-
лась погребенной под моренными отложениями. В результате этого
ручей Сетакан, изменив свое направление, размыл низкий перевал,
отделяющий его от одного из небольших левых притоков Ольчана, и
унаследовал его длину. Эпигенетический участок по своей морфоло-
гии резко отличается от долины ручья Сетакан и представляет собой
каньонообразную, глубоковрезанную долину с крутыми обрывистыми
склонами шириной 200—300 ж. Долина ручья Сетакан выше этого
участка характеризуется большей шириной, достигающей 800 ж, асим-
183
метричным поперечным профилем и широким развитием террас 25—
30 и 50—60-метровых уровней, прослеживаемых по правому берегу.
Перехват произошел на уровне 30-метровой террасы, о чем свидетель-
ствует переход этой террасы в ложе древней долины и сходный состав
их аллювиальных отложений. В староречье по правому борту и в при-
устьевой части ручья Соседнего наблюдаются 10—12-метровые погре-
бенные террасы, соответствующие 50-метровой террасе ручья Сетакан.
На участке древней долины аллювий погребен под мощным слоем лед-
никовых отложений. О ледниковом происхождении этой толщи свиде-
тельствует широкое развитие эрратических гранитных валунов, просле-
живающихся на всем протяжении древней долины и на ее склонах.
Количество их постепенно уменьшается в сторону ручья Сетакан. Ва-
Рис. 11. Разрез рыхлых отложений староречья Сетакана (разведочная линия 5).
Отношение горизонтального м-ба к вертикальному 10 : 1
/ __ растительный слой; 2 — ледниковые отложения с гранитными эрратическими валунами; 3 — ал-
лювиальные отложения 12-метровой террасы; 4—аллювиальные отложения поймы; 5 — серые илы
со щебнем; 6 — линзы льда с примесью песка и мелкой гальки; 7 — песчано-глинистые сланцы;
8 — граница между аллювиальными и ледниковыми отложениями; 9 — непромышленные россыпи;
10 — промышленные россыпи; 2—104 — номера шурфов
184
’ луны по 'своему составу сходны с биотитовыми гранитами Омук-Кю-
рюеляхского массива.
Мощность рыхлых отложений в древней долине колеблется от 25
до 66 м. Разрез рыхлых отложений двуслоен; внизу залегают золо-
тоносные аллювиальные галечники, вверху — ледниковые отложения
(рис. 11). Ниже приводится разрез по шурфу 72 разведочной линии 5.
Растительный слой мощностью 0,4 ж.
Ледниковые отложения, состоящие из неотсортированной слабоока-
танной гальки песчаников, сланцев, валунов биотитовых гранитов
(30—35%) и песчаников с ледниковой штриховкой (10—15%). Все
это сцементировано суглинками серого цвета (40—45%). Встречена
линза, льда мощностью 8—23 ж.
Аллювиальные отложения, представленные хорошо окатанными
галечниками (70%) с незначительным количеством валунов песчани-
ков (без ледниковой штриховки); они сцементированы глинистым пес-
ком (30%). Мощность 13 ж.
Сильнотрещинсватые, песчано-глинистые сланцы.
Россыпи находятся в древней долине и ее левом притоке ручья Со-
седний. Они образовались за счет разрушения золотоносных кварце-
вых жил, развитых на водоразделе. Россыпь, залегающая в древней
долине, представлена несколькими параллельными, струями шириной
10—40 ж. Россыпь ручья Соседнего представлена непрерывной полосой
почти от истоков до устья, где она сливается с россыпями древней до-
лины. Мощность торфов в староречье составляет 54,0 ж, а в ручье Со-
седнем колеблется от 37,0 до 46,2 при мощности песков в среднем 1,5 ж.
Мощности торфов в ручье Соседнем увеличиваются от истоков к устью,
что объясняется погребением нижней части долины ледниковыми отло-
жениями. На погребенной 12-метровой террасе, протягивающейся по
левому склону древней долины, также находятся небольшие россыпи.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
- Ольчанский среднегорный район расположен в переходной зоне между
линейно-вытянутыми складками Иньяли-Дебинского синклинория и
складчато-глыбовыми структурами Эльгинского района. В геоло-
гическом строении района принимают участие песчаники и песчано-
глинистые сланцы верхоянского комплекса, собранные в складки суб-
широтного простирания. Осадочные породы прорваны отдельными гра-
нитоидными интрузивами и дайками кислого и среднего состава, об-
разующими отдельные свиты.
4 Рельеф Ольчанского района в основном среднегорный, с участками
высокогорья, приуроченными5^ выходам гранитоидных массивов. В за-
висимости от литологии осадочных пород и интенсивности поднятия
район подразделяется на 2 подзоны: 1) сглаженного среднегорного
рельефа; 2) глубокорасчлененного среднегорного рельефа, в отдельных
участках которого проявилась ледниковая деятельность.
В четвертичный период район испытывал непрерывное вертикаль-
ное поднятие, о чем свидетельствует серия террас, развитых в долинах
рек, причем скорость воздымания в северной части района больше, чем
в южной, что видно из особенностей развития гидросети. В Ольчанс-
ком районе выявлено семь уровней террас, из которых наиболее древ-
ней является 200—250-метровая терраса ручья Омук-Кюрюелях, от-
носящаяся к нижнечетвертичному возрасту.
В четвертичный период произошло похолодание климата, о чем сви-
детельствует изменение состава спорово-пыльцевых спектров из проб,
собранных на террасах, относящихся к различным уровням. В этом
же периоде район дважды подвергался оледенениям, следы которых
185
четко прослеживаются в северной части района по эрратическим ва-
лунам на абс. отм. 1200—1300 м (первое, среднечетвертичное оледе-
нение), моренам, развитым па 20—30-метровой террасе ручья Омук-
Кюрюелях и 50—70-метровой в долине р. Ольчан (второе, верхнечет-
вертичное оледенение). Во время последнего оледенения произошло
перераспределение гидросети (ручьев Безлесный, Сетакан и др.).
Золотоносные россыпи образовались за счет разрушения много-
численных кварцевых жил и зон прожилкования, несущих рассеянное
и убогое по содержанию оруденение. На некоторых участках они на-
иболее развиты, образуя отдельные узлы, к которым приурочены наибо-
лее богатые россыпи.
В пределах района выделены следующие узлы интенсивного про-
явления золотоносных кварцевых жил и связанных с ними россыпей:
1) Туора-Тасский, 2) Тинь-Юрюетинский, 3) Омук-Кюрюеляхский и
4) Приольчанская полоса.
В зависимости от особенностей строения рельефа и характера про-
явлений ледниковой деятельности и морфологии золотоносных россы-
пей в Ольчанском районе выделяются следующие геоморфологические
подзоны:
1. Подзона сглаженного среднегорного рельефа (Туора-Тасский
узел).
2. Подзона глубоко расчлененного среднегорного рельефа:
а) участок вне пределов проявления ледниковой деятельности
(Тинь-Юрюетинский узел, Приольчанская полоса);
б) участок проявления ледниковой деятельности (Омук-Кюрюелях-
ский узел и россыпь староречья Сетакана Приольчанской полосы).
В районе выделяются 2 генетических типа россыпей (табл. 2), из
которых основными являются аллювиальные. Только одна непромыш-
ленная россыпь, залегающая на водоразделе ручьев Конечный и Крас-
ный (бассейн ручья Правый Ыт-Юрях), относится к эллювиально-де-
лювиальному типу.
Таблица 2 * Генетико-морфологические типы россыпей
Генетические типы Морфологические типы Примеры
Элювиально- делювиальные Делювиально- аллювиальные Непогребенные Плащевидные Ложковые Пойменные Водораздел ручьев Конечный-Красный Ручей Исходный Ручей Барачный и др. Ручей Древний Интеграл
Аллювиальные Россыпи древ- ней гидросети Погребенные под леднико- выми отложе- ниями Пойменнь^ Террасовые Староречье Сетакана, древняя долина ручья Безлесного Древняя долина ручья Безлесного, староречье Сетакана
Россыпи довременной гидросети Пойменные Террасовые Ручьи Туора-Тас, Тинь-Юрюете и др. 35—40, 25, 10-метровые террасы ручья Юрюете, 30-метровая терраса ручья Широкий и др.
В пределах района россыпеобразование происходило на всем про-
тяжении четвертичного периода, о чем свидетельствует золотонос-
ность рыхлых отложений различного возраста, начиная с эоплейсто-
ценовых (древние галечники, залегающие на золотоносных кварцевых
жилах на водоразделе ручьев Конечный — Красный). Наиболее бога-
тыми являются россыпи голоценового возраста, залегающие в совре-
1186
.менных долинах и террасах, относящихся к V, VI и VII эрозионным
уровням (Q4). В этих россыпях сосредоточено наибольшее количест-
во золота. Значительная часть его переотложена с более высоких эро-
зионных уровней. В ледниковых и флювиогляциальных отложениях
обнаружена только знаковая золотоносность. Межледниковые золото-
носные россыпи пользуются более широким распространением и зале-
гают на террасах (45-метровая терраса ручья Тинь-Юрюете, 30-метро-
вая терраса ручья Широкий и др.) и в древних долинах (ручьев Се-
такан, Безлесный и Интеграл), относящихся в основном к IV эрозион-
ному уровню.
Рыхлые отложения террас более высоких уровней, развитые пре-
имущественно в долине Ольчана, слабозолотоносны.
Основные морфологические типы россыпей — пойменные, террасо-
вые, древних долин и распадков.
Влияние ледниковой деятельности на сохранность россыпей про-
явилось в их частичном выпахивании в одних местах и погребении в
других, что хорошо прослеживается в Омук-Кюрюеляхском узле.
Более перспективными участками для выявления золотоносных рос-
сыпей в бассейне Ольчан являются долины крупных рек (ручьев Оль-
чан, Омук-Кюрюелях и др.), пересекающие зоны интенсивного прояв-
ления золотоносных кварцевых жил и зоны прожилкования.
Интерес представляет также область проявления ледниковой дея-
тельности, где по ее периферической части могут быть обнаружены
россыпи, погребенные пол ледниковыми отложениями.
ЛИТЕРАТУРА
Рожков И С., Гринберг Г. А., Кухтинский Г. Г Некоторые особенности
геологии и металлогении района верхнего течения р. Индигирки.— Геология и гео-
физика, Новосибирск, 1961, № 1.
Трушков Ю. Н., Ц х у р б а е в Ф. И. Стратиграфия континентальных золотоносных
рыхлых отложений верхнего течения р. Индигирки.— В сб.: Геология россыпей
Якутии. М., изд-во «Наука», 1964.
Э л ь я н о в М. Д. Количественная характеристика речной сети Предпорожного района
бассейна реки Индигирки.— Материалы по геол, и шолезн. ископ. Северо-Востока
СССР, вып. 10. Магадан, 1956.
А. И. Попова и А. И, Скрябин
О ВОЗРАСТЕ РЫХЛЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ДРЕВНЕЙ ДОЛИНЫ
НА ВОДОРАЗДЕЛЕ РУЧЬЕВ МАЛТАН — ПОЛУДЕННЫЙ
В БАССЕЙНЕ ВЕРХНЕГО ТЕЧЕНИЯ р. ИНДИГИРКИ
Выяснение возраста древней долины на седловине между ручьями
Малтан и Полуденный представляет интерес для познания существо-
вавших здесь условий формирования рельефа и россыпей.
Древняя долина Малтан — Полуденный располагается в между-
речье Большого и Малого Тарына (притоки Индигирки) на седлови-
нообразном водоразделе ручьев Малтан и Полуденный (рис. 1 и 2) и
совпадает с границей двух. геоморфологических участков междуречья.
Участок междуречья выше ручья Полуденного примыкает к Курдат*
скому поднятию и характеризуется преобладанием восходящих движе*
ний и незначительной мощностью рыхлых отложений (5—6 м). Учас^
ток, расположенный ниже ручья .Полуденного, относится к Тарына*
Эльгинскому мелкогорью, и здесь развиты нисходящие движения и бо'
лее значительные мощности рых*
лых отложений. На левобережье
Большого Тарына коренные по-
роды обнаружены на глубине
66 мм от поверхности.
Рис. 1. Положение долины на водоразделе
ручьев Малтан и Полуденный.
1 — россыпи; 2 ~ контуры древней долины; 3 —
50-метровая терраса р. Большой Тарын (участок
Б. Тарын — Полуденный)
Рис. 2. Характер врезания современного
ручья Малтан в древнюю долину
Обычно в районах поднятия, особенно в приподнятых древних до-
линах, залегают наиболее древние отложения, относящиеся большей
частью к нижнечетвертичному отделу.
В строении всего междуречья отмечается асимметричность, об-,
условленная различным характером врезания долин рек Малого и
188
Рис. 3. Спорово-пыльцевая диаграмма четвертичных отложений по стволу
шахты 70 (разведочная линия 32).
/ — пыльца травянистых и кустарничковых растений; 2 — пыльца древесных и кустарниковых растений; 3 — споры; 4 — пыльца злаковых;1
5 — пыльца разнотравья; 6 — пыльца верескоцветных; 7 — пыльца сложноцветных, включая полынь и гвоздичные; 8 — споры плаунков;
9 — споры зеленых мхов; 10 — споры сфагновых мхов; // — споры папоротниковых
Большого Тарына. Юго-западный борт междуречья крутой, размывается
руслом Малого Тарына, а северо-восточный борт террасирован.
Древняя долина Малтан — Полуденный расположена в том месте
междуречья, где долины рек Большого и Малого Тарына подходят наи-
более близко друг к другу, и она образует сквозной перевал через во-
дораздел этих рек.
Долина ручья Полуденного имеет восточное и северо-восточное на-
правление. Длина ее 5 км, средняя ширина в пределах древнего конту-
ра 1,5 км. Абсолютные отметки поверхности древней долины на линии
30—700 м, на линий 7—730 м, а окружающих водоразделов —
1050—1060 м. Максимальное превышение поверхности древней долины
над руслом рек Большой и Малый Тарын по линии 7 и 8 равно
130—140 м, по линии 32—120-—130 м. Уклон долины в сторону русла
Большого Тарына в среднем -составляет 5 м на 100 м.
Поперечный профиль древней долины с поверхности симметричный,
корытообразный. Профиль по плотику несколько асимметричный со
слабо террасированным правым склоном. Погребенные смешанные тер-
расы 40 и 20-метрового уровня обнаружены по линии 8.
Максимальная мощность рыхлых отложений на линии 8 достигает
50 м, а на линии 32—35 м.
По литологическому составу здесь выделяются два горизонта. Верх-
ний горизонт сложен главным образом щебнисто-глинистыми отложе-
ниями. Нижний горизонт представлен хорошо окатанными галечника-
ми. Ниже приводится разрез по стволу шахты 70 (рис. 3), заложенной
на линии 32.
Мощность, м
1. Растительный слой.........................................0,5
2. Мелкая галька, щебенка, песок...............................8
3. Щебнисто-глинистые отложения..............................9
4. Крупная галька, щебенка глины.......................... . 16
5. Приплотиковые галечники с валунами, линзами илов и льда, обугливши-
мися древесными остатками и торфом...................... 2—3
6. Коренные породы.
В спорово-пыльцевых спектрах этих отложений различаются также
два комплекса (таблица). Три образца (1, 3, 4) из отложений нижнего
горизонта имеют одинаковые спорово-пыльцевые спектры, характеризу-
ющиеся богатством видового состава пыльцы древесных и кустарнико-
вых растений и присутствием пыльцы пихты и таких экзотических
форм, как тсуга, ореховые и лещина. Пыльца ели в этих образцах со-
ставляет 10—18%, пыльца сосен подродов Diploxylon и Haploxylon—
20—57%. Содержание пыльцы ольховника—10—22%, кустарниковых
форм березы—10—30%. В незначительных количествах (1—3,5%)
встречаются пыльцевые зерна ольхи, древовидной березы, ивы, лист-
венницы и теплолюбивых экзотов. Среди пыльцы травянистых и кустар-
никовых растений преобладает пыльца верескоцветных (42—83%).
Пыльца лебедовых отсутствует, пыльца полыни встретилась только
в одном образце. Пыльца злаковых и осоковых присутствует в количе-
стве 1—3%. В самом нижнем образце содержится 6% жимолостных.
Среди спор доминируют сфагновые мхи.
Спорово-пыльцевые спектры вышележащего горизонта сильно отли-
чаются от описанных. Состав пыльцы древесных и кустарниковых рас-
тений здесь резко обедняется и представлен главным образом пыльцой
кустарниковых форм берез—50—85%. Из хвойных пород встречаются
лишь единичные зерна сосен, ели, кедрового стланика и лиственницы.
Содержание пыльцы ольховника — 17—25%. Среди пыльцы кустарнич-
ковых и травянистых растений также преобладает пыльца вереско-
цветных— 48—72%, появляется в значительном количестве пыльца
гвоздичных и полыней. Количественный состав спор изменился за счет
189
Таблица • Процентное содержание пыльцы и спор в четвертичных отложениях междуречья рек Малый и Большой Тарын
Глубина взятия, м
35 | 32 | 27 | 22 | 17 12 8 56 20
х Abies 1 — 1
2 Т suga — 0,5 0,5 — — — — 1 —
g Cedrus 1 — — — — — — — —
X Pinaceae 2 2 2,5 — — — — — —
сх Picea 13,5 18,5 10 — — — — 7 —
Picea sect. Omorica 1,5 — 1,5 — — 0,5 — 4 —
X* Larix 3 1 1,5 — — — —• 1 9,5
X Pinus n/p. Diploxylon . . 20 42,5 10 — — 4 5 — —
Pinus Silvestris — — — — — — — 22 6
2 >х S Pinus n/p. Haploxylon 19,5 15 10 1 0,5 0,5 12 13 7
а Pinus pumila — — — — — 2 3,5 1 1
и Pinus sibirica .......... — — — — — — — 8 3
cja Podocarpus — 1 — — — — — — —
Salix 3 0,5 2 1 1 0,5 1 1 2,5
2 Sf Juglandaceae 0,5 — 0,5 — — — — — —
►Q Pterocarya 0,5 — — — — — — — —
2 Д Alnus 5 2,5 5,5 — — — — 12 —
0Q Alnaster ............ 10 3,5 22,5 7,5 17,5 25 25 17 6
X Betula (древовидная) 4,5 2 2,5 5 2,5 — 3,5 2 2
О Betula (кустарниковая) 12,5 10 ,5 30 85,5 78,5 67,5 50 9 63
О Corylus 2,5 — 1 — — — — 0,5 —
Ilex — — — — — — — 0,5 —
X Ericales 42 79 83 69 72 49 48,5 65,5 22
X 2 »х Rhododendron 4 — 2 — — — — — —
CQ о X X Ledum palustte — 3,5 — — — — — — 1,5
X Д" <3> Potamogetonaceae 2 — 3,5 0,5 — — 0,5 — 2,5
X д сз Gramineae — 1 — 7 6 9,5 4,5 23 6
03 Cyperaceae 3 — — 1,5 — — — 1 38
о X 2 Liliaceae 2 — 0,5 — — — — — —
X* Polygonaceae 5 2,5 1 2 0,5 — 3 — 1
05 X Fagopyrum sp . • . . . . » 5 — — — — — —— — —
X J3 к m Chenopodiaceae — — — — — — —— 1 —
5 03 сх Salsola sp — — — — — — — 1 1
с Caryophyllaceae . . г 1 — — 1,5 12 23 25,5 3,5 4
Таблица (окончание)
Общий Пыльца кустарничковых
состав Состав спор и травянистых растений
Ranunculaceae . .
Cruciferae ....
Onagraceae . . .
Leguminosae . .
Umbelliferae . .
Polemoniaceae . .
Caprifoliaceae . .
Valerianaceae . .
Compositae . . .
Artemisia ....
Прочее разнотравье
Неизвестных . .
Bryales.......................................
Sphagnales....................................
Polypodiaceae.................................
Filicales ....................................
Botrychium sp. ...............................
Lycopodiaceae.................................
Lycopodium appressum..........................
Lycopodium clavatum ..........................
Lycopodium a I pi num.........................
Selaginellaceae ..............................
Selaginella sibirica..........................
Selaginella cf. sibirica......................
Selaginella boreales..........................
Selaginella Helvetica.........................
Selaginella sanguinolenta ....................
Equisetum sp..................................
Fungi ........................................
Пыльца древесных и кустарниковых растений .
Пыльца кустарничковых и травянистых растений
Споры ........................................
Сумма сосчитанных зерен ....................
Количество просмотренных препаратов . . . .
Глубина взятия, м
35 | 32 | 27 22 17 1 12 8 1 56 20
3 2 — 0,5 — — — — —
2 — — — — — — — —
5 2 4 3,5 3,5 13 1 — 2,5
— 0,5 — — — — — —
1 4,5 1 — — 1 — — —
— —. — 0,5 2 0,5 2,5 — —
6 — — — — — 3,5 —
1 1 0,5 — 0,5 0,5 2,5 — 1
1 1 1 5,5 2 4 3 1 4
1 — 3,5 0,5 3 5 1 14
17 2,5 2 5 1 1,5 4 2,5 2,5
— — 0,5 — — — — — —
1,5 6 25,5 21 20,5 И — И
80,5 89 67,5 55 23 53,5 22,5 36,5 48
10,5 4 12 , 13 34,5 И 51 17 29
— 3 6 — 3,5 — —
2,5 1 2,5 — — — 0,5 — —
2 0,5 . 2 0,5 — 0,5 — 24,5 —
— — — — — 0,5 — 1
1 — — — — — 1 — —
— — 1 — — — 1 — —
0,5 — — — — — — — —
— 2,5 4 0,5 11,5 9,5 6,5 — —
0,5 — — — 1 — — 3
— — — — — 2,5 1
— — — — — 12 1
1 1,5 2 2,5 4 3 2,5 7,5 4,5
— — — — — — 1
— — — — — 1 — — —
45,5 36 55,5 46 50 26,5 16 86 20,5
11,5 15,5 23 26 38,5 37 39 8 30,5
42 48,5 21,5 28 11,5 36,5 45 6 49
500 506 465 502 426 545 482 375 480
6 6 5 3 4 5 3 3 2
Тарын.
Примечание.
1—Ю—номера образцов: 1—8—древняя долина Малтон-Полуденный, 9—10—50-метровая терраса р. Большой
увеличения содержания спор зеленых мхов (до 20—25%) и плаунков
(до 15%); споры сфагновых мхов составляют 22—55%.
Таким образом, по литологическому составу и по спорово-пыльце-
вым комплексам в разрезе рыхлых отложений древней долины Малтан —
Полуденный различаются два разновозрастных горизонта. Спорово-
пыльцевые спектры нижнего горизонта отличаются от спектров верхне-
го горизонта разнообразием пыльцы древесных и кустарниковых расте-
ний, преобладанием пыльцы хвойных, присутствием пыльцы более
теплолюбивых растений и отсутствием пыльцы кадрового стланика лебе-
довых и полыней, на основании чего возраст этих отложений определя-
ется нижнечетвертичным. Сходные спорово-пыльцевые спектры извест-
ны в литературе из верхней части отложений Верхне-Нерских впадин
(Шило, Орлова, 1958) и отложений древней долины в верховьях ручья
Базовского (Васьковский, 1954). В последних найдены шишки Larix si-
birica Ldb., Picea anadyrensis и обломки стволов тсуги. По геоморфо-
логическим условиям и характеру россыпи древняя долина Малтан—
Полуденный напоминает древнюю долину на седловине ручья* Базов-
ский.
Спорово-пыльцевые спектры верхнего горизонта (образцы 5, 6, 7 и
8) свидетельствуют о деградации лесной растительности, что, по-види-
мому, было связано с оледенением наиболее высоких горных сооруже-
ний.
В устьевой части долина ручья Полуденного постепенно сливается
с левой 50-метровой аккумулятивной террасой Большого Тарына. Раз-
рез отложений этой террасы по стволу шахты 4 (линия 148) имеет сле-
дующее строение:
Глубина, м
1. Растительно-моховой покров . .................................0.5
2. Сравнительно мелкая галька разного состава с песком.................10
3. Щебнисто-глинистые отложения с редкой галькой......................2—3
4. Хорошо окатанная галька разного состава с валунами, глиной и песком 32
Из третьего горизонта на глубине 22 я и из четвертого на глубина
56 м взяты образцы на спорово-пыльцевой анализ. Результаты анализа
(образцы 9 и 10) не отличаются от спорово-пыльцевых спектров, при-
веденных выше. Отложения нижнего горизонта также содержат пыль-
цу теплолюбивых растений: тсуги, пихты, падуба, лещины. Пыльца дре-
весных растений представлена главным образом пыльцой хвойных по-
род (сосен и елей), значительно содержание пыльцы ольхи. Пыльца
кустарниковых форм встречается реже (ольховника—17%, березы
кустарниковой — 9%). В перекрывающих щебнисто-глинистых отложе-
ниях на глубине 20 м наблюдается резкое снижение содержания пыль-
цы древесно-кустарниковых растений, представленной в основном пыль-
цой кустарниковых форм березы (63%), исчезновение пыльцы экзоти-'
ческих форм и увеличение содержания пыльцы полыней и спор мхов и
папоротников. Пыльца лиственницы в этом образце составляет 9,5%.
Такое содержание пыльцы лиственницы характерно для послеледнико-
вых отложений. Поэтому возраст верхней части отложений 50-метро-
вой террасы Большого Тарына определяется предположительно верх-
нечетвертичным, послеледниковым. А отложения нижнего горизонта
формировались, вероятно, в нижнечетвертичное время. Есть основания
полагать, что приплотиковые галечники древней долины на седловине
ручьев Малтан — Полуденный и самые нижние горизонты 50-метровой
террасы р. Большого Тарына начали формироваться в одно время,
предположительно в нижнечетвертичное.
Как указывалось выше, по условиям образования отложения 50-мет-
ровой террасы Большого Тарына, особенно в нижней части разреза,
192
сходны с отложениями погребенной долины в бассейне ручья Промежу-
точного L Это сходство выражается в большой мощности аллювия, в при-
уроченности золотоносного пласта к ложному плотику и в соседстве
с приподнятой древней долиной. Все это свидетельствует об активных
неотектонических движениях, происходивших здесь в четвертичное
время.
ЛИТЕРАТУРА
Васьковский А. П. О растительности эпохи формирования древней россыпи, ле-
жащей на водоразделе ручьев Базовского и Левого Промежуточного и о ее воз-
расте.— Материалы по геол, и полезн. ископ. Северо-Востока СССР, вып. 8. Мага-
дан, 1954.
Ш и л о Н. А., О р л о в а 3 В. Верхненерская впадина и возраст ее отложений.— Ма-
териалы по геол, и полезн ископ. Северо-Востока СССР, вып. 8. Магадан, 1958.
1 Более подробные данные об условиях образования и палинологической харак-
теристике отложений бассейна ручья Промежуточного приведены в статьях, помещен-
ных в сборнике «Геология россыпей Якутии» (М., 1964).
'3 Геология россыпей золота
В. П. Самусиков
О КРУПНОСТИ ЗОЛОТА В РОССЫПЯХ
ВЕРХНЕ-ИНДИГИРСКОГО РАЙОНА1
Настоящая характеристика крупности золота Верхне-Индигирского
района основана на изучении ситовых анализов по 250 россыпям. Из
них по 38 россыпям вес проситованного золота составляет свыше 1 кг
(до 10 кг), по 89—от 100 г до 1 кг, по 78—от 10 до 100 г и по 45—ме-
нее 10 г. Данные ситовых анализов по основным объектам представле-
ны графически на рис. 1, График построен следующим образом. По го-
ризонтальной оси расположены номера россыпей в порядке возраста-
ния средней крупности содержащегося в них металла. Каждой россыпи
соответствует вертикальная прямая, на которой нанесен процентный
выход фракций различной крупности в порядке их накопления. Точки
одноименных фракций по всем россыпям соединены ломаными линия-
ми, постепенно ниспадающими к правой части графика, т. е. по мере
увеличения средней крупности золота в россыпях. Восходящая ломаная
линия, идущая от начала координат в верхний правый угол графика,
является интегральной кривой запасов золота в указанных на графи-
ке россыпях, условно принятых за 100%. В нижней части графика
приведена кривая средней крупности. Средняя крупность вычислялась
методом средневзвешенного с учетом процентного выхода каждой фрак-
ции в отдельности. Самородки при определении средней крупности вво-
дились в виде коэффициента, который вычислялся по следующей фор-
муле:
где Р]—общий вес проситованного золота; Р2—вес проситованного
золота без учета самородков2. Значение К в наших расчетах колеба-
лось от 1,00 до 1,30.
Все ситовые анализы приводятся по данным разведки, поскольку
эксплуатационные анализы немногочисленны. Следует отметить, что
сравнение эксплуатационных анализов с разведочными показывает,
что фактическая крупность золота в россыпях со средним и крупным
золотом несколько больше, чем это следует из данных разведки. На-
пример, по россыпи Сана (приток Большого Тарына) фракции разме-
ром более 10 мм по данным разведки составляют 6%, а по данным
эксплуатации—19,4%; по россыпи Большая Куобах-Бага (приток Ин-
дигирки) имеем соответственно — 8,4 и 15,6%. Подобные примеры не
единичны.
Из приведенного графика видно, что россыпи Верхне-Индигирского
района по крупности золота весьма неоднородны. Условно их можно
• Статья является продолжением исследований, результаты которых опубликова-
ны ранее (Самусиков, 1964). Поэтому рекомендуется предварительно ознакомиться
с упоминаемой работой.
2 К самородкам мы относим «частицы, резко выделяющиеся по своей крупности
из общей массы металла» (Билибин, 1955).
194
Средняя Крутшзпь пет алл а, мм Накопление металла, 7.
Рис. 1. Сводный график ситовых анализов россыпного золота по основным объектам Всрхне-Индигирского района
подразделить на следующие три группы: 1) россыпи с мелким золотом
(средняя крупность менее 2,5 мм), 2) россыпи с золотом средней круп-
ности (средняя крупность от 2,5 до 5,0 мм), 3) россыпи с крупным зо-
лотом (средняя крупность более 5,0 мм). При такой градации круп-
ность золотин в россыпях первой группы не превышает 10 мм, в россы-
пях второй группы присутствуют, как правило, фракции размером от
10 до 20 мм, а россыпи третьей группы в подавляющем большинстве
%
16г
1000 W 960 940 920 900 880 860 840 820 800 780 760 740 720
Рис 2. График распределения
россыпей Верхне-Индигирского
района по средней пробности
золота (по запасам)
своем содержат фракции более 20 мм. Количественные соотношения
фракций различной крупности в пределах каждой группы видны на
графике. Распределение запасов между этими группами следующее:
первая группа—22%, вторая—53%, третья—25%. Таким образом,
наибольшее развитие на территории Верхне-Индигирского района как
по запасам, так и по количеству, имеют россыпи со средней крупностью
золота.
В ранее опубликованной статье (Самусиков, 1964) было показано,
что все россыпи Верхне-Индигирского района в количественном отно-
шении по средней -пробности золота отчетливо распадаются на следую-
щие три группы (рис, 2): 1) россыпи с пробностью от 995 до 940 (вы-
сокопробная группа), 2) россыпи с пробностью от 940 до 835 (группа
средней пробности) и 3) россыпи с пробностью от 835 до 730 (низко-
пробная группа). Изучение ситовых анализов показывает, что выделен-
ные группы россыпей заметно различаются между собой и по крупно-
сти золота. Для иллюстрации рассмотрим фактический материал по
основным металлоносным зонам района.
Тарыно-Эльгинская зона. В пределах этой зоны развиты
россыпи всех трех вышеуказанных групп пробности, но основные запа-
сы металла сосредоточены в россыпях первой и второй групп. Россыпи
третьей группы немногочисленны и не имеют промышленного значения.
1. Данные ситовых анализов основных промышленных россыпей
высокопробной группы представлены на графике (см. рис. 1, № 1, 2, 3,
5, 10, И, 15, 23, 26, 30, 31, 33, 36, 39, 52, 56). Из этих анализов видно,
что основная масса золота в россыпях данной группы представлена
частицами менее 2 мм (от 40 до 90%). Содержание фракций свыше
6 мм по большинству россыпей составляет первые проценты и лишь
в двух случаях достигает 10—15% (№ 52, 56). Золотины свыше 10 мм,
как правило, отсутствуют.
Модальное значение на графиках распределения крупности падает
на фракции 0,5—1 и 1—2 мм (рис. 3) L Средняя крушюсгь в целом по
группе колеблется от 1,2 до 3,6 мм, но по большинству россыпей непре-
1 Все приводимые в статье графики распределения крупности золота построены
в полулогарифмических координатах: ось ординат — обычная, а ось абсцисс — лога-
рифмическая
196
вышает 3 мм. Самородки встречаются очень редко, и вес их обычно
составляет лишь первые граммы. Заметной разницы в крупности золота
между россыпями, приуроченными к различным золотоносным узлам,
не наблюдается.
Рис. 3 Дифференциальные (Л) и интегральные (Б) кривые распределения
крупности золота в россыпях высокопробной группы (Тарыно-Эльгийскач
зона).
Ручьи: / — Светлый (средняя проба—989), 2 — Скандальный (средняя проба—991), 3 —
Чистый (средняя проба—978), 4 — Безымянный (средняя проба — 974), 5 — Полуденный
(средняя проба — 964)
2. В россыпях второй группы в сравнении с россыпями первой груп-
пы заметно уменьшается количество золота крупностью менее 2 мм и
увеличивается его количество крупностью свыше 6 мм (см. цис. 1,
№ 38, 40, 42, 44, 53, 54, 57, 59, 60, 66, 67, 68, 75, 84, 94, 96, 97, 101) f В це-
лом крупность золота по этой группе характеризуется следующими
данными. Фракции менее 2 мм составляют 20—50%, от 2 до 6 мм —
30—60%, свыше 6 мм —10—40%. Характерно постоянное присутствие
фракций от 10 до 20 мм, а в некоторых россыпях даже и более 20 мм
(№ 94, 96, 97, 101). Модальное значение на графиках распределения
приходится на фракции 1—2 мм и 2—3 мм, изредка 3—4 мм (рис. 4).
Средняя крупность по большинству россыпей колеблется от 3,5 до 6 мм,
а в целом по группе от 2,5 до 7 мм. Характерной чертой многих россы-
пей данной группы является присутствие часто встречающихся самород-
ков весом в десятки и сотни граммов, а иногда и более килограм-
ма (Сана, Эльги, Базовский, Угловой, Большой Делегеннях, Так и
др.). В качестве примера можно привести данные эксплуатационного
анализа по россыпи Сана. Из пробы весом 14 390 г было извлечено 32
самородка весом от 10 до 100 г и 4 самородка весом от 100 до 330 г.
В целом эти самородки составили 9,7 % от общего веса пробы. В процес-
се отработки данной россыпи время ог времени находили самородки до
килограмма и более. Из числа задокументированных самородков
наибольший имел вес 4977 г. Известны находки самородков свыше 1 кг и
в россыпи ключа Так. Какой-либо закономерности в пространственном
размещении россыпей данной группы, характеризующихся различной
крупностью, не наблюдается.
3. В связи с тем, что россыпи третьей группы в пределах Тарыно-
Эльгинской зоны не имеют промышленного значения, вес проситован-
ного золота по большинству из них составляет лишь граммы и первые
десятки грамм. Этого, конечно, недостаточно, чтобы дать полную коли
197
чественную характеристику крупности золота в этих россыпях, но для
качественной оценки они вполне пригодны. Ситовые анализы по неко-
торым из этих россыпей представлены в табл. 1.
Таблица 1 • Ситовые анализы по некоторым россыпям с низкопробным золотом
Название водотоков Процентное содерж шие фр жцнй р пличной крупности Общий вес, г Средняя] круп- ность, мм i Сред няя 1 проб- 1 ность
< 0,5” |о,5—1 !-2 | 2-3 1 3—4 4—6 6—8 8—10 10—12
Надежда (приток Оха) Ох(пригок Мало- 1,3 8,5 18,3 16,1 15,4 15,8 15,4 2,5 6,7 450 4,1 802
го Делегекняха) Левый (приток 3,0 14,6 19,5 12,2 10,2 12,7 9,7 11,8 6,3 297 4,1 801
Оха) . ... Левый Кэг (при- 4,9 21,0 22,9 18,4 13,0 11,5 8,3 30 2,7 750
ток К эта) . . Сосед (при юк 3,6 21,5 21,0 13,0 10,8 12,6 10.3 7,1 77 3,0 746
Неакуньи) . . . Соседний'приток 10,9 42,8 30,0 9,2 5,3 1,8 37 1,3 774
Дайкового) . . 2,5 17,3 26,0 17,4 14,6 6,0 16,2 2з 2,9 765
Шабер (при юк Сюрампы) . . . 20,0 36,2 26,2 1 8,2 6,6 2,8 13 1,3 759
* Цифры—в мм.
Из данных этой таблицы видно, что рассыпи третьей группы харак-
теризуются сравнительно мелким золотом. На долю фракций менее
2 мм приходится от 28 до 84%, от 2 до 6 мм — 16—47% и свыше 6 мм —
О—28%. Наибольший размер золотин не превышает 12 мм. Макси-
мальное развитие имеют фракции 0,5—1,0 мм и 1—2 мм. Средняя круп-
ность колеблется от 1,3 до 4,1 мм. Самородки не характерны.
Рис. 4 Дифференциальные (Л) и интегральные (Б) кривые распределения крупности
золота в россыпях группы средней пробности (Тарыно-Эльгипская зона).
Реки и ручьи / — Сана (средняя проба—899), 2 — Эльги (средняя проба— 887), 3 — Обрыв (сред-
няя проба—851), 4 — Угловой (средняя проба — 866), 5 — Кус-Юрюе (средняя проба — 897)
Приведенные данные показывают, что россыпи низкопробной груп-
пы по крупности золота близки к россыпям высокопробной группы.
Графики распределения крупности золота по большинству россы-
пей всех трех рассматриваемых групп представлены кривыми, близкими
к нормально-логарифмическому распределению с более или менее чет-
ко выраженными максимумами (см. рис. 3, 4). В то же время по ряду
россыпей аналогичные графики представлены либо двухмодальными
198
кривыми, либо кривыми с плоскосрезанными вершинами (рис. 5). Такие
россыпи в том или ином количестве встречаются во всех золотоносных
узлах Та'рыно-Эльгинской зоны. Таковы, например, россыпи — Большой
Делегеннях, Горелый, Жильный, Талалах, Диринь-Юрях, Подобный,
Малый Кюнкюгюр, Весенний и др. С математической точки зрения по-
добные кривые распределения можно рассматривать как результат
Рис. 5. Дифференциальные (Д) и интегральные (Б) кривые распределения крупности
золота в россыпях, механически объединяющих золото двух смежных групп пробности
(Тарыно-Эльгинская зона)
/ — Талалах (проба- 824—976, средняя — 944); 2 — Большой Делегеннях (проба: 813—872, средняя —
848, 3 — Маскыл (проба 888—905, средняя — 896); 4 — Диринь-Юрях (проба 933—991, средняя — 965)
сложения двух генетически разнородных совокупностей, каждая из ко-
торых характеризуется своими параметрами распределения (Юл, Кен-
дэл, 1960). В нашем случае аналогичные кривые можно легко получить
путем механического смешения в различных пропорциях золота двух
смежных групп пробности. Иначе говоря, искаженность кривых распре-
деления крупности золота в некоторых россыпях (в случае представи-
тельных ситовых анализов) обусловлена, по нашему мнению, тем, что
формирование данных россыпей связано с разрушением двух типов
коренных источников, различающихся между собой по пробности и круп-
ности золота.
Неоднородность золота в некоторых из указанных россыпей четко
Останавливается по цвету золотин. Так, в россыпи ручья Горелого
(средняя пробность по россыпи 853) и Большого Делегенняха (сред-
няя пробность 848) часть золота представлена разностью соломенно-
желтого цвета (золото второй группы), а другая часть — разностью зе-
леновато-желтого цвета (золото третьей группы). Большой диапазон
колебаний пробности — от 824 до 976 (средняя пробность 944) указы-
вает на неоднородность золота в россыпи Талалах. Следует отметить,
что почти все рассматриваемые россыпи по своей средней пробности
тяготеют к участкам сочленения высокопробной и низкопробной групп
с группой средней пробности (960—925 и 860—830, см. рис. 2). Это
также может служить одним из доказательств того, что данные россы-
пи механически объединяют в себе золото двух смежных групп, что и
обусловливает их промежуточную среднюю пробность.
Нерская зона. Пробность россыпного золота в пределах Нерской
зоны колеблется от 974 до 667, но основная масса россыпей, как про-
мышленных, так и непромышленных, группируется в интервале 930—
199
840, т. е. почти все россыпи рассматриваемой зоны относятся к группе
со средней пробностью золота.
Крупность золота в этих россыпях характеризуется следующими
данными (см. рис. 1, № 22, 34, 35, 45, 46, 49, 50, 51, 55, 63, 65, 73, 74, 79,
83, 87, 91, 102). Фракции менее 2 мм по большинству россыпей составля-
ют 20—50%, от 2 до 6 мм — 40—65%, свыше 6 мм — 5—30%. Средняя
крупность колеблется от 2,4 до 7 мм, но основные запасы металла (око-
ло 90%) сосредоточены в россыпях со средней крупностью от 3 до
Рис. 6 Дифференциальные (4) и интегральные (Б) кривые распределения крупности
золота по некоторым россыпям Нерской зоны
1—Загадка (средняя проба—903); 2 — Центральный (средняя проба — 884); 3 — Тагынья (средняя
проба — 874); 4 — Уструктах (средняя проба — 946)
6 мм. Максимум на графиках распределения приходится на фракции
2—3 и 3—4 мм (рис. 6). Фракции свыше 10 мм в том или ином количе-
стве присутствуют во всех россыпях. Для многих россыпей характерны
самородки весом в десятки и сотни грамм, а иногда и килограммы
(Курун-Агалык, Нючча, Анка, Проходной, Устьевой, Тагынья и др.).
Наиболее крупный самородок был найден в россыпи ключа Проходного.
Вместе с кварцем данный самородок имел вес 6430 г, без кварца —
4941 г. В целом рассматриваемые россыпи по крупности золота ана-
логичны россыпям второй группы Тарыно-Эльгинской зоны.
К высокопробной группе в пределах Нерской зоны может быть
отнесена лишь одна небольшая россыпь по ключу Уструктах (прэб-
ность — 974—935, средняя — 946). Золото в россыпи очень мелкое (см.
рис. 1, № 13): менее 2 мм — 70%, от 2 до 6 мм — 28% и свыше 6 мм —
2%. Максимум на графике распределения падает на фракцию 1—2 мм
(см. рис. 6). Средняя крупность 1,7 мм.
Ситовые анализы по россыпям низкопробной группы отсутствуют.
Россыпи эти немногочисленны и, за исключением небольшой по ключу
Гаврилка, промышленного интереса не представляют.
Характер кривых распределения крупности золота в россыпях Нер-
ской зоны тот же, что и в россыпях Тарыно-Эльгинской зоны. В тех
случаях, когда россыпи являются однородными по пробности золота,
кривые имеют вид, близкий к нормально-логарифмическому распреде-
лению. Если же в россыпях одновременно присутствует золото двух
смежных групп пробности, кривые распределения являются двухмо-
дальными. Таковы некоторые россыпи бассейна ручья Хангаласа (Ле-
вый Хангалас, Зимний), бассейна ручья Тегергачи (Тегергачи, Ким,
200
Дымокур) и россыпь ручья Чуугун. В этих участках развито золото
второй и третьей групп пробности.
Прииндигирско-Ольчанский район и по пробности и по
крупности золота неоднороден. Средняя пробность по россыпям колеб-
лется от 712 до 935, а средняя крупность от 1,3 до 9,0 мм.
Для россыпей со средней пробностью выше 850 (Обнаженный,
Тинь-Юрюете, Комариный, Билир, Потерянный, Тирехтях, Захаренко
и др.) характерно исключительно крупное золото. Средняя крупность по
большинству россыпей этой группы колеблется от 5 до 7 мм, а в целом
по группе от 4 до 9 мм. По данным ситовых анализов (см. рис. 1, № 69,
77, 78, 86, 92, 93, 99, 103, 104, 105), соотношение фракций различной круп-
ности в этих россыпях следующее: 1) менее 2 мм — 6—20%, 2) от 2 до
6 мм — 35—60%, 3) более 6 мм — 25—60%. Максимум приходится на
фракции 3—4 мм и 4—5 мм.
Максимальный размер золотин, как правило, более 16 мм, причем
нередки самородки весом в десятки и сотни грамм. Например, по рос-
сыпи Обнаженный, по данным эксплуатации за 1959 г., около 7% ме-
талла было добыто в виде самородков весом свыше 50 г, при этом
наиболее крупный самородок имел вес 3513 г. Большое количество са-
мородков было извлечено также из россыпей Тинь-Юрюете, Комари-
ный, Мельчай. Кривые распределения крупности золота по некоторым
россыпям данной группы приведены на рис. 7.
Рис 7. Дифференциальные (4) и интегральные (Б) кривые распределения крупности
золота в россыпи группы средней пробности (Прииндигирско-Ольчанский район).
/ — Обнаженный (средняя проба — 863); 2 — Захаренко (средняя проба— 846); 3 — Тирехтях
(средняя проба—884), 4 — Малый Тинь-Юрюете (средняя проба — 870)
Россыпи, характеризующиеся средней пробностью ниже 800, пред-
ставлены мелким золотом (Сохатиный, Промысел, Исходный, Турист,
Скудный, Буйный, Хаптагай-Хая, Правая Эбир-Хая, Сох-Бар и др.)
Средняя крупность в россыпях этой группы колеблется от 1,3 до 3 мм
Соотношение фракций, по данным ситовых анализов (см. рис. 1, № 4,
8, 16, 17, 21, 37, 48, 64), следующее: 1) менее 2 мм — 35—80%, 2) от 2
до 6 мм — 20—50%, 3) свыше 6 мм — 0—15%. Максимальный размер
золотин редко превышает 10 мм. Модальное значение приходится на
фракции 0,5—1 мм и 1—2 мм (рис. 8). Самородки известны лишь из
россыпи Туора-Тас. Здесь найден наиболее крупный для Верхне-Инди-
гирского района самородок — 9608,8 г (чистый вес — 7740,8 г).
Россыпи, имеющие среднюю пробность золота," промежуточную меж-
ду двумя выше охарактеризованными группами (800—850), по крупно-
го 1
сти золота также являются промежуточными (Хатыннах, Кинер-С'ала,
Дегунья, Большая Куобах-Бага, Правая Куобах-Бага, Левая Куобах-
Бага, Правый Ыт-Юрях и др.). Средняя крупность золота в этих россы-
пях колеблется от 4 до 6 мм. Соотношение фракций различной крупно-
сти следующее: 1) менее 2 мм— 15—35%, 2) от 2 до 6 мм — 40—60%,
3) более 6 мм — 20—40%. По данным эксплуатации, в некоторых рос-
сыпях этой группы нередко встречаются самородки, причем иногда
Рис. 8. Дифференциальные (4) и интегральные (Б) кривые распределения крупности
золота в россыпях низкопробной группы (Прииндигирско-Ольчанский район)
1 — Хаптагай-Хая (средняя проба —778); 2 — Скудный (средняя проба — 808); 3 — Турист (средняя
проба — 760); 4—Буйный—(средняя проба — 778); 5 — Исходный (средняя проба — 772)
гесьма крупные. Так, в россыпи Левая Куобах-Бага был найден само-
родок весом 748 г, а в россыпи Хатыннах— 1835 г.
Ситовые анализы россыпей, составляющих данную группу, представ-
лены на рис. 1 (№ 62, 77, 80, 82, 85, 88, 89, 90, 95, 98). Отличительной чер-
той большинства этих россыпей является неоднородность золота как по
пробности (разброс до 200 единиц), так и по крупности. Графики рас-
пределения крупности (рис. 9) представлены, как правило, двухмодаль-
ными кривыми с максимумами, падающими на фракции 1—2 и 3—4 мм.
Максимум 1—2 мм, как указывалось выше, характерен для россыпей
сс средней пробностью золота ниже 800, а максимум 3—4 мм характе-
рен для россыпей со средней пробностью более 850. Отсюда следует,
что россыпи со средней пробностью золота 800—850 механически объе-
диняют в себе две разности золота — крупное золото с пробностью
выше 850 и мелкое золото с пробностью порядка 800 и ниже. При таком
объединении вполне естественно, что и средняя пробность и средняя
крупность золота в этих россыпях будут иметь промежуточное значение
относительно двух вышеуказанных групп, что мы и наблюдаем в дей-
ствительности.
Во многих россыпях данной группы отчетливо фиксируются две раз-
ности золота не только по крупности, но и по цвету. Для одной разности
характерен соломенно-желтый цвет, для другой — зеленовато-желтый.
Первая разность преобладает среди крупных фракций (свыше 3 мм),
а вторая — среди мелких. Примером могут служить россыпи Дегунья,
Хатыннах, Кинер-Сала, Оттур-Юрюе и др.
Интересно отметить, что в зависимости от количественного соотноше-
ния этих двух разностей золота в той или иной россыпи характер кри-
вых распределения кр’упности в них несколько отличен. Так, из рис. 9
видно, что в россыпях Дегунья и Кинер-Сала, в которых, судя по проб-
202
ности (средняя пробность их соответственно 807 и 819), должно преоб-
ладать золото третьей группы (т. е. менее 835), максимумы, соответ-
ствующие фракции 1—2 жж, преобладают над максимумами, соответ-
ствующими фракции 3—4 жж. При этом в россыпи Кинер-Сала, имеющей
более высокую пробность, разница между этими максимумами выраже-
на менее резко, чем в россыпи Дегунья. В россыпи Правой Ыт-Юрях,
где опять же, судя по пробности (средняя пробность 844), должно пре-
обладать золото второй группы (т. е. выше 835), наблюдается обратная
Рис. 9. Дифференциальные (4) и интегральные (5) кривые распределения крупности
золота в россыпях, механически объединяющих золото низкопробной группы и группы
средней пробности (Прииндигирско-Ольчанский район)
/ — Дегунья (проба: 752—875, средняя — 807); 2 — Хатыннах (проба. 730—870, средняя — 826); 3 —
Правый Ыт-Юрях (проба 834—862, средняя — 844), 4 — Кинер-Сала (проба. 722—886, средняя — 819)
картина — максимум, соответствующий фракции 3—4 жж, несколько
преобладает над максимумом, соответствующим фракции 1—2 жж.
В россыпи Хатыннах, где количественное соотношение этих двух раз-
ностей золота должно быть примерно одинаковым (средняя пробность
826), эти максимумы также почти одинаковы.
Таким образом, по виду кривой распределения крупности (при нали-
чии представительных ситовых анализов) можно судить не только о на-
личии или отсутствии двух типов золота в той или иной россыпи, но и
ориентировочно оценивать их количественное соотношение.
Приведенные данные о крупности золота в россыпях различных групп
дробности в целом для Верхне-Индигирского района для наглядности
представлены графически на рис. 10.
Таким образом, анализ фактического материала по основным метал-
лоносным зонам Верхне-Индигирского района показывает следующее.
1. Россыпи высокопробной группы характеризуются сравнительно
мелким золотом. Соотношение фракций различной крупности в этих
россыпях следующее: 1) менее 2 мм — 30—90%, 2) от 2 до 6 жж — 10—
60%, 3) свыше 6 мм — 0—15%. Золотины свыше 10 жж, как правило,
отсутствуют. Максимальное развитие имеют фракции 0,5—1 жж и
1—2 мм. Средняя крупность колеблется от 1 до 3,6 жж. Самородки не
характерны.
2. Для россыпей второй группы характерно крупное золото. Здесь
на долю фракций менее 2 жж приходится 5—60%, от 2 до 6 жж — 30—
70%, свыше 6 жж— 10—60%. Средняя крупность по большинству рос-
сыпей составляет 4—7 жж, а в целом по группе колеблется от 2,5 до
203
9 мм. Наибольшее развитие имеют фракции 2—3 мм и 3—4 мм. Макси-
мальный размер золотин достигает 20—30 мм. Характерной чертой рос-
сыпей данной группы является присутствие большого числа самородков,
причем нередко очень крупных — до 5 кг.
3. Россыпи третьей группы по крупности золота близки к россыпям
высокопробной группы. Фракции менее 2 мм составляют 30—80%, от 2
до 6 мм — 20—50%, свыше 6 мм — 0—25%. Максимальное развитие
Рис. 10. Сравнительная диаграмма крупности золота россыпей различных групп
пробности в целом по Верхне-Индигирскому району.
/ — россыпи высокопробной группы, 2 —россыпи группы средней пробности; 3 —россыпи низкопроб-
ной группы; 4 — россыпи, механически объединяющие золото группы высокой и средней проб-
ности, 5 — россыпи, механически объединяющие золото групп средней и низкой пробности, 6—8 -
поля концентрации россыпей различных групп пробности (6 — высокопробная группа, 7 — группа
средней пробности, 8 — низкопробная группа)
имеют фракции 0,5—1 мм и 1—2 мм. Средняя кцупность в целом по груп-
пе колеблется от 1,3 до 4 мм, по большинству россыпей составляет
2—3 мм. Самородки для этих россыпей в целом не характерны, но в
отдельных россыпях встречаются (ручей Туора-Тас).
4. Россыпи, механически объединяющие в себе золото двух смеж-
ных групп, по крупности золота неоднородны. Если для россыпей, ха-
рактеризующихся небольшим диапазоном колебаний пробности, графики
распределения крупности имеют вид, близкий к кривым нормально-ло-
гарифмического распределения, то для этих россыпей они представлены
либо двухмодальными кривыми, либо кривыми с плоскосрезанными
вершинами, либо ступенчатыми кривыми.
5. Несмотря на то, что россыпи каждой из рассмотренных групп
пробности размещаются в различных металлоносных зонах, заметной
разницы в крупности золота между ними не наблюдается.
Анализ литературных данных показывает, что перечисленные осо-
бенности характерны не только для Верхне-Индигирского района. Ана-
логичная картина наблюдается и в бассейне р. Колымы. В качестве
204
примера рассмотрим Берелехский и Кулино-Тенькинский районы. Сито-
вые анализы по некоторым россыпям этих районов приведены в табл. 2,
которая заимствована нами из работы Н. А. Шило (1963). По пробности
золота рассматриваемые россыпи Кулино-Тенькинского района относятся
(по нашей градации) к низкопробной группе, а россыпи Берелсхского
района к группе средней пробности. Для сопоставления с Верхне-Инди-
гирским районом данные табл. 2 нанесены на треугольную диаграмму,
(рис. И), на которой показаны поля концентрации россыпей низкопроб-
ной группы и группы средней пробности (перенесены с рис. 10). Как
Таблица 2 • Ситовые анализы по некоторым россыпям Берелехского
и Кулино-Тенькинского районов (по данным Н. А. Шило)
Россыпные месторождения Выход фракций, ММ Сред- ний ди- аметр, мм
Мельче 0,25 0-25- 0,5 0,5-1 1—2 2—4 4—8 8—16 Круп- нее 16
Берелехский район
Мальдяк 3,6 9,0 22,3 11.2 27,6 14,2 5,1 7,0 2,96
Беличан 1,1 2,9 12,5 17.8 40,4 18,7 5,8 0,8 3,54
Куранах 1,5 4,3 10,2 9,5 40,0 20,2 11,7 2,6 4,10
Скрытый 3,0 10,0 10,0 11,0 33,0 19,0 12,0 2,0 3,52
Ленковый 1,5 4,8 19,6 11,4 38,5 16,8 6,5 0,9 3,23
Топкий 4,2 7,3 20,9 14,0 34,1 13,8 5,7 — 2,61
Левая Табога 2,0 6,9 14,8 8,5 21,9 17,8 7,1 21,0 5,10
Хатакчан 2,2 4,2 10,3 6,7 41,2 27,3 8,1 — 3.90
У грюмый 0,6 1,4 5,6 13,3 34,7 30,5 13,9 5,09
Стахановец 4,6 11,8 23,6 11,5 23,9 14,1 6,7 3,8 2,53
Хевкандя 0,7 1,0 6,0 4,7 32,4 33,5 14,7 6,4 6,31
Сохатый 0,8 2,5 6,7 4,6 35,3 36,1 14,0 — 5,42
Холодней"! 2,0 3,8 9,6 6,9 32,5 26,8 13,0 5,4 4,94
Тангара 0,5 1,0 5,8 19,4 43,7 23,4 6,2 — 4,00
Берелех между ручьем
Ленковым и р. Мальдяком 1,7 4,0 14,2 29,3 29,3 12,4 7,7 1,4 3,11
Берелех между ручьем Ку-
ранахом и Верхним Некси-
каном 4,4 9,1 21,6 19,8 25,3 10,8 9,0 — 3,42
Косой 0,1 0,3 2,2 3,1 25,6 43,5 25,2 — 7,40
Резервный 0,3 0,9 3,6 5,7 16,6 32,5 30,8 9,6 8,49
Кириллыч 0,3 1,2 2,5 2,7 10,2 24,4 27,4 31,3 12,83
Мартовский 0,1 0,3 2,3 10,7 28,2 25,6 12,0 20,8 7,73
Террасы р. Берелеха . . 1,4 3,6 16,6 26,8 28,8 11,8 6,9 4,1 3,23
Чай-Юрюе .... ' . . 1,0 4,0 10,0 30,0 25,0 17,0 13,0 — 3,54
Фролыч 0,4 0,9 4,1 9,4 33,4 38,4 13,4 5,73
Желанный 0,8 2,4 7,5 5,8 39,7 26,8 7,6 9,4 5,56
Сылгыбастах 1,3 4,6 20,6 14,2 53,0 6,3 2,64
Чолбанья 0,6 2,2 2,3 13,5 37,3 26,9 10,9 6,3 5,62
Безымянный 0,4 0,8 3,0 2,8 29,0 40,9 19,0 4,1 7,14
Верхний Нексикан . . . 4,8 6,7 21,9 15,4 36,8 14,4 2,32
Заросший 0,6 0,8 6,2 7,4 40,1 29,1 15,8 5,44
Кулин о-Т енькинский
район
Омчак 16,2 30,5 36,7 14,2 1,4 1,0 0,79
Наталкин 35,5 35,9 15,9 12,6 0,1 0,53
Участковый 23,4 21,5 35,1 17,1 2,7 0,2 0,72
Увальчик 24,1 31,7 28,8 11,8 2,5 1,1 0,70
Глухарь 25,0 30,0 25,5 12,5 5,5 1,5 0,74
Павлик 13,0 31,0 27,6 21,9 4,9 0,4 1,2 0,90
Крутой 5,4 9,5 37,0 38,7 9,2 0,2 1,37
Клин 3,4 5,6 12,0 22,0 35,0 20,0 2,0 2,95
Родионовский . ... 1,0 5,1 15,9 27,7 34,6 12,7 3,0 2,80
Террасы Родионовского . 1,0 1,8 10,2 27,2 35,0 22,7 2,1 3,45
Дегдекан 12,0 17,0 24,4 16,2 16,3 10,0 4,1 1,54
Улахан-Аурум 14,0 11,0 24,0 23,0 15,0 8,0 5,0 1,58
Омчуг 1,0 7,2 15,6 15,8 28,0 21,7 10,7 2,24
205
видно из диаграммы, аналогия с Верхне-Индигирским районом полная.
За пределы контура вышла лишь одна точка (ручей Сылгыбыстах).
Подобное совпадение вряд ли является случайным. Скорее всего оно
(-2 мм)
Рис. 11. Сравнительная диаграмма крупности золота россыпей Бсрелехского
и Кулино-Тенькинского районов (бассейн р. Колымы).
1 — россыпи Берелехского района, 2 — россыпи Кулино-Тенькинского района
указывает на общность физико-химических условий формирования зо-
лоторудных месторождений каждой из выделенных нами групп проб-
ности для всего Яно-Колымского пояса Северо-Востока СССР. Обуслов-
лено это, по нашему мнению, полицикличностью золотого оруденения
(Самусиков, 1964).
В заключение считаем своим долгом выразить благодарность
Ю. И. Данилогорской и Н. Р. Филатовой, оказавшим автору большую
помощь в сборе фактического материала.
ЛИТЕРАТУРА
Билибин Ю. А. Основы геологии россыпей. М., 1955.
Самусиков В. П. Некоторые особенности количественного соотношения и про-
странственного размещения золота различной пробности на территории Верхне-
Индигирского района.— В сб.: Геология россыпей Якутии. М., изд-во «Наука»,
1964.
III ило Н. А. Некоторые черты вещественного состава аллювиальных россыпей Яно-
Колымского золотоносного пояса.— Труды Северо-Восточного комплексного
научн -исслед. ин-та. Магадан, 1963, вып. 3.
Юл Дж. Э., Кен дэл М. Дж. Теория статистики. М., Госстатиздат ЦСУ СССР, 1960.
А. И. Скрябин
К ВОПРОСУ О ЗОНАЛЬНОМ РАСПРЕДЕЛЕНИИ ЗОЛОТА
ПО ПРОБНОСТИ
В БАССЕЙНЕ ВЕРХНЕГО ТЕЧЕНИЯ р. ИНДИГИРКИ
Наряду с фактами повышения пробности золота в россыпях вниз по
течению Индигирки наблюдаются нередко случаи, когда пробность зо-
лота в этом направлении понижается. В связи с этим вопрос об измене-
нии химического состава в россыпях следует считать недостаточно ис-
следованным (Билибин, 1955).
Интерес к такому исследованию повышается еще потому, что факти-
ческие изменения состава россыпного золота в плане и вертикальном
разрезе могут пролить свет на условия формирования и закономерности
пространственного распределения коренных месторождений. Это имеет
существенное значение как для поисков, так и для познания процессов
рудообразования. К осуществлению подобных исследований имеются
реальные возможности, так как при поисках и разведке россыпей накоп-
лен обширный материал, который недостаточно проанализирован.
Ниже приводятся данные об изменении пробности золота в россыпях
бассейна верхнего течения Индигирки и о характере пространственного
распределения пробности на сравнительно больших площадях.
ИЗМЕНЕНИЯ ПРОБНОСТИ ЗОЛОТА
ВДОЛЬ РОССЫПЕЙ
Изучение состава россыпного золота в бассейне верхнего течения
Индигирки показывает достаточно сложную картину распределения
пробности вдоль россыпей. По своему характеру они могут быть услов-
но подразделены на 6 следующих случаев, когда пробность:
1) повышается вниз по течению,
2) понижается вниз по течению,
. 3) повышается в средней части россыпей,
4) понижается в средней части россыпей,
5) почти не изменяется вдоль россыпи,
6) изменяется сложным образом.
Россыпи, относящиеся к первой группе, приведены в табл. 1 и ил-
люстрируются графиками на рис. 1.
Минимальная амплитуда колебаний пробностей золота наблюдается
в объекте 3, где она составляет 12 единиц. Максимальная амплитуда
устанавливается в объекте 13 и достигает 236 единиц. Амплитуда коле-
баний не всегда зависит от протяженности объектов (объекты 2 и 13).
Россыпи второй группы характеризуются низкопробным золотом в
нижних своих частях. Объекты, имеющие номера с 15 по 22, относятся
к этой группе, и данные по ним приведены в табл. 2.
Амплитуда колебаний пробности золота находится в пределах 20—
112 единиц. Изменения пробности по длине россыпей показаны на гра-
фиках рис. 2.
207
Таблица 1 • Высокая пробность * золота в нижней части россыпей
Объект Протяжен- ность объекта, км Диапазон колебаний пробностей Амплитуда колебаний Объект Протяжен- ность объекта, км Диапазон колебаний пробностей Амплитуда колебаний
1 4,0 854—924 70 8 1,4 750—830 80
2 7,0 882—928 46 9 2,0 952—976 24
3 1,2 850—868 12 10 1,5 938—962 24
4 3,0 910—980 70 И 8,0 760—876 116
5 2,5 876—920 44 12 2,8 888-922 34
6 2,7 866—916 50 13 5,0 686—920 236
7 2,0 962—984 22 14 4,2 820—870 50
* В работе во всех случаях будут приведены пробности лигатурного золота.
К третьей группе отнесены россыпи, содержащие высокопробное
золото в средней части. Данные пробностей этих россыпей (номера
объектов с 23 по 26) приведены в табл. 3. Графики изменения пробностей
вдоль россыпей этой группы приведены на рис. 3.
В четвертой группе включены россыпи, характеризующиеся низко-
пробным золотом в средней части (табл. 4 и рис. 4).
880
840
800
руч. Делегенмях Z7 250500750м
940
900
850
р. Б. Тары я /7 50010р01500м
532 524 516 491
--1-----1__И 1 L Д-L 1 1 1 111 ) I_ 1 Т I I
552 535536 526 520 509505 495 487483
980г
руч. Пиль
940-
0 250500750м
।__।__।_।
D_______Li i I
32 27 23
-----
i ' 16 13 11109 876543 21 Из
900
руч Тегергачи
ggg^ 0 250500750м
880-
850L
9195131931211 1
Рис. 1. Локализация высокой пробности золота в нижней части россыпи.
По вертикали — пробность золота, по горизонтали — номера разведочных линий Штриховой линие
показана пробность золота по отдельным шурфам (то же на рис 2—6)
208
Таблица 2 • Низкая пробность золота в нижней части россыпей
Объект Протяжен- ность объекта, км Диапазон колебаний пробностей Амплитуда колебаний Объект Протяжен- ность объекта, км Диапазон колебаний пробностей Амплитуда колебаний
15 20 848-908 60 19 2,5 925—964 39
16 И ' 808—920 ’ 112 20 4,5 899—988 : 89
17 24 । 896—956 : 60 21 2,0 850—898 48
18 3,6 862—916 54 22 I 4,0 902—928 । 20 i
Здесь находятся объекты с 37 номера по 50-й. Максимальная ам-
плитуда колебаний пробности наблюдается по объекту 46, где она
составляет 216 единиц. Для многих россыпей этой группы она достигает
более 100 единиц.
Рис. 2. Локализация низкой пробности в нижней части россыпи
‘ Для пятой группы пробность золота вдоль россыпей почти не изме-
няется или ее колебания весьма незначительны (рис. 5).
Таблица 3 • Высокая пробность золота в средней части россыпей
Объект Протяжен- ность объекта, км Диапазон колебаний пробностей золота Амплитуда колебаний Объект Протяжен- ность объекта, км Диапазон колебаний пробностей! золота Амплитуда колебаний
23 4,6 904—910 56 30 4,0 836—902 66
24 3,4 950—980 30 31 13 812—924 112
25 2,3 836—970 114 32 21 862—920 38
26 8,0 931—990 59 33 7,1 832—914 62
27 1,9 944—978 33 34 2,1 820—852 32
28 1,6 752—840 88 35 4,7 830—940 90
29 4,8 830—868 38 36 2,7 875—906 31
14 Геология россыпей колота
209
930
руч Правая и большая Куобах-баги
940г
900-
860-
820-
руч. безымянный
руч. Псзбний
980
940
900
О 259 5W750ft-
клбетка
45 км
3,4 км
1 >
9К
<1£!. ___........... __________
Избх si га г? is гзя 191?а 1ПШ «з essmto^plT^ is в ю J t
a'j oj &ь do гм fa uu
Рис. 3. Локализация высокой пробности золота в средней части россыпи
Таблица 4 • Низкая пробность золота в средней части россыпей
Объект Протяжен- ность объекта, км Диапазон колебаний пробностей золота Амплитуда колебаний Объект Протяжен- ность объекта, км Диапазон колебаний пробностей золота Амплитуда колебаний
37 13 764—870 106 44 1,3 972—992 20
38 2,2 718—848 130 45 2,0 648—810 162
39 3,1 764—824 60 46 4,2 682—898 216
40 7,0 738—826 138 47 1,0 850—896 46
41 2,5 704—886 182 48 2,3 844—902 58
42 3,0 721—881 160 49 5,3 890—950 60
43 5,3 824—976 152 50 5,3 823—900 74
210
руч Хатыннах
оштшм
!_J_I_!
ззо-
840-
800-
760-
780<-
13.5 кй---------------------►
1 I 1 ! I I I I. 1 |._LL_j-. .М--М4—U-U-1—Д-L.l_^—L
146 139J30183 03199188 9-M86 80 78 64 60 53 464036 8589
143 18'r 186 iOO 113 :U7 83 76 70 68 57
руч Дегугнья-Кбарцебый
860г
889-
730-
740-
/237п2
870'
830-
730 -
750-
710-
690^—

1114 17!V4 - V . , t . , ,
to se 63 60 halsi1 чР ц 9 'loss 24 is is 6 2 I35
52 46 43 40 36 32 „
^?r ____ руч Оттур-Юрюе
руч Осень
\ 810
\ 025pW750t>770
'I ' 7:0
----8,8 км---rnr
-+-J-! ; i 1 J i uraiu 690
8381М161ШШ65438

О 851Ш750м
47 45 35
3,1кКМ-х—7
’ 31 87 83
руч. Понарин-Встречный
д ОЖШЯм —з
руч Твердый 0мят,
----I_________L—J_I
Х0\ . а ОЖВЮн ‘ —*- 920-
v_______^880-.
890-
850-
’< 88
980-
940-
S1° ^341 т^МЖ^7^108 6480^7^5^°° ’
920{
880-
840-
8884
руч. Йомариньш
5,3км-
руч. Продольный
4,9 нм-
~38 48 ^№№№№707874
660-
Рис
4. Локализация низкой пробности
( ! .-4-^
44 575961636568
р Ольги
!\ ОД!ффп
-8,3 км-
494 490 484 480 476
498 486 488 478 478
в средней части россыпи
14*
Наконец, к шестой группе отнесены россыпи со сложным характером
колебаний золота по пробности вдоль россыпей, где наблюдается неод-
нократное повышение ее и понижение (рис. 6).
900 г
880-'
860^
/4/
900
860-
840^-
60
900у
860
820
800
880
руч Курун-Агалык
О 250500750м
।__।_।__।
— • - ; 6,25 км---i । t —-—>.
I® 120 108 WO 94929069 84 80 75
> руч Актур 0 259 500 750м
— t -----------------------------
54 52 5048 4546 43 4038 35~32 ~24
х руч Дбойной О'250500750м
16
.—1—г~7 । । —i—।—;—;—г*.
51 4947 43 41 3735333129 27 23211917 15 13 108 7 5
руч Промежуточный 25$500750м
6
840
820
880г руч Промежуточный
--------------3,9 км —
—| 1 1 j-J-MA I I I____L
да зо гзггиаюшн о
О рич Центральный
О' 250500750м
-—2,95 км
840- _____
820'—।---1—L-M-
31 29272524 18 151411 7 5 3 40
оои I- 1рРм V X
860^ I ^\\\ \^ l.U-L-L
171514131211109876543 Ю
Рис 5 Слабое изменение пробности вдоль россыпи
Разнообразный характер изменения пробностей золота вдоль россы-
пей, значительная амплитуда колебаний пробностей и отсутствие опре-
деленной зависимости последней от протяженности россыпей представ-
ляют собой те факты, при объяснении которых нельзя ограничиваться
только рамками процессов выщелачивания, электрохимической корро-
зии и новообразований.
800
руч Эбар-Хая
10,65 км
g запори 1№0мЩ
760
12~2 969492 88848380 747270№6260 54 50 44
руч.Углзбои Q250500759м
2^9км -
22 16 10
руч Ваябашй g гзо500730м
880г
860-
840-
Р?п\_____. ________________
60 58 56 5* 52 50 48 46 44
mm.- РУ4 Широкий
Я Л ( 250500 759м
800\-
780-
J6O\_______________________—_-----------_ ,,
2018 16 1412109876 5 21 55 53515048474443
800[
080-
> г > , т -
00 35 3533 0! ОАО-
820\—......-............... . . -------
ручПрЗбир-Хая !8!71513№09876553г10
0 050300750м
I_I—I—I
1,9км
1,1км
S

Рис. 6. Сложное изменение пробности вдоль россыпи
212
ИЗМЕНЕНИЕ ПРОБНОСТИ ЗОЛОТА В ПОПЕРЕЧНОМ ПРОФИЛЕ РОССЫПЕЙ
Привлекают внимание колебания пробностей золота также и попе-
рек долины. В литературе определенные суждения по этому вопросу от-
сутствуют. Различие пробностей золота в зависимости от уровней тер-
рас по ряду объектов показано в табл. 5.
Таблица 5 • Различие пробности золота на террасах и пойме
Объект линии Уровень террас, м; пробность Проб- нссть в пойме (объект 1 № j линии Уровень Пр( террас, м, j6hociь Проб- ное гь в пойме
4 10 22/sG3 _ 10/9в0 940 12 3°/э04 10/вп2 878
1 5 1О/ S48 934 и ,0/»04 852
2 4 »°/941 964 5 14 3'7-83 799
Q 62 10/9в0 970 12 30/“81 794
О 57 10/078 970 6 5 3%68 20/775 788
В объектах 1,3 и 4 наблюдается небольшое понижение пробности
золота на низких уровнях террас. Объекты с номерами 2, 5 и 6 характе-
ризуются тем, что с повышением уровня террас происходит понижение
пробы.
Если на повышение пробности золота в россыпях имеют решающее
влияние процессы выщелачивания и электрохимической коррозии, то
золото на террасах более высоких уровней в пределах одного участка,
как правило, должно быть более высокой пробности, потому что отло-
жения этих террас имеют более древний возраст. Между тем такой за-
кономерности не наблюдается.
Определенный интерес вызывает колебание пробности золота в по-
перечном профиле россыпей, которые находятся в пределах одного эро-
Таблица 6 • Изменение пробности золота поперек долины одного
эрозионного уровня
объекта № линии Количество определе- ний Диапазон колебаний пробности Средняя пробнссть Амплитуда колебаний
476 3 880—897 889 17
478 5 830—899 880 49
480 4 883—891 880 8
1 482 5 872—986 921 U4
484 4 861—885,5 875 24
486 6 850—899 882 49
490 4 883—889,2 889 5,9
486 5 844—983,1 923 '885 139,1
508 8 886,9—975,1 941/887 88
о 516 8 887—970,2 903/894 83,2
£ 520 13 879—975,8 907/893 96,8
530 2 881—896,6 889 7,6
535 3 863,9—985 916/882 121
14 5 849,8—876,5 863 31,7
22 4 856—874 862 18
3 32 4 844—870,8 859 26
40 4 844—877,5 860 33,5
132 2 789—796 793 7
4 160 2 818-812 820 4
162 3 794—825,8 808 31,8
5 156 5 897—949 930 52
Примечание. В числителе дробей — средняя пробность по линии, в знамена-
теле— средняя пробность по линии в пределах промышленного контура.
213
знойного уровня. В этом отношении интересны поймы крупных рек, где
золотоносные струи являются одновозрастными. В связи с этим здесь
исключается влияние вторичных процессов, которые могли иметь значе-
ние при рассмотрении пробности золота на различных эрозионных
уровнях.
Ниже приведены некоторые факты, показывающие значительную
амплитуду колебаний пробностей в пределах одного эрозионного уровня
(табл. 6).
Лин 484
О 10 20 30м
।__।___।__।
980г
О 10 20 30м
I__I_1—1
900г
ввоу _
860^
455
940
900
860
Лин. 482
890г
870-
850-
830^-
436
452 462 472476480 486488
Лин. 478 Vм
880-
860-
840\-
0,6км,
475 481 487
Лин. 486
/•----"OIO,!^
—----fOWfiM-^^
458 466 478 484 490498
900г
880-
- । 860
484 494
1,5 км-
458 466
Лин. 480
О 10 2030м
।—i—।___।
ОЛкм----
457 465 471 485 489

Рис. 7. Изменения пробности золота поперек россыпи.
По вертикали — проба золота, по горизонтали — номера шурфов
Из приведенных данных видно, что в первых двух объектах ампли-
туда колебаний пробностей достигает более 100 единиц. Такая ампли-
туда не может быть объяснена процессами выщелачивания и электро-
химической коррозии. По объекту 2-му на шести линиях характерно
повышение пробности от правого борта долины к левому (рис. 7,
лин. 520). В россыпи ручья Сана устанавливается, что левая струя по
четырем линиям характеризуется пробностью более низкой (в пределах
874—901), чем правая струя (901—921) на этих же линиях. Эти данные
вполне объясняются при рассмотрении их совместно с пробностью со-
седних россыпей. Поэтому изучение колебаний пробностей золота попе-
рек долины одного эрозионного уровня приобретает определенное зна-
чение при сравнительном анализе данных пробностей нескольких объ-
ектов, что необходимо для понимания закономерностей распределения
пробности на более значительных площадях.
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ПРОБНОСТИ ЗОЛОТА
В БАССЕЙНЕ ОДНОГО РУЧЬЯ
Прежде всего отметим факт разной пробности в притоках отдельных
ручьев. Для удобства сравнения произведем следующую группировку
различных случаев распределения пробности в ручьях:
214
Рис. 8. Местонахождение золота
а, б—высокопробного в притоках верхней части бассейна одного ручья, в, г —
высокопробного в притоках нижней части одного ручья, д, е — низкопробного
в притоках средней части бассейна, и — высокопробного в притоках средней
части бассейна
1) притоки верхней части бассейна характеризуются низкопробным
золотом по сравнению с притоками нижнего течения. Наиболее типич-
ные примеры показаны на рис. 8, а, б;
2) в притоках верхнего течения бассейна наблюдается высокопроб-
ное золото, в то время как притоки нижнего течения содержат низко-
пробное золото. На рис. 8, в пробность золота уменьшается от 982 (верх-
ние притоки) до 926 (нижние притоки). Аналогичная картина наблю-
дается на рис. 8, г;
3) высокую пробность имеют притоки средней части бассейна
(рис. 8, д и 8, е);
4) низкой пробностью обладают притоки среднего течения
(рис. 8, и);
5) разную пробность имеют левые и правые притоки одного ручья.
ЗОНАЛЬНОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ РОССЫПНОГО ЗОЛОТА ПО ПРОБНОСТИ
В БАССЕЙНЕ НЕСКОЛЬКИХ РУЧЬЕВ ИЛИ СИСТЕМЫ ИХ
Анализ распределений золота по пробности в бассейне системы ручь-
ев имеет исключительно важное значение для выявления общих зако-
номерностей оруденения на больших площадях. Наиболее полное ис-
пользование данных состава золота для этих целей становится крайне
необходимым. До сих пор применяемая практика нанесения усреднен-
ных пробностей по россыпям и отдельным линиям не обеспечивает
нужную детальность. Поэтому автор нанес на схемах данные пробностей
золота с возможной детальностью. Это позволило^осуществить группи-
ровку золота по градациям пробности. Величина последних может быть
принята разной, например 25, 50, 100 единиц. Это зависит от масштаба
и назначения схем, а также от количества фактического материала.
Пользуясь принятой градацией, проводятся изолинии, которые оконту-
ривают участки с равными значениями. Такие участки обособляются в
плане, причем устанавливается зональное распределение россыпного
золота по пробности.
215
Рис. 9. Схема зонального распределения россыпного золота по пробности в бассейне
системы ручьев
/—точки определения пробности золота; 2 — изолинии пробностей
На рис. 9 показана схема зонального распределения россыпного зо-
лота по пробностям в бассейне ручья одного из районов Индигирки.
В табл. 7 приведены данные числа определений, диапазон пробности и
амплитуда ее колебаний по 16 объектам. Здесь же даны примечания о
характере изменений пробностей золота по каждому объекту.
Предлагаемая схема составлена на основании 277 определений проб-
ности золота. Самая низкая пробность (824) наблюдается в средней
части объекта 3. Вторая точка (850) низкой пробности установлена в
середине объекта 8, а третья точка (856) низкой пробности находится в
конце объекта 16. Максимальные значения (993) характерны для сред-
них частей объектов 5 и 6. В пределах всех объектов схемы пробность
колеблется от 924 до 993, при этом амплитуда колебаний достигает 179.
216
Таблица 7 • Данные пробностей россыпного золота
Объект Количе- ство анали- зов Диапазон колебания пробности золота Амплитуда колебаний Характер изменения пробности золота в россыпи
1 50 891,4—952,8 58 Низкая пробность золота в верхней по течению части россыпи
2 20 902,7—951,0 49 Низкая пробность золота в нижней части россыпи
3 20 824,3—975,8 159,5 Низкая пробность золота в средней части
4 12 962,2—985 23 Низкая ыробность золота в верхней части россыпи
5 51 943,6—993,4 50 Высокая пробность золота в верхней и средней части
6 7 972—993,0 21 Низкая пробность золота в средней части
7 3 972-978 6 Низкая пробность золота в нижней части
8 23 856,2—970,4 14 Высокая пробность золота в средней части россыпи, причем 856 — в конце
9 22 914,3—957,5 33 Самая низкая пробность золота в верхней части россыпи, а высокая пробность — в средней
10 15 919,6—943,1 24 Пробность изменяется мало
11 2 926,6—950,0 14 Низкое значение пробностей в верхней части
12 1 974,1 — —
13 11 919,4—943,0 24 Высокое значение в средней части
14 6 914,5—940,9 17 Высокое значение пробностей в средней части
15 1 893,6 —
16 35 850,4—986,2 136 Низкая пробность в средней части В поперечном профиле изменяется от 872 до 986
В с ег о 277 824—993 179
На объекте 3 величина колебаний составляет 159 единиц, на объекте
1—58 и на остальных — меньше 50.
Изолинии проведены через 25 и 50 единиц пробности и характери-
зуются величинами 975, 950, 925, 900, 850. Изолиния 950 оконтуривает
площадь с пробностью более 950 единиц в виде асимметричной дуги.
Внутри этой зоны выделяются линзообразные участки с пробностью
более 975, которые обособляются между собой на перегибе дуги. Кон-
туры изолинии 950 отчетливо и последовательно, в порядке понижения
значений, повторяются изолиниями 925, 900 и 850.
Если принимать за центр участки с пробностью более 975, то вокруг
них последовательно располагаются зоны более низкой пробности.
В тех случаях, когда за центры принимаются участки с пробностью
ниже 900, вокруг них или между несколькими такими центрами после-
довательно расположены зоны более высоких значений.
СОПОСТАВЛЕНИЕ ПРОБНОСТЕЙ
РУДНОГО И РОССЫПНОГО ЗОЛОТА
Для бассейна верхнего течения Индигирки такое сопоставление при-
ведено в табл. 8. Пробность рудного золота сравнивается с пробностью
золота из тех россыпей, которые непосредственно окружают этот источ-
ник. Если россыпь имеет большую протяженность, то принимались лишь
данные тех участков, которые находятся в 0,2—4,0 км от коренного
источника. Поэтому приведенное сопоставление будет достаточно пока-
зательным даже в том случае, если допустить возможность переноса
свободного золота на это расстояние.
Рассмотрим более детально несколько примеров.
В Диринь-Юряхском рудном поле россыпь самой долины ручья Ди-
ринь-Юрях протягивается более чем на 8 км. В образовании этой рос-
сыпи принимало участие несколько коренных источников. Последние
представлены кварцевыми жилами иногда с видимым золотом, обна-
руженным на всем ее протяжении. Пробность золота из долины
ручья Диринь-Юрях на протяжении 8 км характеризуется данными
217
Таблица 8 • Сопоставление пробностей золота коренных источников и связанных
с ними россыпей
Коренные место- рождения Процент- ное содер- жание зо- лота в самород- ках из коренных по хим- анализу Литература рукописная Пробное гь Р5 дног ) золота по пробирным анализам Россыпи ручьев, окружающих рудное месторождение Минималь- ное и мак- симальное расстояние россыпей от корен- ного м-я, км Колебание пробности золота в россыпи Сред- няя проб- ность
Диринь- Юряхское Кинясь- (Оряхское К-45 К-86 Талалах- ское Ж-2 Ж-2 Ж-2 Встречное Ж-1 Кокарин- ское Ж-4 Ж-4 Базовское Жданное Ж-1 Ж-1 Ж-4 Малтан- ское Санин- ское Пильское Сохати- ное ж-з Широкое ж-з 93,67 95,84 98,65 94,16 94,19 92,59 91,43 81,44 850,4 86,58 94,99 77,46 85,41 Пляшкевич Л Н , 1959 Спиридонова А Ф , 1953 Гамянин Г Н , 1963 > Гамянин Г. И , 1963 Пляшкевич Л. Н , 1959 Троицкая Е В., 1956 Данилогорский Е. П., 1949 Гамянин * Г Н , 1963, Данилогорский L. П , 1949 Гамянин Г. Н , 1943, Дан и лог» .рек ий Е. П , 1949 Гамянин Г. Н , 1963 Николаев В Д , 1953 Пляшкевич Л Н , 1959 Агафонникова В. К . 1957 Гамянин Г. Н., 1963 Пляшкевич Л Н., 1959 Гамянин Г Н., 1963 Гамянин Г. Н , 19.13 Гамянин Г. Н., 1963 Агафонникова В К , 1957 Гамянин Г Н , 1963 Гамянин Г. Н , 1963 940—950 943, 944 920—940 920 884 865 832—837, 870 732—809 841 950 978 Диринь-Юрях до устья Контрольного Верхний, к левому при- току Диринь-Юряха Тройной, левый приток Диринь-Юряха Контрольный, правый приток Диринь-Юряха Подобный, правый при ток Быйтаха Струйка, правый при- ток Подобного Ночной, правый приток Быйтаха Чистый, до устья Ирю- ка Бид Рудный, правый приток Талалаха Вилка, правый приток Талалаха Безымянный до линии 38 Вс гречный Кокарин Базовский Жданный Россыпь па седловине Малтана и Полуден- ного Малтан Сана, Ключ Весенний Россыпь па 20-метровой террасе Пиля Сохатиный, Сох-бар Исходный притек Про- мысла Широкий 0,3—2,5 0,5 1,0 2,0 0,3—1,5 0,5 1,0—2,5 1,0—2,5 0,2—1,0 0,5—1,5 0,5—1,5 1,5—2,0 0,1—0,5 0,2—4,0 ДО 1,0 До 2,0 2,п 0,5—2,0 0,5—2,0 0,5 0,5 1—3 2,0 2,0 1—2,5 953,956,951, 959 962,2—970,5 962,5—964 953—971 938,4—964 944—953 945—979 964—979 989—994 962—985 985—993 950—993 902,7—951 890—952,8 831,3—891,9 826—843,5 958,2—968,9 934,1—962 874—921 873,5—887 910,6—977,4 /28,5—/89 776,2—783,5 755—791 775—827 956 966 963,5 963 951 949,8 969,3 969 991 978,2 987 975 922,8 923,3 868,8 835 963,5 959,3 899,3 880,5 959,8 759,1 780,6 774 794,5
218
Таблица 8 (окончание)
Коренные место- рождения Процент- ное содер- жание золота в самород- ках из коренных по хим- ан ал изу Литература рукописная Пробность рудного золота по пробирным анализам Россыпи ручьев, окружающих рудное месторожде ше Минималь- ное г мак- симальное расстояние россыпей от корен- ного м я, км Колебание пробности золота в россыпи Сред- няя проб- ность
Ыт- Юряхское 86,98 Гамянин Г Н , 1963 876 Конечный левый приток Ыт-Юряха, Карманный, левый при- ток Ыт-Юряха 0,5—1,0 1,5 837—835 826 836 826
Хапта- гай—Ха- инекое Ж-8 73.97 Гамянин Г. Н . 1963 Индигирка 0,5-3 769—809 777
Митрей Онюхтох- ское 79.03 78,83 Гамянин Г. Н., 1963 Гамянин Г. Н., 1963 Сизый 1—3 767,8—802 785,7
Тунгус- ское 91,43 Гамянин Г. Н , 1963 Пляшкевич Л. Н , 1959 Ступак С. Д , 1945 880—970 839, 956 990 ср. 910 Тунгусский Надежный 1,0 1,0 918 886—919 918 902
* Анализы произведены в химической лаборатории ЯФ СО АН СССР на материаяах Л. И. Борисовой
Г. Н. Гамянина, В. И. Соловьева и М. Г. Трущелева. Аналитик Л Н Цабул.
94 определений. Составлен график изменения пробности вдоль россыпи
(см. рис. 3). Он показывает наиболее высокую пробность в средней части
при минимальной пробности — в нижней. Пробность различна в каждом
притоке ручья, что связывается с разнопробностью рудных источников
(см. рис. 9). Характер изменения пробности вдоль долины ручья Ди-
ринь-Юрях, разная пробность золота в его притоках и нахождение золо-
тоносных кварцевых жил на большей площади свидетельствуют о мно-
жестве местных коренных источников золота. Изменение пробности зо-
лота в россыпях следует связывать с таковой коренных источников.
Так, пробность рудного золота в собственно Диринь-Юряхском место-
рождении сравнивается только с пробностью тех же россыпей, которые
непосредственно окружают это месторождение.
При сопоставлении схемы зонального распределения россыпного зо-
лота по пробности оконтуривается зона со значениями 925 — 950. В пре-
делах ее оказывается и Диринь-Юряхское месторождение с пробностью
940—950.
В пределах того же рудного поля, северо-восточнее от Диринь-Юрях-
ского рудопроявления, располагается Кинясь-Юряхское рудопроявление,
которое характеризуется более высокой пробностью (958—986), чем
первое. Россыпи, окружающие его, имеют пробность в пределах
964—994. В схеме зональности россыпного золота это рудопроявление
попадает в контур зоны с пробностью более 950.
В Талалахском рудном поле известны два рудопроявления: Талалах-
ское и Встречное, Талалахское рудопроявление имеет золото с проб-
ностью 920—940 и окружено с трех сторон россыпями ручьев Вилка,
Рудный и Безымянный (см. табл. 8). Россыпь ручья Вилка находится
южнее рудопроявления и содержит высокопробное (985—993) золото.
Здесь не наблюдается определенного изменения пробности вдоль рос-
сыпи. Россыпь ручья Рудный начинается с жилы 2. Вблизи жилы рос-
сыпь имеет золото с пробностью 974. Вниз по течению пробность сни-
жается до 962 и затем снова повышается до 985. Россыпь ручья Безы-
219
мяиный находится северо-восточнее от рудопроявления. В этой россыпи
наблюдается высокопробное (993) золото в начале россыпи, которое
сменяется через 0,5 км золотом с пробностью 950. Из этих примеров
видно, что по направлению течения реки (с удалением от коренного
источника) пробность золота далеко не всегда увеличивается. При ана-
лизе схемы распределения россыпного золота по пробности оказывается,
что рудные проявления находятся в той зоне россыпей, которая соот-
ветствует им по пробности. Так, например, рудопроявление Встречное
характеризуется золотом с пробностью 865—925. В схеме распределения
россыпного золота по пробности оно находится в зоне с пробностью
875—925. Как выше, так и ниже этого рудопроявления оконтуриваются
зоны более высоких пробностей (более 925).
Аналогичным образом проанализированы все остальные месторож-
дения, которые приведены в табл. 6. Фактические данные показывают,
что в одних случаях пробность россыпного золота немного выше, чем
в коренном источнике, в других — немного ниже и в третьих — совпа-
дает с ней. Первый случай наблюдается, когда в рудном поле пробность
золота повышается в сторону россыпи. При этом может быть законо-
мерное повышение пробности золота вниз по течению. Низкая пробность
россыпного золота по сравнению с таковой коренного источника имеет
место в том случае, когда в последнем уменьшается пробность по мере
приближения его к россыпи. Здесь же происходит закономерное сниже-
ние пробности в россыпях вниз по течению. Третий случай имеет место
при слабом изменении пробности рудного поля. Во всех случаях устанав-
ливается общая закономерность, состоящая в том, что при сравнении
распределения золота в россыпи по пробности рудные месторождения
оказываются в той зоне, которая соответствует его пробности. Это зна-
чит, что распределение пробности золота в россыпи определяется проб-
ностью в коренных источниках.
Большинство исследователей приходит к выводу, что пробность рос-
сыпного золота закономерно повышается вниз по течению по мере уда-
ления от коренного источника. В. Линдгрен (1932) указывает на то, что
пробность россыпного золота повышается с увеличением расстоя
ния, на которое оно перенесено, и с уменьшением величины зерен.
Мак-Коннел показал, что самородки Клондайка имеют более высокую
пробу во внешней своей части, чем во внутренней. По мнению А. Бэтма-
на (1949), эти наблюдения наводят на мысль, что из наружной части
зерен часть серебра выщелачивается. М. С. Фишер в 1935 г. пришел к
выводу, что пленка высокопробного золота образовалась в результате
не простого выщелачивания серебра из поверхностного слоя золотин, а
путем сложного процесса электрохимической коррозии. По данным
Н. А. Шило (1953), пробность золота в долине р. Малого Ат-Юряха
(бассейн р. Колымы) повышается в направлении от истоков к устью.
Согласно исследованиям И. А. Островского в 1943 г. (Шило, 1956),
пробность золота в россыпях Колымы повышается за счет развития
по трещинам и по периферии зерен новообразований золота более вы-
сокопробного, чем основная масса. По Ю. П. Ивенсену (1963), почти
универсально распространенным является факт повышения пробно-
сти золота в россыпях по сравнению с золотом коренного месторож-
дения, питающего россыпь. По 11 приискам Миасса пробность рудного
золота в кварцевых жилах равна 878, в россыпях — 920. На Березов-
ском месторождении пробность золота из жил — 860, а россып-
ного — 970.
Из этих сравнений, которые сделаны по некоторым усредненным
данным, действительно видно повышение пробности в россыпях по срав-
нению с их коренными источниками. Однако при более детальном ана-
лизе материалов картина может быть иной. Так, рудное золото из
220
Березовского месторождения характеризуется пробностью 911, 941, 937,
850—875, а россыпное золото—<910—915 и 970 (Звягинцев, 1941). Проб-
ность рудного золота из Миасского района: 773, 834, 839, 920, 927.
Миасская россыпь имеет золото с пробностью 930. В Невьянском место-
рождении жильное золото имеет пробность 925, а россыпное — 914
(Звягинцев, 1941). В Ленском районе также установлены близкие соот-
ношения состава золота из россыпей и их коренных источников (Нико-
лаева, 1962). Отсутствие повышений пробностей россыпного золота по
сравнению с рудным по ряду объектов из бассейна Колымы установлено
Н. К. Разумовским еще в 1938 г. и подтверждено детальными исследо-
ваниями Ф. И. Фишелевича в 1944 г. Аналогичное мнение высказывает
Е. 3. Горбунов (1962).
Таким образом, существующее представление о превалирующем зна-
чении процессов выщелачивания в россыпях и закономерном увеличении
пробности золота вниз по течению при меньшей пробности в рудноу
источнике базируется на недостаточно полных наблюдениях и требует
более детальных исследований.
Мнение о закономерном повышении пробности золота в россыпях по
мере удаления от коренного источника создалось в результате анализа
золота из россыпей, питаемых одним коренным источником, а также в
предположении о переносе свободного золота на значительные рас-
стояния.
Однако для многих случаев Ю. А. Билибиным (1955) и Н. А. Шило
(1953) установлено, что в образовании одной россыпи, особенно крупной,
принимает участие множество мелких коренных источников, рассредо-
точенных на большой площади. Часто эти источники при сравнении рос-
сыпного и рудного золота не поддаются полностью учету, так как мно-
гие из них, вероятно, уже размыты.
Автор полагает, что повышение пробности золота вниз по течению
является следствием не только выщелачивания примесей (Линдгрен,
1932; Кухаренко, 1961; Ивенсен, 1963, и др.), но и результатом разной
пробности золота в коренных источниках.
В связи с этим при изучении крупной россыпи и сравнении пробно-
сти в ней с рудным золотом необходимо сопоставлять анализы из той
части россыпи, которая находится в непосредственной близости от ко-
ренного источника.
Многие исследователи Северо-Востока СССР убедительно доказы-
вают малое расстояние переноса свободного золота в промышленных
россыпях (Билибин, 1959; Шило, 1953; Шило, Копылев, 1949, 1955; Бон-
даренко, 1957; Хрипков, 1958).
Ю. А. Билибин (1959) еще в 1936 г. указывал, что продвижение ме-
талла в период углубления реки зависит от трещиноватости подмывае-
мых пород. Он считал, что при сильно трещиноватых породах металл
в больших количествах забивается глубоко между плитками и при вы-
крашивании верхнего их слоя почти не испытывает смещения вниз по
течению. В период углубления долины смещение золота в глинистых
сланцах определяется обычно лишь десятками метров благодаря осаж-
дению его вниз по трещинам.
Правильность этого мнения применительно к россыпям бассейна верх-
него течения Индигирки подтверждается тем, что у преобладающего
большинства россыпей 60—80% мощности золотоносного пласта падает
на коренные породы, которые представлены крутопадающими песчаника-
ми, песчано-глинистыми и глинистыми сланцами. При чередовании
последних образуется весьма неровный плотик. Золото по трещинам
проникает в коренные породы обычно до 1—2 и реже до 3 м. В таких
условиях перенос свободного золота на дальнее расстояние вряд ли воз-
можен.
221
Если принять во внимание множественность коренных источников в
образовании одной россыпи и допустить ограниченный перенос свобод-
ного золота в процессе глубинной и боковой эрозии, то мнение о зако-
номерном повышении пробности золота вниз по течению по мере
удаления от коренных источников отражает только частные случаи более
сложных и многообразных изменений, зависящих главным образом от
изменения пробности в самих коренных источниках.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Учитывая соответствие состава рудного и россыпного золота, можно
заключить, что установленное выше зональное распределение россып-
ного золота по пробности в плане представляет собой вполне определен-
ную и весьма важную закономерность, которая отражает такое же зо-
нальное распределение пробности рудного золота. В выделенных зонах
различной пробности по россыпям находятся рудопроявления, которые
имеют пробность, близкую к россыпному золоту. Это служит хорошим
подтверждением сказанному выше.
Приведенное выше разнообразие в распределении пробностей в рос-
сыпях, по мнению автора, обусловлено различным пространственным
взаимоотношением их с зональным распределением пробности золота
в рудном поле. Так, если размывается рудное поле, в центре которого
находится зона с высокопробным золотом, а по периферии расположены
более низкопробные зоны, то в россыпи, которая начинается с центра
рудного поля, пробность золота будет постепенно понижаться вниз по
течению. Когда такое рудное поле пересекается протяженной россыпью,
то высокая пробность характерна для той части россыпи, где она пере-
секает зону высокопробного золота. Аналогично можно объяснять раз-
ную пробность в притоках и разнообразные случаи распределений проб-
ности в бассейне одного или нескольких ручьев.
Приведенные фактические данные позволяют сделать следующие
выводы:
1. Факты преимущественного повышения пробности вниз по россыпи,
по мере удаления ее от коренных источников, представляют собой лишь
частные случаи более сложных и многообразных изменений пробности,
которая зависит от коренных источников. В меньшей степени какую-то
роль могли играть процессы выщелачивания и электрохимической кор-
розии, а также процессы новообразования, но их роль, вероятно, незна-
чительна.
2. Изменение пробности золота в поперечном профиле россыпей
также носит сложный характер. С изменением уровня террас в одних
случаях пробность золота в россыпях увеличивается, а в других —
уменьшается. В пределах одного эрозионного уровня устанавливаются
различные случаи колебания пробностей. Значительная амплитуда та-
ких колебаний, достигающая иногда более 100 единиц, не может одно-
значно объясняться вторичными процессами.
3. Притоки ручьев характеризуются разной пробностью, которая
обусловлена с такой же пробностью коренных источников.
Пространственное распределение золота по его пробности в бассейне
одного ручья различно. В одних случаях высокопробное золото харак-
терно для притоков верхней части бассейна, а в других — для притоков
нижней или средней части.
4. В бассейне нескольких ручьев или системы их, на сравнительно
большой площади, устанавливается отчетливо зональное распределе-
ние россыпного золота по пробности.
5. Сравнение пробности в рудном источнике и соседних с ним рос-
сыпей показывает почти полное их совпадение. Наблюдаемые незначи-
222
тельные отклонения находятся в пределах допустимой ошибки и не на-
рушают закономерный характер распределения золота по пробности
в плане.
6. Все многообразие изменений пробности золота в россыпях (вдоль
и поперек россыпей, в бассейне одного или нескольких ручьев) обуслов-
лено главным образом зональным распределением пробности золота в
коренных источниках в пределах рудного поля. Характер распределения
россыпного золота по пробности в плане повторяет эту зональность.
Роль вторичных процессов в площадном распределении золота по проб-
ности, вероятно, весьма незначительна.
ЛИТЕРАТУРА
Билибин Ю. А. Основы геологии россыпей. Изд. 2. Изд-во АН СССР, 1955.
Билибин Ю. А. О механизме образования аллювиальных россыпей. Избр. труды,
т. II. Изд-во АН СССР, 1959.
Бондаренко Н. Г. Некоторые вопросы геологии россыпей. Магадан, ОНТИ, 1957,
Б э т м а н А. М. Минеральные месторождения. ИЛ, 1949.
г о р б у н о в Е. Э. Некоторые закономерности размещения различного состава золота
в юго-восточной части Яно-Колымского золотоносного пояса.— В кн.: Закономер-
ности размещения полезных ископаемых, т. V. Изд-во АН СССР, 1962.
Звягинцев О. Е. Геохимия золота. Изд-во АН СССР, 1941.
Ивенсен Ю. П. Месторождения типа золотоносных конгломератов и перспективы
их выявления на территории СССР.— В кн.: Геохимия, петрография и минерало-
гия осадочных образований. М., 1963.
К у х а р е н к о А. А. Минералогия россыпей. М., Госгеолтехиздат, 1961.
Линдгрен В. Месторождения золота и платины. Перев. с англ. М., Цветметлздат.
1932.
Хрипков А. В. Распределение золота в россыпях Северо-Востока и густота сети
поисковой разведки. Магадан, ОНТИ, 1958.
Шило Н. А. Геологические особенности и условия образования россыпных месторож-
дений золота в районах левобережья ,р. Колымы.— Сб. материалов по геол, золота
и платины. М., 1953, вып. 9(19), 10(20).
Шило Н. А. Некоторые вопросы геологии россыпей.— Труды ВНИИ-I, за 1953 г.
(Реф. сб.). Магадан, 1954.
Шило Н. А. Формы переноса золота при образовании россыпей.— Труды ВНИИ-1.
Геология. Магадан, 1955, вып. 9.
Шило Н. А. Особенности образования россыпей в зоне вечной мерзлоты.— Сов. геол..
1956, № 53.
Шило Н. А., Копылов П. Н. К вопросу о дальности транспортировки речным
потоком золотин при формировании россыпей.— Материалы по геол, и полезн.
ископ. Северо-Востока СССР, 1949, № 7.
СОДЕРЖАНИЕ
Предисловие...................................................... 3
Ю. Н. Т р у ш к о в
О влиянии орогенических структур на распределение коренных
месторождений и россыпей в складчатых областях Якутии . . 5
Ю. Н. Т р у ш к о в
Геоморфологический очерк верхней части бассейна р. Индигирки 33
Ю. Н. Трушков
Геоморфология и россыпи золота горной системы Черского 63
В. П. Самусиков, Ю. Н. Трушков
Россыпи золота Прииндигирской зоны разломов.................91
Ф. И. Цхурбаев
Геоморфология, четвертичные отложения и золотоносные россыпи
Нерского плоскогорья ..................................... 129
А. И. С е р г е е н к о
Основные черты геоморфологического стрсения и россыпная золо-
тоносность Ольчанского среднегорного района .............. 161
А. И. П о п о в а, А. И. С к р я б и н
О возрасте рыхлых отложений древней долины на водоразделе
ручьев Малтан— Полуденный в бассейне верхнего течения
р. Индигирки...............................................188
В. П. С а м у с и к о в
О крупности золота в россыпях Верхне-Индигирского района . 194
А. И. Скрябин
К вопросу о зональном распределении золота по пробности в бас-
сейне верхнего течения р. Индигирки ;......................207
Геология россыпей золота и закономерности их размещения
в Центральной части Яно-Колымского складчатого пояса
Утверждено к печати Якутским филиалом Сибирского отделения
Институтом геологии
Редактор издательства И. Ю Долгушин. Технический редактор Н. Д Новичкова
Сдано в набор 22/11' 1966 г. Подписано к печати 11/VI 1966 г. Формат 70 X 108’/i6 Печ л 14+3 вкл.
Усл. печ. л. 20,3. Уч -изд. л 19,8 Тираж 1200. Т-08484. Изд № 860/66 Тип зак. 6101.
Цена 1 р. 32 к.
Издательство «Наука», Москва, К-62, Подсосенский пер, 21
2-я типография издательства «Наука», Москва, Г-99, Шхбинский пер., 10
ИСПРАВЛЕНИЯ И ОПЕЧАТКИ
Ст ра- пида Строка Напеча гано Должно быть
8 23 5р 93 1Ю ИЗ 166 172 209 21 сн. 14 св.. 15 сн. подпись к рис. 3 24 св., гр. мощность 15 св., гр. мощность 15 св. подпись к рис. 2 табл. 2, гр. 2 слева, строка 1 табл. 2, гр. 2 слева, строка 3 золото непосредственно нижпеюрскпй «повышенных» (разведочная линия 015 — см. рис. 2) 0,5—0,7 0,5 четвертичному верхних 20 24 . золото и непосредственно нижнемеловой «подвешенных» (разведочная линия 0,15) 3—6 6—8 четвертому рыхлых 2,0 2,4
Геология россыпей золота..............
Сканирование - Беспалов
DjVu-кодирование - Беспалов
1 р. 32 к.