https://gold.1prime.ru/20200704/367890.html

Бамское

Бамское - 04.07.2020, ПРАЙМ ЗОЛОТО

Бамское

Бамское рудопроявление выявлено при литохимической съёмке (1979-83). В 1995 году по результатам поисково-оценочных работ было переведено в разряд средних месторождений. В 2000-01 гг опытно-промышленную добычу на месторождении вело ГРК "Апсакан". С 2005 года Бамское месторождение принадлежит ПАО "Полюс", после 2009 года его разведка была заморожена.

2020-07-04T23:04+0300

2020-07-04T23:04+0300

2020-07-04T23:44+0300

дальневосточный

месторождения

амурская область

разведка

регионы

статус

https://gold.1prime.ru/images/sharing/article/rus/367890.jpg?1593895467

Бамское золоторудное месторождение находится на севере Тындинского района (северо-запад Амурской области), в 105 км северо-западнее административного центра района города Тында. Восточнее, в 16 км, на р.Средняя Ларба ранее располагалась старательская база. Наиболее близкими из населенных пунктов являются находящиеся южнее на удалении порядка 70-72 км поселки Хорогочи и Ларба — станции Дальневосточной ж/д (Тындинский участок трассы БАМ). Со станцией Хорогочи месторождение связывает лесная грунтовая дорога. Восточнее месторождения, на удалении 65 км, проходит федеральная автодорога А360 "Лена" (Амуро-Якутская автотрасса). Степень промышленной освоенности территории крайне низкая. Ранее, к востоку от Бамского месторождения, разрабатывались россыпи золота по рекам Средняя и Верхняя Ларба. Район относится к области повышенной сейсмичности.Географически Бамское месторождение находится в южных отрогах Станового хребта. Расположено оно в верховьях руч.Чульбангро, левого притока р.Аингли, текущей западнее месторождения с севера на юг. Местность в районе среднегорная, с расчлененным рельефом и преимущественно сглаженными формами. Абсолютные отметки от 760 м (устье руч.Чульбангро) до 1250 м (водораздел руч.Чульбангро — р.Аингли) с относительными превышениями 300-550 м. На самом месторождении превышения рельефа 325-400 м. Крутизна склонов от 10-15 до 30-35 град. Обнаженность на территории плохая. Коренные обнажения редки, встречаются чаще в основании склонов долин рек и ручьев, также встречаются на узких водоразделах.Ландшафт местности горный таёжный со средней залесенностью. Широко распространена лиственница, подлесок кустарниковый (карликовая береза, ольха, стланик, багульник); водоразделы (выше отметок 800 м) занимают заросли кедрового стланика. В поймах водотоков присутствуют береза, осина. Почвы подзолистые и горно-таежные; в долинах торфяно-болотные. Мощность почвенного покрова на водоразделах и склонах не велика — 0,1-0,3 м, в долинах рек она достигает 1 метра. Пониженные участки местности (вдоль водотоков) часто заболочены, покрыты моховыми марями.Главные водотоки района относятся к бассейну крупной водной артерии р.Нюкжа. Начинаются они в южных предгорьях Станового хребта и текут на юго-запад (р.Средняя Ларба) и запад (р.Аингли — Нижняя Ларба). В районе месторождения гидросеть развита хорошо — на западе она включает левые притоки р.Аингли, на востоке — правые притоки р.Средняя Ларба. Долины рек и ручьев в большинстве корытообразные, ассиметричные, в истоках V-образные. Ширина русел от 1,5 до 5-8 м; глубина — 1,5-1,5 м. Скорость течения потоков 1,5-2,0 м/с. Водный режим водотоков крайне непостоянен и зависит от количества выпадающих осадков. Резкие и кратковременные подъемы уровня в случае обильных осадках могут превышать 1,5 метра. Зимой реки и ручьи промерзают до дна, максимальная глубина промерзания 2-2,5 м; характерны наледи, достигающие высоты 1-2 м. На площади месторождения основным водотоком является руч.Чульбангро, левый приток р.Аингли.В районе широко развита многолетняя мерзлота с небольшим распространением таликовых зон по долинам крупных водотоков. Резко континентальные климатические условия способствуют глубокому промерзанию почв зимой и сохранению многолетней мерзлоты до глубины 1,4-1,5 м. Максимальная глубина оттайки на северных склонах составляет 0,2-0,3 м, на южных — до 1,0 м, по долинам рек — 0,6 м.Бамское золоторудное месторождение расположено в пределах листа N-51-IV. Территория изучена геологической съемкой масштаба 1:200000 (А.Г.Кац и др., 1968). Район месторождения был изучен аэрофотогеологическим картированием масштаба 1:50000 / АФГК-50 (ПГО "Аэрогеология", А.А.Ельянов и др., 1981).В 1979-83 годах в западной части Станового хребта велись геохимические поиски по потокам рассеяния (В.В.Домчак и др.). По результатам заверки выявленых геохимических аномалий были установлены золоторудные поля Бамское, Скалистое и Ледяное.В 1985-89 годах в пределах Апсаканского золотоносного района Благовещенской ПСЭ были проведены поисковые работы. В итоге авторами работ была обоснована необходимость дальнейшего изучения Бамского рудопроявления (А.В.Ложников и др., 1989).В 1989-95 годах район Бамского рудопроявления изучался в ходе групповой геологической съемкой масштаба 1:50000 / ГГС-50 (ГГП "Амургеология", В.Е.Стриха и др., 1995). По результатам работ были выделены перспективны рудные узлы — Чубачинский (Мо), Бамский(Au, Ag), Апсаканский (Au); а в их пределах рудные поля — Чубачинское (Mo), Бамское (Au), Ключевское (Ag), Десовское (Au), Ерничное (Au) и Доминиканское (Au). На перспективных участках было рекомендовано проведение детальных поисковых и поисково-оценочных работ.С 1990 года, одновременно с ГГС-50, поисковые работы в районе вели Северо-Амурская ГРЭ и ТОО а/с "Тукурингра" (Е.Д.Молчанов и др, 1995). В рамках проекта предусматривалось проведение поисково-оценочных работ на Бамском месторождении и поисковых работ на его флангах, в т.ч. на рудопроявлениях Серебряный Ключ и Дес. Ввиду неудовлетворительного финансирования поисково-оценочные работы на флангах месторождения и поисковые работы на рудопроявлении Серебряный Ключ были свернуты в сентябре 1993 года, а на рудопроявлении Дес вообще не проводились.Комплекс выполненных на месторождении работ включал: проходку канав и колонковое бурение (264 скв); геофизические исследования — магнито- и электроразведка, масштаба 1:25000, 1:10000, 1:2000; газортутную съёмку (1:25000, 1:10000), метод ЧИМ и гамма-спектрометрию. Также были проведены геохимические поиски по первичным ореолам рассеяния (по профилям) и литогеохимические поиски по вторичным ореолам рассеяния (по сети 100*20 м); всего отобрано 9845 проб. Геохимические пробы анализировались спектральным анализом на Au, Ag, Cr, Pb, Ni, Zn, Cu, Mo, Co, V.По результатам поисково-оценочных работ было установлено, что основными рудовмещающими структурами Бамского месторождения являются системы разрывов северо-восточного и субширотного направления, с южным падением сместителей. В структурном плане оруденение локализовано в автохтоне надвига, в линейном тектоническом блоке широтной ориентировки. В ряде случаев тектонические нарушения совпадают с минимумами магнитного поля. В долине руч.Чульбангро была закартирована протяженная субширотная зона проводимости неоднородного строения, представляющая поисковый интерес на западном и восточном флангах месторождения. Границы рудоносной зоны со всех флангов остались не оконтуренными. Первичные ореолы золота, в целом четко контролируют всю главную рудоносную зону месторождения.Оруденение приурочено к гидротермалитам лиственит-березитовой формации, а гидротермалиты и оруденение в них являются сложными многостадийными образованиями. Золотая минерализация приурочена к системе прожилкования шгокверковоподобного типа в метаморфитах архея и гранитоидах нижнего протерозоя. Состав прожилков кварцевый, реже — кварц-полевошпатовый, кварц-карбонатный, кварц-карбонатный с хлоритом, серицитом и др. минералами. Из сульфидных минералов наиболее распространены пирит, халькопирит, молибденит, галенит; встречается шеелит и др. Их содержания колеблются в пределах 0-10-15%. Полезные компоненты — самородное золото, электрум, аргентит.На месторождении выделено и предварительно изучено 17 рудных зон и рудных тел сложной морфологии — пространственное сочетание кварцево-жильных, прожилково-жильных, прожилково-штокверковых и вкрапленных систем. Оруденение в рудах крайне неравномерное и границы тел устанавливаются только опробованием. Падения рудных тел не постоянные, при этом их мощности подвержены резким колебаниям, составляя в среднем 2,3 м (вертикальная).По результатам поисково-оценочных работ запасы были подсчитаны по 9 рудным телам и оценены прогнозные ресурсы категорий. На данной стадии изученности Бамское месторождение по запасам категории С2 может быть отнесено к среднему. Степень разведанности его горными выработками с высокой степенью достоверности позволяет квалифицировать запасы категории C2. При дальнейшей разведке рудного поля прирост запасов категории С2 может быть получен путем перевода ресурсов P1 на флангах и глубине рудных зон и за счет ресурсов P2 на флангах рудного поля. Ожидаемая величина прироста запасов значительная.На основании анализа геолого-геофизико-геохимических неоднородностей Апсаканского рудного узла были оценены его прогнозные ресурсы по золоту и серебру. Количество ресурсов Р3 по рудному узлу позволяют выдвинуть его в число весьма перспективных с постановкой первоочередных поисковых и поисково-оценочных работ.Параллельно с поисково-оценочными работами велись и тематические исследования: специалистами Броницкой ГГЭ ИМГРЭ (А.А.Шашков и др., 1991) на примере Бамского месторождения были разработаны поисково-геохимические модели; специалисты Санкт-Петербургского университета занимались петролого-геохимическим исследованиями руд и метасоматитов, и изучили их минералогический состав (Н.В.Котов и др., 1991; 1992; 1993).Вещественный состав руд Бамского месторождения и их технологические свойства были изучены в Северо-Восточном филиале (Магадан) ЦНИГРИ (В.А.Макеев и др., 1991).В 1991 году в СВКНИИ ДВО РАН подготовили отчет с технико-экономическими соображениями (ТЭС) об экономической эффективности промышленного освоения Бамского месторождения (А.М.Лященко, 1991). Были разработаны браковочные кондиции для условий Бамского золоторудного месторождения: * минимальноое промышленное содержание — 3,1 г/т; * бортовое содержание — 1,5 г/т; * для оконтуривания рудных тел по простиранию и падению — 3,1 г/т; * минимальная мощность рудных тел — 1,0 м; * максимальная мощность пустых прослоев и некондиционных руд, включаемых в подсчет запасов — 2,0 м; * переводной коэффициент серебра в золото — 0,04. По сложности геологического строения месторождение было отнесено к III группе по классификации ГКЗ.В 1992-93 годах делался оперативный подсчет запасов Бамского месторождения (Л.П.Курник, 1992; 1993).Месторождение можно отрабатывать комбинированным способом (открытым и подземным) при простых горнотехнических и гидрогеологических условиях. По сведениям [Беневольский, 2002] — порядка 20% запасов могут быть отработаны карьером, остальные — подземным. Возможные потери руды 5-10%, разубоживание 15-20%. При подземном способе отработки с производительностью 500 тыс.тонн руды в год (при наличии собственной обогатительной фабрики) срок обеспеченности запасами значительный — более 30 лет.Результаты поисково-оценочных работ 1989-95 гг были рассмотрены на заседании ТКЗ при Амургеолкоме. Комиссией было принято решение (Протокол №54 от 26.09.1995): 1. Предварительно апробировать по Бамскому месторождению запасы категории С2 в количестве 46 тонн золота и 134,7 тонн серебра; и ресурсы категории P1 в количестве 73 тонны золота и 211 тонн серебра 2. Ресурсы категорий Р2 и Р3 не апробировать, но учесть при планировании дальнейших поисковых работ в пределах Апсаканского золоторудного узла. 3. Рекомендовать будущему недропользователю по Бамскому месторождению, с учетом новых данных о запасах и ресурсах, а также обновленных параметрах рудных тел, составить новые технико-экономические соображения о промышленной ценности месторождения. 4. При производстве дальнейших работ на месторождениии и его флангах обратить внимание на изучение бедного оруденения с содержанием золота ниже 1,0 г/т.По результатам предшествующих исследований и поисково-оценочных работ коллективом авторов была подготовлена монография "Бамское золоторудное месторождение (геология, минералогия и геохимия)" Труды АмурКНИИ. Выпуск 1. (Данилов А.А., Котов Н.В., Порицкая Л.Г., и др. Дальнаука. Владивосток. 1998)В 1996 году ЗАО "Интегра" на основе всех ранее полученных результатов изучения Бамского месторождения подготовило предварительное предприятия. Запасы месторождения были разделены на две группы — активные запасы I-й очереди (в центральной и западной части месторождения) и активные запасы II-й очереди. Было дано обоснование применимости технологии переработки руд (гидрометаллургический передел и кучное выщелачивание).Технологические характеристики для руд всех изученных рудных тел, по сведениям [Капанин и др., 2000], идентичны. Наиболее рациональной схемой является гравитационно-флотационная, обеспечивающая извлечение из первичных руд 95,3% золота и 87,8% серебра, а из окисленных руд (их доля не превышает 2%), — 88,6% золота и 68,8% серебра. Только гравитацией в три стадии с начальной крупностью —1,0 мм и конечной —0,08 мм извлекается из окисленных руд 61,3% золота и 46% серебра, а из первичных руд — 87% золота и 63,9% серебра. По распространенной на то время сорбционно-цианистой схеме (осаждение на смолы) извлечение золота составляет 91-98% и серебра — 82-88%. Кучным выщелачиванием, при крупности руды —10 мм, извлекается 70-83% золота и 62-70% серебра, но применение этой технологии ограничено только бедными рудами с содержаниями золота не более 1,5 г/т.Исследованиями вредные примеси, осложняющие технологию извлечения золота и серебра (мышьяк, сурьма, ртуть, таллий), не установлены. В качестве попутных компонентов могут представлять интерес вольфрам (в форме шеелита) и медь, содержание которых в технологических пробах достигает, соответственно, 0,03 и 0,2%.В ноябре 1996 года лицензию (БЛГ00572БР) на геологическое изучение и разработку Бамского золоторудного месторождения получило ООО Горнорудная компания "Апсакан". В августе 1998 году лицензию (БЛГ00980БП) на фланги Бамского месторождения получило ОАО ЗДП "Тукурингра".С 1997 по 2002 год работы на Бамском рудном поле вели ГРК "Апсакан" и ЗДП "Тукурингра" (объекты "Бамский" и "Чульбангринский"). Разведочные и опытно-эксплуатационные работы (из карьера) велись в западной и центральной части Бамского месторождения, а на флангах рудного поля — поисковые и поисково-оценочные работы (Н.И.Сухоруков и др., 2003).Бамское месторождение (III-й группы сложности) на этой стадии работ было разведано канавами через 4-40 м и скважинами колонкового бурения по сети 25-50*(25-50) м, до глубины 300 метров. По результатам разведки были уточнены: геологическое строение западной и центральной части месторождения, структура рудного поля, морфология и условия локализации рудных тел №№ 2, 3, 4А, 5, 6, 6Б, 10 и 12. По шести рудным телам были подсчитаны запасы категории С1, по четырем рудным телам — по категории С2. В основу подсчета запасов положены временные разведочные кондиции, разработанные ОАО "Иргиредмет" в 1999 году. Руду можно перерабатывать путем кучного выщелачивания (с извлечением золота 30-80%) и по гравитационно-цианистой схеме (с извлечением золота 60-90%).В сумме запасы (для открытой добычи) категории С1 составили 3070,1 тыс.тонн руды, 12,082 тонн золота и 47,1 тонн серебра, при содержаниях 3,9 и 15,3 г/т, соответственно.Запасы категории С2 (для открытой добычи) составили 682,2 тыс.тонн руды, 2,081 тонн золота и 6,5 тонн серебра при содержаниях 3,1 г/т и 9,5 г/т (соответственно).Было рекомендовано продолжить поисковые и разведочные работы на флангах и глубоких горизонтах месторождения.В 2000-01 годах проводилась опытно-промышленная отработка рудных тел №№ 2, 4А и 6 карьером, с извлечение золота методом кучного выщелачивания. Было извлечено 519 кг золота и 912 кг серебра. По результатам опытно-эксплуатационных работ по рудным телам №№ 2 и 6 было проведено сопоставление ранее сделанного подсчета запасов с результатами эксплуатации.Право пользования недрами на флангах Бамского месторождения (лицензия БЛГ00980БП) было прекращено в октябре 2001 года, а лицензия на само Бамское месторождение (БЛГ00572БР) была прекращена в апреле 2004 года.В апреле 2005 года лицензия (БЛГ13112БР) на Бамский золоторудный участок была получена ЗАО "Золотодобывающая компания "Полюс". На аукционе от 24 февраля 2005 года "Полюс" заплатил за участок 25 млн.рублей. По Бамскому месторождению госбалансом на 1.01.2005 года были учтены запасы категорий С1+С2 для открытой карьерной добычи в количестве 14,163 тонн золота и 53,6 тонн серебра.В период с 2005 по 2008 год в пределах лицензии на Бамский золоторудный участок поисковые работы по договору с недропользователем проводило ОАО "Амургеология" (Невачанская перспективная площадь). Опоискованная Невачанская площадь (68 кв.км) непосредственно примыкает к южному и восточному флангу Бамского рудного поля. В её пределах уже известно золотое рудопроявление Дес.По результатам поисковых работ масштаба 1:10000 (И.В.Бучко и др., 2008) в пределах площади были выявлены участки перспективные на золото-кварцевый и золото-сульфидно-кварцевый типы золотого оруденения, связанные с зонами жильного и тонкопрожилкового (сетчатого) окварцевания, вдоль зон дробления, сопровождаемые либо березитизацией, либо грейзенизацией вмещающих оруденение пород. На участке Дес было выделено 8 рудных тел и подсчитаны прогнозные ресурсы категории P1 — 4 тонны золота и 42 тонны серебра.В верховьях руч.Чульбангро (участок Чульбангро) было установлено восточное продолжение рудного тела №20 Бамского рудного поля, выделены новые рудные тела №№ 20А, 20Б и 21. Подсчитаны забалансовые запасы категории С2 — 2,4 тонны золота и 10 тонн серебра. Кроме этого в верховьях руч.Чульбангро было установлено присутствие оруденения молибден порфирового типа (Мо), которое было рекомендованное для доизучения.В феврале 2008 года на Бамский участок была оформлена новая лицензия (БЛГ01989БР) на ООО "Амурское ГРП" (дочернее предприятие ОАО "Полюс Золото").Восточнее Невачанской площади (юго-восток Апсаканского рудного узла) ранее уже было выявлены многочисленные золоторудные проявления, наиболее изучены из них проявления Доминикан, Венеция и Находка. В феврале 2008 года на эту территории была оформлена лицензия (БЛГ14081БР) — Апсаканская площадь (242 кв.км); недропользователь ООО "Амурское ГРП". Ранее Апсаканская площадь была приобретена ОАО "Полюс Золото" на аукционе от 17 ноября 2006 года за 6,3 млн.руб.Геолого-поисковые работы в пределах Апсаканской площади проводились с 1977 по 1999 год. За это время здесь было выявлено более двух десятков проявлений коренного золота. Оруденение представлено сочетанием кварцевых прожилково-штокверковых зон и жил и метасоматически измененных пород преимущественно с золото-серябряной минерализацией. На основе существующих авторских оценок прогнозные ресурсы Апсаканской площади оценивались по категории Р1 в 7,3 тонн золота, по категории Р2 — 3 тонны, категории Р3 — 158 тонн. Изучение и оценка рудопроявлений Апсаканской площади интересны в плане подготовки резервной сырьевой базы при наличии действующего рудника на Бамском месторождении.В течение 2008-09 гг в пределах Апсаканской площади поисковые работы вело ООО "Амурское ГРП" (Т.В.Кара, И.В.Бучко, и др., 2014). Геолого-поисковые работы (маршруты, ревизионное обследование рудопроявлений с отбором проб на пробирный и др. виды анализов) были проведены на всей площади в масштабе 1:50000, а на отдельных участках: Глубокий, Находка, Доминикан-Болгигли в масштабе 1:10000 — 1:20000. По результатам работ был выделен и рекомендован для постановки оценочных работ перспективный на обнаружение золоторудного месторождения участок Доминикан-Болгигли (20 кв.км). На участке предполагается выявление золото-кварцевого слабо сульфидного жильно-прожилкового оруденения штокверкового типа с потенциалом в промышленных категориях среднего масштаба (до 30тонн).Литохимические поиски по вторичным ореолам рассеяния проводились по всей площади в масштабе 1:50000, а на детальных участках — 1:10000. В итоге был выявлен целый ряд аномалий золота, серебра, меди, молибдена и др. элементов. По каждому выделенному аномальному полю были оценены прогнозные ресурсы (Р2) золота и серебра. Наиболее интересны две аномалии в центральной части Апсаканской площади с предполагаемым ресурсным потенциалом более 50 тонн золота (АГП 18, АГП 20). По результатам литохимических работ в восточной части участка Доминикан-Болгигли (8 кв.км) рекомендовано горными и буровыми работами вскрыть оруденение и оценить его в категориях запасов С2 и прогнозных ресурсов Р1. В западной части участка (13 кв.км) рекомендовано проведение поисковых работ (1:10000) с целью локализации золоторудного объекта для проектирования горно-буровых оценочных работ.Геофизические работы (магнито- и электроразведка) были проведены на трех участках: Доминикан-Болгигли (21 кв.км); Глубокий (8 кв.км); Находка (9 кв.км). По геофизическим признакам установлено, что в пределах участка Доминикан-Болгигли основной рудоконтролирующей структурой является зона влияния Срединного тектонического нарушения (разлома). Ожидаемое золотое оруденение локализуется в оперяющих к нему тектонических швах. Участок рекомендован для оценочных работ с применением горных и буровых работ.В мае 2014 права пользования по лицензии БЛГ01988БР (Апсаканская площадь) были прекращены (ст.20, ч.2, п.9), Приказ территориального органа Роснедра №125 от 22.05.2014.Южнее Бамского месторождения располагается рудопроявление Серебряный Ключ, которое на тот период оставалось за пределами лицензионных площадей. Описание рудопроявления Серебряный Ключ есть в Каталоге месторождений на сайте Вестника золотопромышленника. Как самостоятельный объект, оно пока не представляет практического интереса. Приобрести ценность рудопроявление сможет только с началом разработки Бамского золоторудного месторождения.В период с 2006 по 2009 год на Бамском месторождении были проведены ревизионно-оценочные работы. В итоге был подготовлен отчет "Доразведка Бамского золоторудного месторождения. Ревизионно-оценочные работы (ТЭО временных разведочных кондиций и подсчёт запасов)", авторы Белов В.К., Бадмаев Р.С., Жарников А.Н., 2009 год. Отчет выполнен по результатам ревизионно-оценочных работ проведённых ООО "Амурское ГРП" (Исполнитель — ФГУГП "Урангеологоразведка"), с учётом результатов ранее проведённых поисково-оценочных, разведочных и опытно-эксплуатационных работ 1990-2003 гг предприятиями: ОАО "Амургеология", ООО ГРК "Апсакан", ОАО ЗДП "Тукурингра".Подсчет запасов выполнялся как путем традиционного "ручного" способа, так и методом геостатистического моделирования. По геостатистическому моделированию были отстроены контуры проектных карьеров по трём вариантам бортового содержания. Составлено ТЭО временных разведочных кондиций. В результате технико-экономических расчетов подтвердилась промышленная значимость месторождения, возможность его первоочередной отработки открытым способом и необходимость дальнейшего проведения геологоразведочных работ.Технологические свойства руд Бамского месторождения изучались на лабораторных и полупромышленных (до 5,5 тонн) пробах с 1991 года. Всего было отобрано и изучено 39 проб (15 проб в период с 1991 по 2001 год и 24 — в 2005-08 гг). Наиболее представительны работы ОАО "Иргиредмет" и ФГУП "ЦНИГРИ". Результаты изучения показывают, что первичные руды относятся к одному технологическому типу и могут перерабатываться по единой технологической схеме. Золото Бамского месторождения является легко извлекаемым цианирование, несмотря на тесную его связь с сульфидами. Это определяется тем, что степень вскрытия золота высокая — преобладают свободные зерна и сростки. Более 70% зерен имеют размеры от 5 до 20 мкм. Таким образом, массовая доля доступного для цианирования золота достаточно высока. Гравитационно-цианистая технологическая схема обеспечивает наиболее полное извлечение золота — в среднем более 90%, а также извлечение серебра — в среднем 80-85%.В ноябре 2009 года результаты доразведки Бамского месторождения (ТЭО временных разведочных кондиций и подсчёт запасов) были рассмотрены и утверждены ГКЗ (Протокол №2073-оп заседания ГКЗ от 27.11.09). Утвержденные по результатам доразведки запасы были поставлены на учет Государственного баланса РФ. По состоянию на 01.01.2009 год учтенные запасы Бамского месторождения составили:* для открытой отработки категории С1: руды — 4076 тыс.тонн, золота — 16,038 тонн, серебра — 45,1 тонны (среднее содержание золота 3,935 г/т, серебра — 11,0648 г/т); категории С2: руды — 6797 тыс.тонн, золота — 22,921тонн, серебра — 64,4 тонны;* для подземной отработки категории С1: руды — 166 тыс.тонн, золота — 1,338 тонн, серебра — 3,8 тонны (среднее содержание золота 8,060 г/т, серебра — 22,8916 г/т); категории С2: руды — 10188 тыс.тонн, золота — 67,206 тонн, серебра — 188,8 тонн.В целом запасы Бамского месторождения составили 107,5 тонн золота и 302 тонны серебра (кат.С1+С2). В сравнении с прежними запасами (по состоянию на 2005 год, только для открытой отработки) запасы драгметаллов возросли на 93,34 тонны золота и 248,5 тонн серебра.По данным ПАО "Полюс" минеральные ресурсы Бамского месторождения на 31 декабря 2019 года по оценке специалистов компании AMC Consultants Pty Ltd по кодексу JORC 2012 составляли: Indicated (выявленные ресурсы) — 15 млн.тонн руды и 0,9 млн.унций (~28 тонн) золота, среднее содержание 1,8 г/т; Inferred (предполагаемые ресурсы) — 5,1 млн.тонн руды и 0,3 млн.унций (~9,3 тонн) золота, среднее содержание 1,6 г/т.По Бамскому месторождению (Бамский золоторудный участок) действует лицензия БЛГ01989БР. Статус отвода горный. Дата регистрации: 4 февр. 2008 г. Срок действия: до 15 апр. 2030 г. Недропользователь: ООО "Амурское геологоразведочное предприятие" (дочернее предприятие ПАО "Полюс"). Геологическая характеристикаОруденение Бамского месторождения относится к плутоногенной гидротермальной золото-сульфидно-кварцевой формации, мало- и умеренносульфидного типа, жильно-прожилкового класса. По мнению (С.М.Радомский, В.И.Радомская, 2019) Бамское месторождение относится к гидротермальной группе вулканогенного класса с оксидно-сульфидным типом руд. Оруденение имеет парагенетические связи с вулканоплутоническими и палеовулканическими структурами и проявлениями субвулканических интрузий невачанского плутоногенного комплекса, даек, силлов кислого и умереннокислого составов раннемелового возраста.В региональном плане Бамское рудное поле находится в пределах Усть-Нюкжинского блока Становой складчато-блоковой системы, занимающей южный фланг Алдано-Станового щита. Располагается рудное поле в юго-западной части крупного раннепротерозойского плутона (Чубачинский массив, тукурингрский гранитовый комплекс) с фрагментами (блоками) архейских гнейсов и кристаллических сланцев джигдалинской свиты. На юге плутон ограничивает, согласно [Госгеолкарта-1000/3, лист N-51, 2006], зона Тунгиро-Моготского глубинного разлома, состоящая из серии сопряженных разрывов преимущественно близширотного и северо-западного направления. Южнее разломной зоны территорию занимают гранодиориты тындинско-бакаранского комплекса средне-позднеюрского возраста. Самыми молодыми в районе являются вулкано-интрузивные образования северного фланга Становой плутонической зоны мезозойской активизации. К ним относятся раннемеловые интрузии джелиндаканского монцодиоритового комплекса и субвулканические образования (фрагменты эродированных вулканических построек) сэгангринского андезит-риолитового комплекса.Джигдалинская свита, ранний архей. Наиболее древним, в рассматриваемом районе, подразделением является, согласно материалам [Госгеолкарта-1000/3, лист N-51, 2006], джигдалинская свита раннего архея (становий). В свиту выделены супракрустальные образования, слагающие однородные по составу и строению тектонические блоки и ксенолиты в разновозрастных интрузиях.Породы джигдалинской свиты в районе Бамского рудного поля, согласно [Бамское…, 1998], слагают многочисленные, как правило, небольшие по площади (менее 5 кв.км) разобщенные выходы, находящиеся преимущественно в юго-западной части площади. Большая часть выходов пород джигдалинской свиты представляет собой провесы кровли раннепротерозойского Чубачинского гранитоидного массива, а другая является ксеноблоками в его составе и самостоятельными тектоническими пластинами. Породами свиты сложены также многочисленные ксенолиты в гранитоидах Чубачинского плутона.В состав джигдалинской свиты входят гнейсы, плагиогнейсы, амфиболитовые кристаллические сланцы, амфиболиты, а также редко встречающиеся кварциты и кальцифиры. По особенностям минерального состава и количественным соотношениям породообразующих минералов среди гнейсов и плагиогнейсов выделяются биотитовые, роговообманковые, биотит-роговообманковые и роговообманково-биотитовые разности. В нижней части разреза свиты преобладающим развитием пользуются роговообманковые и биотит-роговообманковые разности, к верхам разреза увеличивается количество амфибол-биотитовых и биотитовых гнейсов и плагиогнейсов. По составу породообразующих минералов среди амфиболитов выделяются собственно амфиболиты, биотитовые и пироксеновые их разности. Наиболее часто встречаются собственно амфиболиты.Условно разрез джигдалинской свиты делится на три части: нижнюю, меланократовую, сложенную преимущественно амфиболитовыми кристаллическими сланцами, среднюю — мезократовую толщу, представленную переслаивающимися амфиболитовыми кристаллическими сланцами и гнейсами, и верхнюю, сложенную гнейсами с редкими прослоями кристаллосланцев. Суммарная мощность пород джигдалинской свиты составляет около 2400-2500 м.Амфиболиты, пироксеновые и биотитовые амфиболиты и амфиболитовые кристаллические сланцы внешне близки между собой и имеют тождественный состав главных породообразующих минералов. Макроскопически это черные, зеленовато-черные мелко- и среднезернистые породы с гнейсовидной текстурой. Иногда в них отмечаются тонкие линзовидно-полосчатые обособления полевошпатового состава, что обусловлено, вероятно, процессами ультраметаморфизма.Собственно амфиболиты характеризуются широкими вариациями двух главных породообразующих минералов — плагиоклаза №34-42 (15-65%), и голубовато-зеленой роговой обманки (25-80%). Пироксеновые амфиболиты отличаются от амфиболитов наличием моноклинного пироксена (10-36%) при тех же широких вариациях содержаний плагиоклаза, вплоть до его полного исчезновения. Биотитовые амфиболиты имеют более выдержанный состав: плагиоклаз №26-28 (40-65%), роговая обманка (20-35%), биотит (5-20%). Для всех разновидностей амфиболитов характерно присутствие рудных минералов (5-10%), сфена (до 3%), иногда отмечаются кварц (до 5%) и калиевый полевой шпат (до 5-10%)Амфиболитовые кристаллические сланцы отличаются от собственно амфиболитов повышенными содержаниями кварца (5-10%), иногда содержат также биотит (до 5%). Структура пород нематогранобластовая, в сочетании с пойкилитовой, редко мирмекитовой Породы часто рассланцованы и катаклазированы.Гнейсы и плагиогнейсы макроскопически не различаются. Внешне это мелко- или среднезернистые темно-серые, серые или светло-серые породы с гнейсовой, реже сланцеватой текстурой. Поскольку породы подвержены, как правило, мигматизации различной степени, то для них также характерны неравномерно-полосчатые, лентовидно-полосчатые, тонкопослойные и слоисто-полосчатые текстуры, обусловленные морфологией метатекта — новообразованного гранитоидного материала. Гнейсовая текстура пород обусловлена ориентированным расположением призматических зерен роговой обманки и листочков биотита, которые нередко образуют шлировые линзовидные или тонкополосчатые скопления, вытянутые согласно гнейсовидности Для разностей, обогащенных биотитом, отмечается сланцеватая текстура.Гнейсы характеризуются значительными вариациями количественного минерального состава. Содержание темноцветов в породах колеблется от 10 до 40%. По составу и количественным соотношениям темноцветных минералов среди них выделяются биотитовые, роговообманковые и биотит-роговообманковые разности. Породы состоят из плагиоклаза (50-65%), кварца (10-20%), зеленой, голубовато-зеленой роговой обманки (0-25%),биотита (0-20%) и переменного количества калиевого полевого шпата, по содержанию которого они разделяются на плагиогнейсы (0-5%) и гнейсы (6-15%). Структура пород лепидогранобластовая. Плагиоклаз образует изометричные или неправильной формы зерна размером до 2 мм, редко — больше (до 3-4 мм). По составу отвечает олигоклазу №22-30. На контакте с зернами калиевого полевого шпата в плагиоклазе отмечаются мирмекитовые вростки кварца.Развитая в породах джигдалинской свиты равновесная минеральная ассоциация плагиоклаз + клинопироксен + роговая обманка + биотит + калиевый полевой шпат + кварц свидетельствует об их образовании в результате метаморфизма амфиболитовой фации (Т = 650-700°С, Р = 5-6 кбар). Наличие в породах парагенезиса олигоклаза-андезина №28-42 и голубовато-зеленой и зеленой роговой обманки указывает на низко- и среднетемпературные условия их формирования.Петрохимические характеристики метаморфических пород джигдалинской свиты (по 24 анализам) приведены в монографии [Бамское…, 1998]. По химическому составу амфиболиты соответствуют трахибазальтам и базальтам. По соотношению щелочей породы принадлежат к калиево-натриевой серии (Na2О/K2О = 1,3-2,9). Пироксеновые амфиболиты на разных диаграммах интерпретируются либо как мергели и бедные алюминием хемогенные осадки, либо как глинистые, доломитовые и известковые мергели. Биотитовые амфиболиты рассматриваются как преимущественно первично магматические породы, соответствующие трахибазальтам и субщелочным лейкобазальтам. По соотношению щелочей они принадлежат к калиево-натриевой серии (Na2O/К2O = 1,5-2,1). В целом биотитовые амфиболиты — низкотитанистые породы (ТiО2 = 0,70-0,86%) с железо-магниевым уклоном — FeO/(FeO+MgO) = 33-39%. Амфиболитовые кристаллические сланцы на петрологических диаграммах в целом соответствуют магматическим породам среднего состава. По химическому составу они соответствуют андезибазальтам, андезитам, трахиандезитам и их плутоническим аналогам; по соотношению щелочей — принадлежат к калиево-натриевой, в меньшей мере — натриевой серии (Na2О/K2О = 3,2-7,4). Породы умеренно низкотитанистые (ТiО2 = 0,82-0,87), с железо-магниевым уклоном — FeO/(FeO+MgO) = 34-44%.Особенности геологии амфиболитов и амфиболитовых кристаллических сланцев — переслаивание с гнейсами, плагиогнейсами и кварцитами, присутствие в их составе парапород — позволяют предполагать образование амфиболитов и кристаллосланцев по вулканитам. Фигуративные точки амфиболитовых кристаллических сланцев на диаграмме X.С.Йодера (Proceedings…, 1969), используемой для реконструкции геодинамических обстановок формирования вулканических пород среднего состава, тяготеют к тренду островодужной известково-щелочной серии.По петрохимическим свойствам гнейсы и плагиогнейсы близки между собой. На основе анализ различных петрохимических диаграмм авторы монографии [Бамское…, 1998] пришли к выводу, что изученные гнейсы и плагиогнейсы являются первично магматическими породами, подобные "серым гнейсам", которые хорошо известны во всех гранулит-гнейсовых областях древних щитов. По химическому составу плагиогнейсы соответствуют тоналитам, монцонитам и их эффузивным аналогам, гнейсы — преимущественно кварцевым монцодиоритам, в меньшей степени — кварцевым сиенитам и кварцевым монцонитам и соответствующим им вулканическим породам. По соотношению щелочей они преимущественно принадлежат к калиево-натриевой серии (Na2О/K2О = 1,4-4,0). При этом, для плагиогнейсов этот показатель имеет несколько более высокое значение по сравнению с гнейсами (для гнейсов Na2О/K2О = 1,4-2,0; для плагиогнейсов — 2,0-4,3). Породы железо-магниевые — FeO/(FeO+MgO)=34-45%;, низкотитанистые (ТiО2 = 0,36-1,36%). На диаграмме X.С.Йодера фигуративные точки гнейсов и плагиогнейсов (метавулканитов среднего состава) группируются, как и большинство амфиболитов и амфиболитовых кристаллических сланцев, близ тренда островодужной известково-щелочной серии.Таким образом, особенности геологии и вещественного состава пород джигдалинской свиты свидетельствуют об их образовании в результате метаморфизма в амфиболитовой фации осадочно-вулканогенной толщи, сформированной в островодужной обстановке.В районе Бамского рудного поля широко распространены интрузивные образования широкого возрастного диапазона — от раннего архея до раннего мела.Метагаббро и ультраметаморфогенные образования раннего архея. Согласно монографии [Бамское…, 1998] к раннеархейским интрузиям, отнесены мелкие тела метагабброидов, встречающиеся среди метаморфических пород раннего архея, а также отмечающиеся в виде ксеноблоков в гранитоидах раннего протерозоя. Ультраметаморфогенные образования (мигматиты и тонкие жилы плагиогранитов и малокалишпатовых) приурочены к полям развития метаморфических пород джигдалинской свиты нижнего архея. Наиболее ранними интрузивными образованиями являются единичные небольшие линейные тела метагаббро протяженностью не более 500 м при ширине до 250 м. Метагаббро преимущественно однородные среднезернистые мезократовые, редко — лейкократовые и меланократовые разности, что отражает первичную расслоенность интрузивных тел метагабброидов. Расслоенность выражается в чередовании маломощных полос (первые десятки сантиметров), сложенных метагаббро с различным соотношением плагиоклаза и темноцветных минералов.Мезократовые метагаббро — породы внешне зеленовато-серые, до темно-серых, с массивной текстурой. Меланократовые их разности отличаются более темной окраской, а лейкократовые, соответственно, более светлой. Структура пород реликтовая габбровая. Нижняя возрастная граница тел метагаббро определяется по факту прорывания ими пород джигдалинской свиты, а верхняя — по формированию мигматитов, поскольку в метагаббро отмечаются линзовидные лейкосомы плагиогранитного состава. Таким образом, можно предположить близсинхронное формирование исходных для джигдалинской свиты осадочно-вулканогенных пород и внедрившихся (?) в них габброидов.Ультраметаморфогенные образования представлены различными по текстуре мигматитами и разнообразными по морфологии и составу маломощными жилами гранитов. Мигматизации в той или иной степени подвержены метаморфические породы джигдалинской свиты и раннеархейские метагаббро. Количество метатекта в мигматитах варьирует в широких пределах. Наиболее широко развиты слабомигматизированные породы с содержанием метатекта до 10-15%, но отмечаются и более мигматизированные разности — до 50-60% метатекта. Метатект представлен, как правило, лейкосомой и очень редко отмечается меланосома, представленная шлировыми обособлениями темноцветных минералов — биотита и роговой обманки.Среди мигматитов наиболее широко развиты линзовидные и неравномерно-полосчатые разности. Размер обособлений лейкосомы в таких мигматитах варьирует от долей сантиметра до 10-15 см по мощности и от первых сантиметров до первых метров по простиранию. Гораздо реже отмечаются мигматиты с лентовидно-полосчатыми, тонкопослойными и слоисто-полосчатыми текстурами. Мощность обособлений лейкосомы таких мигматитов обычно не превышает 1-2 см, а их протяженность достигает нескольких метров. Независимо от морфологического типа мигматитов лейкосомы в них представлены мелкозернистым или мелко-среднезернистым лейкократовым кварц-полевошпатовым материалом с примесью темноцветных минералов, обладающим гранобластовой или гранитовой структурой.Лейкосомы характеризуются высокими содержаниями кварца (20-30%) при значительных вариациях в содержаниях калиевого полевого шпата (КПШ) и темноцветных минералов. По содержанию калиевого полевого шпата выделяются лейкосомы плагиогранитного (КПШ менее 10% от суммы фельзических минералов) и гранитового (10-20% КПШ) состава. По характеру темноцветных минералов выделяются биотитовые, биотит-роговообманковые и роговообманковые разности. Темноцветные минералы характеризуются, как правило, крайне неравномерным распределением с незакономерным обогащением (до 10-15%) одних участков породы и полным отсутствием в других. Нередко отмечаются полосчатые и линзовидные лейкосомы, центральные части, которых полностью лишены темноцветных минералов. Возможно лейкосомы мигматитов принадлежат древнестановому интрузивному комплексу раннеархейского возраста.Чубачинский гранитовый комплекс, ранний пртерозой. Большую части территории в районе рудного поля, согласно материалам [Госгеолкарта-1000/3, лист N-51, 2006], занимает тукурингрский гранитовый комплекс раннепротерозойского возраста. В бассейне р.Средняя Ларба эти гранитоиды прежде относились к апсаканскому и чубачинскому комплексу.Согласно монографии [Бамское…, 1998] — в районе рудного поля породы чубачинского гранитового комплекса резко доминируют над породами других интрузивных комплексов. Породы чубачинского комплекса прорывают метаморфические и интрузивные образования раннего архея в виде апофиз, а также содержат многочисленные их ксенолиты и ксеноблоки размером до первых километров, часть из которых, вероятно, являются провесами кровли. В свою очередь, чубачинские гранитоиды прорваны мезозойскими интрузивными телами, а также рассечены разновозрастными дайками, которые нередко сгруппированы в дайковые пояса (рои) различной ориентировки.Становление Чубачинского многофазного плутона, сложенного гранитоидами чубачинского комплекса, происходило в раннем протерозое. В плане Чубачинский массив имеет близкую к овальной форму, несколько вытянутую в субширотном направлении, и занимает площадь порядка 2500 кв.км. Бамское золоторудное поле располагается в юго-западной части массива. Анализ геофизических данных позволяет сделать вывод о пластообразной форме Чубачинского плутона и предполагать, что породы чубачинского комплекса надвинуты как на архейские породы, так и на позднеюрские гранитоиды Бакаранского массива, а сам Чубачинский массив состоит, вероятно, из серии пологозалегающих пластин, надвинутых друг на друга. По мнению (В.Г.Моисеенко, Л.В.Эйриш, 1996) одна из таких пластин экранирует золотое оруденение.В строении массива участвуют образования трех фаз, между которыми установлены интрузивные соотношения: первая фаза — кварцевые сиениты, вторая фаза — граниты, субщелочные граниты, лейкограниты и субщелочные лейкограниты, третья фаза — ультракислые лейкограниты и субщелочные лейкограниты. Жильные образования комплекса представлены аплитами, пегматитами и пегматоидными гранитами (В.Е.Стриха и др., 1995).Породы первой фазы в пределах Чубачинского массива слагают ряд разобщенных выходов различной площади и конфигурации. Суммарная площадь, занимаемая породами первой фазы, составляет около 300 кв.км. Первая фаза представлена средне- и среднекрупнозернистыми мезократовыми биотитовыми и роговообманково-биотитовыми кварцевыми сиенитами. Их характерной чертой является наличие крупных порфировидных идиоморфных выделений КПШ размером 1-3 см (редко до 7-10 см), количество которых в породах составляет 10-30% их объема. Структура основной массы пород гипидиоморфнозернистая. Нередко в шлифах отмечаются участки монцонитовой структуры, обусловленной наличием включений мелких кристаллов плагиоклаза в более крупных зернах калиевого полевого шпата. Между отдельными разновидностями пород первой фазы наблюдаются плавные постепенные переходы.Породы характеризуются обилием ксенолитов и ксеноблоков метаморфических и интрузивных образований. Ксенолиты имеют различную форму и размеры. Преобладает линзовидная форма, реже отмечаются ксенолиты неправильной формы. Размеры ксенолитов варьируют от первых десятков сантиметров до первых метров. Ксеноблоки по площади не превышают, как правило, 1 кв.км. Контакты кварцевых сиенитов с ксенолитами обычно резкие. Вблизи ксенолитов и ксеноблоков породы первой фазы обычно имеют гнейсовидную текстуру, обусловленную плоскопараллельной ориентировкой темноцветных минералов и порфировидных таблитчатых выделений КПШ, что свидетельствует о магматическом происхождении последнего. По мере удаления от ксенолитов и ксеноблоков гнейсовидные разности постепенно переходят в породы с массивной структурой и разнообразной ориентировкой порфировидных таблиц КПШ. В одних случаях это происходит на удалении в первые десятки сантиметров, в других — в первые десятки метров. Для гнейсовидных разностей характерны более высокие содержания темноцветных минералов, нередко отмечаются линзовидные шлировые выделения биотита и роговой обманки, ориентированные согласно гнейсовидности.Кварцевые сиениты состоят из олигоклаза №18-24 (40-55%), КПШ (20-25%), кварца (15-18%), биотита (8-10%), роговой обманки (до 2%), сфена (до1%) Олигоклаза образует таблитчатые зерна размером до 3 мм, иногда со слабовыраженным зональным строением. Калиевый полевой шпат слагает зерна неправильной формы размером до 5 мм в основной массе породы и до 7-10 см в порфировидных выделениях. Для калиевого полевого шпата характерно наличие пертитов замещения, представленных струйчато-полосчатыми или пятнистыми выделениями альбита. Общее количество пертитовых вростков альбита не превышает 15-20% площади среза зерен. В зернах калиевого полевого шпата отмечаются включения плагиоклаза, реже кварца, биотита, сфена, которые нередко ориентированы вдоль зон роста. Кварц образует ксеноморфные зерна неправильной формы размером до 2-3 мм. Биотит представлен пластинками размером до 2,5 мм. Роговая обманка слагает длинопризматические зерна размером до 5 мм. Акцессорные минералы кварцевых сиенитов представлены апатитом, ортитом, цирконом, магнетитом. В протолочках также установлены пирит, ильменит, рутил, гранат. Вторичные минералы представлены мусковитом, хлоритом, эпидотом, серицитом, карбонатом, лимонитом.По химическому составу кварцевые сиениты первой фазы являются весьма низкотитанистыми (ТiО2 = 0,27-0,64%), весьма высокоглиноземистые, умеренно- и высокожелезистыми (Кф=62-88) породами калиево-натриевой серии. По соотношению SiО2 и (Na2О+K2О) кварцевые сиениты в подавляющем большинстве относятся к субщелочной серии. Для пород характерно преобладание Na2О над K2О и высокие значения коэффициента агпаитности (Ка=0,67-0,78). Высокие значения отношения Fe3/Fe3+Fe2 (в среднем 0,51) свидетельствуют об окислительных условиях формирования кварцевых сиенитов. Удельная глиноземистость пород Al/(2Ca+Na+K) в среднем составляет 0,9, что наряду со значениями 87Sr/86Sr<0,708 и петрографическими признаками (наличие амфибола, магнетита и сфена) позволяет отнести кварцевые сиениты первой фазы к образованиям J-типа.Породы второй фазы чубачинского комплекса преобладают в строении плутона. Площадь их на поверхности составляет около 1000 кв.км. Интрузивный массив характеризуется неровной апикальной поверхностью с многочисленными куполовидными выступами, чередующимися с провесами кровли, к которым относятся также большинство выходов пород первой фазы.Вторая фаза чубачинского комплекса представлена различными по зернистости гранитами, субщелочными гранитами, лейкогранитами и субщелочными лейкогранитами, между которыми отмечаются постепенные переходы. Особенностью пород второй фазы является наличие редких порфировидных выделений таблитчатого КПШ размером до 1,0-1,5 см. Среди них выделяются биотитовые, роговообманково-биотитовые, двуслюдяные и мусковитовые разности. Наиболее широко развиты двуслюдяные разности, наличие в них вторичного мусковита указывает на площадную грейзенизацию пород. Мусковитовые граниты отмечаются только вблизи выходов кварцевых и кварц-мусковитовых жил, фиксируя собой средние части характерных для грейзенов метасоматических колонок.В южной части Чубачинского плутона выделяются четыре крупных куполовидных выступа (последовательно с северо-запада на юго-восток): Чубачинский, Аинглинский, Доминиканский и Верхне-Ларбинский. В центральных частях выступов развиты крупнозернистые и средне-крупнозернистые гранитоиды. По мере удаления от центров выступов их постепенно сменяют среднезернистые разности, а вблизи контактов с крупными ксеноблоками архейских пород и в апофизах они могут переходить в мелко-среднезернистые разности. Такие мелко-среднезернистые порфировидные разности широко развиты в пределах Бамского рудного поля.Породы второй фазы прорывают более древние метаморфические и магматические образования архейского возраста, а также породы первой фазы с образованием многочисленных инъекций в виде жил и прожилков мощностью от первых сантиметров до первых метров, иногда нескольких десятков метров. Количество инъекций убывает по мере удаления от контакта интрузива второй фазы.Интрузивные соотношения пород второй и первой фаз фиксируется во многих частях плутона. Гранитоиды второй фазы нередко образуют жилы в кварцевых сиенитах. В жилах и дайках пород второй фазы на контакте с вмещающими кварцевыми сиенитами отмечается развитие более мелкозернистых пород, иногда гнейсовидных, которые фиксируют зону закалки. На контакте с гранитами второй фазы в кварцевых сиенитах отсутствует планпараллельная ориентировка порфировых выделений КПШ и темноцветных минералов, которая характерна для этих пород вблизи ксенолитов архейских метаморфитов.Среднезернистые и крупно-среднезернистые порфировидные граниты, субщелочные граниты, лейкограниты и субщелочные лейкограниты — серые, розовато- или желтовато-серые породы, в составе основной массы которых находятся таблитчатые зерна плагиоклаза (0,5-4,0 мм), КПШ (1-8 мм), кварца (1-5 мм), чешуйки биотита (1-3 мм) и мусковита (до 1,0-1,5 мм). Редкие порфировидные вкрапленники КПШ достигают размеров 1,5-2 см. Для основной массы породы характерно равномерное рассеяние биотита и беспорядочное расположение зерен и агрегатов зерен кварца и полевых шпатов. В роговообманково-биотитовых разностях появляются призматические зерна роговой обманки длиной 1-5 мм. В породах с гнейсовидной текстурой отмечается субпараллельная ориентировка зерен темноцветных минералов. Лейкограниты и субщелочные лейкограниты отличаются от гранитов более лейкократовым обликом, что связано с уменьшением содержания биотита. Структура пород гипидиоморфно-зернистая, участками пойкилитовая и монцонитовая, что обусловлено включениями в первом случае пластинок биотита в более крупных зернах плагиоклаза, во втором — табличатых образований плагиоклаза в зернах калиевого полевого шпата, а также мирмекитовая. Лейкограниты отличаются от гранитов более низкими содержаниями биотита (1-3%) и более высокими — кварца. В мусковитовых гранитах биотит исчезает полностью, а количество мусковита достигает 10-15%. Кроме сфена и магнетита среди акцессорных минералов отмечаются также апатит, циркон, ортит.Граниты и субщелочные граниты состоят из олигоклаза №18-28 (35-50%), КПШ (25-30%), кварца (20-30%), биотита (5-7%), мусковита (до 2-3%), присутствуют роговая обманка (до 1-2%), магнетит (до 1%), сфен (до 1%). Плагиоклаз образует широкотаблитчатые кристаллы размером до 2-3 мм, редко больше; часто отмечается зональное строение зерен. Калиевый полевой шпат наблюдается в виде зерен неправильной формы, редко отмечаясь в виде крупных таблитчатых кристаллов с неровными ограничениями. Для КПШ характерно наличие пертитов. Выделяются следующие типы срастаний: 1) пертиты распада, образующие тонкие волосовидные прорастания в зернах КПШ и 2) пертиты замещения, представленные струйчато-полосчатыми, иногда пятнистыми выделениями альбита. Пертиты замещения, как правило, ориентированы под углом к пертитам распада. Количество пертитовых вростков достигает 20-25% площади зерен. Кварц наблюдается в виде зерен неправильной, реже округлой формы размером до 3-4 мм, редко больше. В грейзенизированных гранитах отмечается также тонкозернистый (0,01-0,05 мм) кварц в виде изометричных зерен, развивающихся в межзерновом пространстве и замещающих полевые шпаты в основном по периферии их зерен. Биотит образует пластинчатые выделения размером 1-3 мм. В шлифах отмечены две разновидности биотита: буро-коричневый и зеленовато-коричневый. Мусковит встречается в виде бесцветных чешуек или пластинок размером от 0,03 до 1,5 мм в длину. Развивается в зернах полевых шпатов, нередко образуя скелетные формы, и замещает биотит, что свидетельствует о его постмагматическом происхождении. Отмечается также развитие листочков мусковита в интерстициях между главными породообразующими минералами. Обычно пластинки мусковита, как и новообразованный тонкозернистый кварц, приурочены к периферии зерен полевых шпатов, а по мере увеличения степени грейзенизации гранитов развиваются в пределах всей площади зерен полевых шпатов. В мусковитовых гранитах мусковит нередко образует скопления пластинок радиально-лучистого строения. По отношению к альбиту пертитов замещения мусковит является более поздним минералом. Роговая обманка отмечается в виде длиннопризматических зерен с неровными концевыми ограничениями.Граниты второй фазы — низкотитанистые (ТiО2 = 0,12-0,20%), весьма высокоглиноземистые, умеренно- и высокожелезистые (Кф=64-82) породы нормальной щелочности (Na2О+K2О = 7,30-8,09). По соотношению щелочей эти породы относятся к калиево-натриевой серии, с натриевой специализацией щелочей — Na2О+K2О = 1,06-2,56, что обусловлено постмагматической альбитизацией гранитов. Коэффициент агпаитности (Ка) для гранитов составляет 0,73-0,76.Субщелочные граниты второй фазы отличаются от гранитов как большей щелочностью, что позволяет отнести их к субщелочной серии, так и несколько большей магнезиальностью и известковистостью. Это низкотитанистые (ТiО2 = 0,08-0,51%), преимущественно весьма высокоглиноземистые и крайне высокоглиноземистые породы с умеренной и высокой железистостью (Кф=65-90). По соотношению щелочей эти породы также относятся к калиево-натриевой серии, в основном с натриевой специализацией щелочей (Na2О+K2О>1,0). Коэффициент агпаитности (Ка) для субщелочных гранитов составляет 0,75-0,83, что в целом несколко выше, чем для гранитов нормального ряда.Лейкограниты и субщелочные лейкограниты второй фазы близки между собой по содержанию большинства петрогенных окислов, различаясь по соотношению кремнекислоты и щелочей. Это крайне низкотитанистые (ТiО2 = 0,04-0,15%), весьма высокоглиноземистые и крайне высокоглиноземистые, умеренно- и высокожелезистые породы (Кф=65-86). Они принадлежат калиево-натриевой серии с преимущественно натриевой специализацией щелочей. Коэффициент агпаитности варьирует в пределах 0,65-0,84.По петрологическим критериям (диаграмма Batchelor, Bowden, 1985) гранитоиды второй фазы чубачинского комплекса относятся к позднеорогенным и синколлизионным образованиям.Образования третьей фазы чубачинского комплекса — ультракислые лейкограниты и субщелочные лейкограниты, закартированы северо-восточнее Бамского рудного узла, в истоках ручьев Чубачи и Коновичи. Характерной особенностью этих пород является цепочно-агрегативное расположение зерен серого или дымчатого кварца, нередко образующего субпараллельно ориентированные цепочки зерен, формирующих полосчатую текстуру пород. Между породами третьей и второй фаз также установлены интрузивные соотношения. В ультракислых лейкогранитах отмечаются ксенолиты средне-крупнозернистых гранитов второй фазы.Среднезернистые и крупно-среднезернистые лейкограниты и субщелочные лейкограниты третьей фазы макроскопически желтовато- или розовато-серые породы с цепочно-агрегативным распределением характерного для них темно-серого (дымчатого) кварца, нередко с субпараллельной ориентировкой цепочек, состоящих из округлых или линзовидных зерен кварца размером 3-5 мм, редко больше (до 8 мм). Полевые шпаты имеют размер от 1 до 4 мм, редкие зерна биотита до 5 мм. Для пород характерно также наличие кристаллов магнетита размером 1-2 мм. Лейкограниты состоят из олигоклаза №16-20 (25-35%), КПШ (30-35%), кварца (35-40%), биотита (1-3%); рудных минералов в составе пород до 1%, мусковита до 1%. Структура пород гранитовая, участками монцонитовая, обусловленная наличием включений плагиоклаза в более крупных зернах КПШ. Плагиоклаз образует таблитчатые зерна, нередко имеющие зональное строение. Основная часть зерен отвечает по составу олигоклазу №16-20, узкая кайма (до 10% площади зерен) — альбиту № 4-6. Редко на границе с зернами КПШ отмечаются тонкие мирмекитовые вростки кварца. Калиевый полевой шпат образует зерна неправильной формы размером до 3 мм. Нередко в зернах КПШ отмечается микроклиновая решетка, что особенно характерно для краевых частей зерен. Наблюдаются тонкие волосовидные пертиты распада и струйчато-полосчатые вростки альбита пертитов замещения, количество которых обычно не превышает 10-15%. В крупных зернах КПШ отмечаются включения мелких таблиц альбитизированного по краям плагиоклаза. Кварц образует неправильные или изометричные зерна. Биотит наблюдается в виде пластинок. Акцессории представлены кроме рудных минералов ортитом, цирконом, сфеном, апатитом. В двуслюдяных разновидностях лейкогранитов наряду с биотитом появляется мусковит, который замещает как биотит, так и полевые шпаты. Характер развития мусковита в лейкогранитах аналогичен описанному выше для двуслюдяных гранитов второй фазы.Лейкограниты и субщелочные лейкограниты третьей фазы, характеризуются близостью содержаний петрогенных окислов. Это крайне низкотитанистые, преимущественно весьма высокоглиноземистые и крайне высокоглиноземистые породы калиево-натриевой серии. В отличие от пород второй фазы, они являются преимущественно ультракислыми (SiО2 более 75%) породами с калиевой специализацией щелочей (Na2О/K2О = 0,40-0,84), несколько большей железистостью (Кф=84-94) и характеризуются более высокими значениями коэффициента агпаитности (Kа=0,85-0,90).Гранитоиды второй и третьей фаз характеризуются довольно высокими значениями удельной глиноземистости (Al/(2Ca+Na+K) = 1,0-1,04). С одной стороны, это можно объяснить их площадной грейзенизацией, а с другой — это может указывать на менее глубинные, в сравнении с кварцевыми сиенитами, условия генерации исходных расплавов. По значениям удельной глиноземистости, высокой окисленности железа (Fe3/Fe3+Fe2 = 0,51-0,67), присутствию магнетита, сфена, а в породах второй фазы нередко и роговой обманки гранитоиды чубачинского комплекса отнесены к J-типу.Жильные образования чубачинского комплекса представлены аплитами, пегматитами и пегматоидными гранитами. Они слагают маломощные (от первых сантиметров до 30-40 см) жилы, обычно с прямолинейными ограничениями протяженностью до 10 м. Ориентировка жил разнообразная: отмечаются как круто падающие, так и приуроченные к пологонаклонным первичным трещинам. Встречаются жилы сложного строения — центральные их части сложены пегматитом или грубозернистым пегматоидным гранитом, а краевые — аплитом, причем переход от одной разновидности пород к другой постепенный.Аплиты являются мелкозернистыми равномерно-зернистыми розовато-серыми породами с сыпью мелких листочков биотита. В маломощных прожилках они часто имеют сахаровидный облик. Иногда в них отмечаются шлировые выделения пегматоидных гранитов. Структура пород аплитовая, полевой шпат и кварц обладают равной степенью идиоморфизма относительно друг друга. Минеральный состав аплитов: олигоклаз (25-35%), КПШ (30-40%), кварц (30-40%), биотит (1-3%), рудные минералы (до 1%.) Пегматиты и пегматоидные граниты близки по минеральному составу к аплитам, но отличаются от них размерами зерен минералов. Пегматоидные граниты обладают грубозернистой структурой с размером зерен в 5-10 мм, а пегматиты сложены зернами в 1-2 см, редко больше. Иногда отмечаются пегматиты с графической структурой, а также пегматиты с мусковитом.Данные абсолютного возраста пород чубачинского комплекса, по сведениям [Бамское…, 1998], противоречивы. Абсолютный возраст, полученный К-Ar методом по валовому составу пород, варьирует в широком диапазоне — от 181 до 2200 млн.лет. По данным А.И.Тугаринова с соавторами (1980), монацит из пегматитов, связанных с чубачинскими гранитами, имеет возраст в 1790 +/- 80 млн.лет, циркон — 1140 +/- 65 млн.лет. Близкий к этому возраст получен для кварцевых сиенитов первой фазы в лаборатории изотопных исследований ДВИМСа (Хабаровск). Построенная для них Rb-Sr изохрона дает возраст 1924 млн.лет при 87Rb/86Sr = 0,7038 +/- 0,0011. Однако, по результатам геохронологических исследований U-Pb изохронным методом, апатиты субшелочных гранитов района Бамского месторождения и Чубачинского выступа имеют возраст в 147,3 +/- 2,4 млн.лет, хотя возраст цирконов из тех же пород оценивается в 2600 млн.лет, что объясняется наследованием цирконами древнего компонента. Таким образом, вопрос о возрасте чубачинского комплекса остается открытым. На данном этапе изученности возраст чубачинского комплеса принимается раннепротерозойским. Согласно данным [Госгеолкарта-1000/3, лист N-51, 2006] — чубачинские гранитоиды отнесены к тукурингрскому гранитовому комплексу, раннепротерозойский возраст которого обоснован определениями возраста пород Амунакитского массива (бассейн р.Нюкжа) радиологическими методами: 2365 +/- 65, 132 +/- 4 млн.лет (U-Pb метод по цирконам, лаборатория ВСЕГЕИ, 2005).Формирование Чубачинского массива, по мнению авторов [Бамское…, 1998], происходило в раннем протерозое, в обстановке коллизии, в условиях мезоабиссальной фации глубинности из расплавов мантийного происхождения. На породы комплекса наложена постмагматическая площадная грейзенизация и альбитизация, а в областях развития мезозойских субвулканических образований, в т.ч. в районе Бамского месторождения, они зотронуты процессами березитизации и пропилитизации. Предполагается, что массив разбит на серию субгоризонтально залегающих пластин, надвинутых в южной части на архейские метаморфические породы и среднеюрские гранитоиды Бакаранского массива.Аинглинский комплекс даек и малых тел, палеозой (?). В данный комплекс, согласно [Бамское…, 1998], выделены дайки и мелкие тела сложенные мелкозернистыми порфировидными субщелочными гранитами и лейкогранитами, предположительно палеозойского возраста. Наиболее широко эти образования развиты на левобережье нижнего течения р.Чубачи, в верховьях рек Аингли, Средняя Ларба, где выделяются Нижнечубачинское дайковое поле и Коновичинский дайковый пояс. Малые тела мелкозернистых порфировидных субщелочных гранитов картируются среди метаморфических пород раннего архея в бортах долины р.Средняя Ларба, ниже устья руч.Ерничный, а также на правобережье руч.Верхний Сирик. Аинглинский комплекс, согласно материалам [Бамское…, 1998], выделен впервые. Установлено, что дайки комплекса рассекают метаморфические образования архея, породы трех фаз чубачинского комплекса и не встречаются среди более молодых образований. Простирание даек преимущественно субширотное, протяженность от первых метров до первых километров. Мощность даек варьирует от десятков сантиметров до первых метров. Падение крутое, до вертикального. Дайки с пологим залеганием редки. На контакте с вмещающими гранитами в дайках отмечается зона закалки, выраженная заметным уменьшением зернистости пород. Имеются признаки дифференцированности интрузивных образований аинглинского комплекса, заключающиеся в наличии узких (до 2-3 см) протяженных полосок, обогащенных биотитом (до 5-7%) и ориентированнных субпараллельно контакту даек с вмещающими породами. Количество полос может достигать двух-трех. Кроме этого в дайках нередко отмечаются маломощные (в первые см) жилы грубозернистых пегматоидных лейкократовых гранитов.Внешне мелкозернистые порфировидные биотитовые субщелочные граниты и лейкограниты светло-серые, розовато- или желтовато-серые неравномерно-зернистые породы с порфировидными выделениями полевых шпатов до 3 мм (редко до 5 мм), прозрачного кварца — до 3 мм, биотита — до 2 мм. Минеральный состав пород: плагиоклаз (25-35%), КПШ (20-30%), кварц (20-30%), биотит (1-8%), рудные минералы (до 1%).Мелкозернистые граниты аинглинского комплекса по соотношению кремнезема и щелочей (содержание Na2О + K2О более 8,1%) принадлежат к субщелочной серии. Это крайне низкотитанистые (TiO2 менее 0,15%) и весьма высокоглиноземистые породы, что обусловлено в целом их высокой лейкократовостью. Граниты отличаются от лейкогранитов натриевой специализацией щелочей (Na2О/K2О в гранитах составляет 1,06-2,36, в лейкогранитах —0,84) и более низкими значениями коэффициента агпаитности (0,76-0,78 в гранитах и 0,82 в лейкогранитах).Палеозойский возраст для образований аинглинского комплекса принят условно. Установлена нижняя возрастная граница комплекса — ранний протерозой, поскольку дайки мелкозернистых гранитов этого комплекса рассекают чубачинские гранитоиды. Наличие зоны закалки в дайках указывает на значительный возрастной интервал между становлением чубачинского и аинглинского комплексов.Предполагается, что дайки аинглинского комплекса формировались в условиях растяжения, вероятно, в континентальной обстановке.Тындинско-бакаранский гранит-гранодиоритовый комплекс, поздняя юра. В состав комплекса входят образования двух фаз: первая фаза — биотитовые габбро и биотит-пироксеновые кварцевые монцодиориты, вторая фаза — биотит-роговообманковые кварцевые монцодиориты и гранодиориты. Кроме этого за пределами рассматриваемой территории в составе комплекса широко развиты также граниты. Жильная фаза представлена аплитами и пегматитами. Породами комплекса сложен крупный Бакаранский массив, расположенный южнее зоны Тунгиро-Моготского глубинного разлома, ограничивающего с юга Чубачинский плутон. Кроме этого тындинско-бакаранскими гранитоидами сложено еще несколько мелких массивов.Породами первой фазы сложены Верхне-Сирикский и Бикинский массивы. Верхне-Сирикский массив расположен в междуречье ручьёв Колбочи и Верхний Сирик, а также в долине руч.Верхний Сирик. Массив вытянут в северо-западном направлении на протяжении около 6 км при ширине выхода от 0,7-1,0 км в его южной половине (долина руч.Верхний Сирик) до 1,5-2,0 км в северной. Площадь массива не превышает 5 кв.км. Массив сложен преимущественно среднезернистыми биотит-пироксеновыми кварцевыми монцодиоритами, сменяющимися на отдельных участках в его центре крупносреднезернистыми более меланократовыми разностями. Бикинский массив расположен к юго-востоку от Бамского рудного поля. Массив имеет вытянутую в северо-западном направлении форму и прослеживается на протяжении 4 км при ширине выхода до 1 км. В его строении участвуют среднезернистые биотит-пироксеновые кварцевые монцодиориты и среднезернистые биотитовые габбро. Взаимоотношения между габбро и кварцевыми монцодиоритами остались не изученными.Кварцевые монцодиориты первой фазы макроскопически являются серыми, светло-серыми, нередко с розоватым оттенком, среднезернистыми и средне-крупнозернистыми породами с массивной текстурой. Иногда в породах отмечаются директивные текстуры, выражающиеся в субпараллельной ориентировке таблитчатого плагиоклаза и зерен пироксена. Минеральный состав пород: плагиоклаз (50-55%), КПШ (10-15%), клинопироксен (10-25%), биотит (5-10%), рудные минералы (5-7%). Акцессорные минералы: апатит, циркон, сфен. Вторичные минералы: актинолитовая роговая обманка, хлорит, эпидот. Структура пород гипидиоморфно-зернистая в сочетании с микропегматитовой или монцонитовой.Габбро — зеленовато-серые, до черного, массивные среднезернистые породы. Они состоят из таблитчатого лабрадора (55-60%) размером до 2,5 мм; зерен клинопироксена (20-25%), часто замещенного актинолитовой роговой обманкой, размером до 3 мм; ортопироксена, замещенного агрегатом талька и рудного минерала, мелких пластинок (до 0,5 мм) красно-коричневого биотита (2-3%); рудных минералов (6-8%), иногда содержат ксеноморфные зерна калиевого полевого шпата размером до 1-2 мм — около 5% и мелкие зерна кварца (до 0,2 мм). Структура пород габбро-офитовая.Биотит-роговообманковые кварцевые монцодиориты и гранодиориты второй фазы участвуют в строении Бакаранского массива, который представляет собой крупное пластообразное интрузивное тело, выходящее на поверхность южнее зоны глубинного разлома узла. По геофизическим данным тело залегает под гранитоидами Чубачинского массива. В его строении преобладают гранодиориты (участки на междуречье рек Средняя Ларба — Невачан и в истоках руч.Нижнего и Верхнего Сирика), менее развиты биотит-роговообманковые кварцевые монцодиориты (низовья руч.Крест). Краевые части массива, на контакте с нижнеархейскими породами и раннепротерозойскими чубачинскими гранитоидами, представлены среднезернистыми порфировидными гранодиоритами или биотит-роговообманковыми кварцевыми монцодиоритами. По мере удаления от контакта они сменяются средне-крупнозернистыми порфировидными гранодиоритами. Ширина зоны эндоконтакта варьирует от 1 до 2-3 км, что обусловлено, вероятно, залеганием кровли. Судя по поведению линии контакта с вмещающими породами, гранодиориты погружаются под них, что подтверждается также геофизическими данными. Жильные образования представлены маломощными (5-20 см) телами аплитов и пегматитов протяженностью в первые метры, выполняющими как крутопадающие, так и пологие первичные трещины в массивах.Кварцевые монцодиориты второй фазы — розовато-серые мелкозернистые породы с обильными (до 50-70% объема пород) порфировидными выделениями плагиоклаза (до 8 мм), роговой обманки (до 5-6 мм) и биотита (до 3 мм). Основная масса пород кроме этих минералов содержит кварц и КПШ. Размер зерен основной массы составляет 0,1-1,0 мм. Минеральный состав пород: плагиоклаз (45-50%), КПШ (15-20%), кварц (10-15%) роговая обманка (5-10%), биотит (5-10), рудные минералы (4-6%). Акцессории: апатит, циркон, ортит (до 1,5 мм, зональный). Структура пород порфировидная, гипидиоморфно-зернистая.Гранодиориты второй фазы внешне отличаются от биотит-роговообманковых кварцевых монцодиоритов большей зернистостью (это среднезернистые и средне-крупнозернистые породы), а также менее отчетливо выраженной порфировидной структурой. Редкие (не более 10-15% объема пород) порфировидные выделения представлены плагиоклазом и роговой обманкой до 10 мм подлинной оси, а также пластинками биотита до 3 мм. Гранодиориты близки к кварцевым монцодиоритам по содержанию полевых шпатов: плагиоклаз (45-50%), КПШ (15-20%), отличаясь более высокими содержаниями кварца (18-22%), более низкими — фемических минералов: роговой обманки (2-5%), биотита (5-7%), рудных минералов (3-5%). Структура пород порфировидная, гипидиоморфно-зернистая, участками монцонитовая.Габбро первой фазы тындинско-бакаранского комплекса — это весьма и умеренно низкотитанистые (ТiО2 = 0,56 и 1,21%), умеренно- и высокоглиноземистые породы калиево-натриевой серии, с отчетливо выраженной натриевой специализацией щелочей (Na2О/K2О = 2,7 и 4,7). По соотношению SiО2 и (Na2О+K2О) породы принадлежат к нормальной серии. Биотит-пироксеновые кварцевые монцодиориты первой фазы являются умеренно низкотитанистыми (ТiО2 = 0,86-1,11%), высокоглиноземистые, умеренно железистыми (Кф=58,8-68,1) породами калиево-натриевой серии, с натриевой специализацией щелочей (Na2О/K2О = 1,06-1,57). Породы преимущественно мезофемические (лишь в 2 случаях из 7 установлен лейкократовый уклон). Породы имеют высокие значения коэффициента агпаитности- 0,51-0,61.Биотит-роговообманковые кварцевые монцодиориты второй фазы, в отличие от аналогичных пород первой фазы, являются преимущественно весьма высокоглиноземистыми породами, более низкотитанистыми (ТiО2 = 0,64-0,71%) и с большей агпаитностью (Ка = 0,60-0,68). Это тоже умеренно железистые (Кф=57,0-65,2) породы, принадлежащие калиево-натриевой серии, с натриевым уклоном щелочей. По соотношению кремнекислоты и суммы щелочей породы относятся к субщелочной серии. Гранодиориты как и биотит-роговообманковые монцодиориты, весьма низкотитанистые (ТiО2 = 0,42-0,69%), весьма высокоглиноземистые, умеренно- и реже высокожелезистые (Кф=63,0-79,2) породы, принадлежащие к калиево-натриевой серии и обладающие натриевой специализацией щелочей (Na2О/K2О = 1,01-1,19). От кварцевых монцодиоритов второй фазы их отличает более высокая кремнекислотность, при сохранении одинакового уровня щелочности.Вопрос о возрасте тындинско-бакаранского комплекса является достаточно сложным. Первоначально, (М.В.Мартынюк и др., 1990) — возраст комплекса принимался раннемеловым. При этом, кроме раннемеловых определений были и более древние значения абсолютного возраста. Для кварцевых монцодиоритов первой фазы в лаборатории изотопных исследований ДВИМСа (Хабаровск) была получена Rb-Sr изохрона в 142 млн.лет, что соответствует границе юры и мела. Абсолютный возраст гранитоидов Бакаранского массива, полученный К-Ar методом, варьирует от 159 до 122 млн.лет. Учитывая эти данные, возраст комплекса авторами монографии [Бамское…, 1998] был принят как позднеюрский-раннемеловой.Согласно данным [Госгеолкарта-1000/3, лист N-51, 2006] — вопрос о времени становления тындинско-бакаранского комплекса остается предметом дискуссий. Комплекс имеет широкое площадное развитие и формировался длительное время. По глубинности (фациальности) гранитоиды также весьма разнообразны: от мезоабиссальных до акроабиссальных. Среднеюрские датировки имеют гранодиориты "цыганского типа" — ранней субфазы главной фазы внедрения. Порфировидные граниты "тындинского типа" дают позднюю юру или границу юры и мела, реже самое начало раннего мела. Появление раннемеловых определений связано, вероятнее всего, с прогревом при внедрении комплексов мелового возраста. Не исключено также, что в состав мезоабиссальных пород тындинско-бакаранского комплекса включены более молодые (меловые) образования, сходные по структурным и петрохимическим характеристикам. Домеловой возраст комплекса дополнительно обосновывается тем, что гранитоиды перекрываются вулканогенно-осадочными толщами раннего мела и прорываются их субвулканическими образованиями (за пределами листа N-51). Галька гранитоидов установлена в конгломератах амагаласской толщи, в туфоконгломератах и конгломератах бомнакской, сэгангринской и юктинской свитах раннего мела. В итоге для тындинско-бакаранского комплекса, в материалах [Госгеолкарта-1000/3, лист N-51, 2006] принят средне-позднеюрский возраст.Гранитоиды тындинско-бакаранского комплекса слагают региональный пояс крупных массивов вдоль границы Становой складчато-глыбовой системы с Монголо-Охотской геосинклинально-складчатой системой. По петрохимическим особенностям пород комплекса, с учетом поперечной петрохимической зональности, проявленной в размещении позднемезозойских интрузий относительно южной границы Становой области, тындинско-бакаранские гранитоиды рассматриваются (М.И.Кузьмин, А.Ю.Антонов, 1980) как коллизионные образования, сформировавшиеся в связи с внутриконтинентальной субдукцией. Кристаллизация пород происходила в гипабиссальных условиях из расплавов умеренной и повышенной щелочности, в окислительных условиях.Невачанский комплекс (джелиндаканский монцодиоритовый комплекс), ранний мел. Согласно материалам [Бамское…, 1998] — невачанский интрузивный комплекс выделен впервые. (Ранее эти образования рассматривались в составе раннемелового ираканского комплекса — В.М.Мартынюк и др., 1990). В его состав включены монцодиориты, кварцевые монцодиориты, кварцевые сиениты и кварцевые сиенит-порфиры, которыми сложен ряд интрузивных тел, преимущественно малых размеров, расположенных в различных частях территории в районе Бамского рудного поля. Самым крупным из них является Невачанский массив — площадью ~60 кв.км, остальные массивы имеют площадь не более 2 кв.км. Интрузивные тела комплекса характеризуются однофазным строением и сложены породами одного вида и их порфировыми аналогами.Мелкозернистые порфировидные биотит-пироксеновые монцодиориты невачанского комплекса слагают небольшие по площади интрузивные тела, закартированные в верховьях р.Чубачи, левого притока р.Нижняя Ларба и истоках р.Тимптон. На контакте с чубачинскими гранитоидами отмечается зона закалки мощностью в первые сантиметры, представленная мелкозернистыми, до тонкозернистых, монцодиоритами, которыми сложены также маломощные (в первые сантиметры) и короткие (до 10 см) апофизы во вмещающих гранитоидах. В монцодиоритах встречены глубинные ксенолиты среднезернистых биотит-пироксеновых кварцевых монцодиоритов первой фазы тындинско-бакаранского комплекса. Ксенолиты округлой формы до 20 см в диаметре. Породы невачанского комплекса обладают мелкозернистыми порфировидными и порфировыми структурами, что указывает на их формирование в условиях приповерхностной фации глубинности. В качестве типоморфного минерала в породах присутствует красновато-бурый биотит. Для пород характерны высокие содержания магнитных рудных минералов (магнетита, ильменита), что свидетельствует о высоком потенциале кислорода при их кристаллизации.Мелкозернистые порфировидные биотит-пироксеновые кварцевые монцодиориты слагают небольшое, овальное в плане интрузивное тело, вытянутое в субмеридиональном направлении, размером 1*2 км. Оно расположено на водоразделе истоков ручьёв Чульбангро-Сивакан к юго-западу от Бамского рудного поля. Зона эндоконтакта шириной в первые десятки метров сложена порфировыми разностями, которые по мере приближения к центру сменяются мелкозернистыми порфировидными.Еще западнее располагается более крупный Невачанский массив, который протягивается от руч.Чульбангро более чем на 18 км на юго-восток, до р.Средняя Ларба. Массив имеет сложную форму с многочисленными крупными заливами во вмещающие гранитоиды чубачинского. Он сложен преимущественно кварцевыми сиенит-порфирами. Мелкозернистые порфировидные кварцевые сиениты закартированы лишь в западной части массива на междуречье Опекон-Невачан. Они фиксируют собой наиболее эродированную часть массива. К востоку они постепенно сменяются порфировыми разностями. Подавляющее преобладание кварцевых сиенит-порфиров указывает на крайне незначительный эрозионный срез интрузии в целом. По гравиметрическим данным, мощность Невачанского массива в районе эпицентра Бамской вулкано-плутонической структуры оценивается в 400-500 м, а само интрузивное тело имеет форму силла, выклинивающегося на глубине в первые сотни метров к востоку, северо-востоку на расстоянии до 5 км от его восточной границы на поверхности.Кварцевые сиенит-порфиры слагают также небольшое интрузивное тело в междуречье истоков р.Чубачи, правого притока р.Нижняя Ларба. Площадь интрузива не превышает 2 кв.км. Он имеет форму неправильного овала, вытянутого в субширотном направлении. По аэромагнитным данным это маломощное (200-300 м), полого (20 град) падающее на север пластообразное тело, выклинивающееся на глубине около 1 км.Монцодиориты внешне серые, зеленовато-серые мелкозернистые плотные породы с редкими (до 10-15%) плохо выраженными порфировидными выделениями таблиц плагиоклаза и зерен пироксена размером до 3-4 мм. Породы состоят из плагиоклаза (50-60%), КПШ (10-15%), пироксена (8-10%), биотита (7-8%), роговой обманки (до 2-3%), рудных минералов (5-8%), кварца (до 3-4%). Акцессории: апатит, циркон, сфен. Структура пород гипидиоморфно-зернистая в сочетании с монцонитовой.Кварцевые монцодиориты в отличие от монцодиоритов имеют более отчетливо выраженные порфировидные выделения белых таблиц плагиоклаза (до 5-6 мм) и темноцветных минералов (до 3 мм) на фоне розоватосерой мелкозернистой основной массы. Количество порфировидных выделений составляет 35-40% объема пород. Кварцевые монцонит-порфиры фации эндоконтакта близки по облику к мелкозернистым разностям, отличаясь от них тонкозернистым строением основной массы. Породы состоят из андезина (45-50%), КПШ (15-20%), бесцветного клинопироксена (5-12%), красновато-бурого биотита (8-10%), кварца, нередко находящегося в микрографических срастаниях с КПШ, — (10-12%), рудных минералов (5-6%). Акцессорные минералы представлены апатитом, цирконом, сфеном. Структура пород порфировидная в сочетании с микропегматитовой.Кварцевые сиениты внешне розовато-серые мелкозернистые породы с отчетливо выраженными порфировыми выделениями плагиоклаза, КПШ, пластинок биотита, игольчатой роговой обманки и изометричных зерен кварца. Размеры вкрапленников таблитчатого калиевого полевого шпата достигают 7-8 мм, остальных минералов — 3-4 мм. Порода состоит из плагиоклаза (45-50%), КПШ (15-20%), биотита (8-10%), роговой обманки (3-5%), кварца (15-18%), рудных минералов (2-3%). Акцессорные минералы: апатит, сфен, ортит, монацит. Структура пород порфировидная в сочетании с микрографической, обусловленной микропегматитовыми срастаниями кварца и КПШ.Кварцевые сиенит-порфиры внешне розовато-серые, светло-серые до белого порфировые породы. На фоне тонкозернистой основной массы отчетливо выражены крупные редкие таблицы розового калиевого полевого шпата — до 2 см, белые таблицы плагиоклаза — до 4-5 мм, пластины биотита, зерна роговой обманки — до 2-3 мм и изометричные зерна прозрачного кварца — до 3 мм. Количество вкрапленников составляет 40-50% объема пород. Основная масса преимущественно полевошпат-кварцевая с примесью темноцветных и рудных минералов. Структура основной массы микропойкилитовая, реже микрогранитовая.Кварцевые сиенит-порфиры подвергнуты площадным гидротермально-метасоматическим изменениям с развитием минералов кварц-светлослюдистой (березитовой) ассоциации (серицита, кальцита). В местах пересечения Невачанской интрузии с дайками опеконского комплекса в сиенит-порфирах отмечается хлорит-эпидотовая (пропилитовая) ассоциация. Наиболее интенсивно березитизация (до 40-50% объема пород) проявлена в северной части Невачанской интрузии вблизи Бамского рудного поля.По петрохимическому составу монцодиориты невачанского комплекса — это умеренно низкотитанистые, высокоглиноземистые, умеренно железистые (Кф=58,6-67,2), мезофемические породы (f = 11,3-12,0) калиево-натриевой серии, с натриевой специализацией щелочей (Na2О/K2О = 1,35-1,36). По соотношению кремнезема и суммы щелочей породы относятся к субщелочной серии. Коэффициент агпаитности для них составляет 0,48-0,55.Кварцевые монцодиориты являются умеренно низкотитанистыми (TiO2 = 0,66-0,90%), высокоглиноземистыми и весьма высокоглиноземистыми, умеренно железистыми (Кф=64,9-70,2), преимущественно лейкофемическими породами калиево-натриевой серии, как с калиевым (50% случаев), так и натриевым типом щелочности. По соотношению SiО2 и (Na2О + K2О) они относятся к субщелочным породам. Для них характерны высокие коэффициента агпаитности (Ка = 0,60-0,69). По сравнению с аналогичными породами тындинско-бакаранского комплекса они являются более кремнекислыми и щелочными, а также менее титанистыми и известковистыми породами преимущественно с лейкофемическим уклоном.Неизмененные мелкозернистые кварцевые сиениты и слабо измененные (как пропилитизированные, так и березитизированные) кварцевые сиенит-порфиры Невачанской интрузии близки по химическому составу и значениям важнейших петрохимических характеристик. Это низкотитанистые (TiO2 = 0,36-0,46%), весьма высокоглиноземистые, в основном умеренно железистые (Кф менее 75) породы калиево-натриевой серии, с натриевой специализацией щелочей (Na2О/K2О = 1,1-1,4). По соотношению SiО2 и (Na2О + K2О) породы относятся преимущественно к субщелочной серии, за исключением пропилитизированных кварцевых сиенит-порфиров с юга Невачанской интрузии.Нижней возрастной границей для ассоциации пород невачанского комплекса является факт наличия ксенолитов среднезернистых кварцевых монцодиоритов тындинско-бакаранского комплекса. Их возраст по данным Rb-Sr определений оценивается в 142 млн.лет. Имеющиеся данные по абсолютному возрасту кварцевых сиенит-порфиров противоречивы — 164-167 млн.лет (К-Аг метод) и 100 +/- 2 млн.лет (U-Pb метод, по апатитам). Необходимо учитывать данные по абсолютному возрасту даек опеконского комплекса, рассекающих эти образования. Калий-аргоновые определения для них варьируют в пределах 142-105 млн.лет, а определение по калиевому полевому шпату составляет 114 млн.лет. Учитывая эти факты, возраст невачанского комплекса на данном этапе изученности был принят раннемеловым.Невачанские интрузивные образования, согласно материалам [Госгеолкарта-1000/3, лист N-51, 2006], отнесены к выделенному (новому) джелиндаканскому габбродиорит-монцонит-сиенитовому комплексу. В составе джелиндаканского комплекса выделяется три фазы (1 фаза — диориты, габбро-диориты; 2 фаза — кварцевые монцонит-порфиры, гранодиорит-порфиры; 3 фаза — граносиенит-порфиры, гранит-порфиры). В районе Бамского рудного поля образования комплекса представлены 2-й и 3-й фазой. Считается, что с ними связаны рудопроявления золото-сульфидно-кварцевой и кварц-молибденитовой формаций.По данным [Носырев, 2016] — плотность гранодиоритов — диоритов джелиндаканского комплекса составляет 2,60-2,61 г/куб.см; плотность более молодых сиенитови сиенит-пориров составлеят 2,56 г/куб.см. При этом, магнитная восприимчивость обеих групп пород высокая и уменьшается для гидротермальноизмененных разностей пород.Дайковые комплексы (сирикский, десовский, опеконский, бикинский), ранний мел.Сирикский дайковый комплекс выделен впервые, согласно материалам [Бамское…, 1998]. В состав комплекса объединены дайки двух фаз: первая фаза — диабазы, вторая фаза — лампрофиры. Между дайками диабазов и лампрофиров установлены интрузивные соотношения. Дайки сирикского комплекса широко развиты в районе рудного поля, концентрируясь в его южной части, где они образуют два протяженных пояса субмеридионального простирания — Верхнесирикский и Крестовский. Ширина поясов достигает 3-4 км. Единичные дайки лампрофиров отмечаются практически по всей территории. Мощность даек достигает 3-5 м. Протяженность их составляет от первых сотен метров до 1 —2 км, иногда более. Простирание даек преимущественно субмеридиональное и северо-восточное. Падение как крутое, до вертикального, так и пологое. По петрографическому составу среди лампрофиров выделяются спессартиты и керсантиты. Спессартиты преобладают в составе Крестовского пояса, а керсантиты — Верхнесирикского. Диабазы отмечаются в резко подчиненном количестве по отношению к лампрофирам. На контакте с вмещающими породами как докембрийского, так и мезозойского возраста в дайках наблюдается отчетливо выраженная зона закалки мощностью до 1-2 см. Лампрофиры нередко карбонатизированы и хлоритизированы, более интенсивно изменены керсантиты. Эти процессы особенно характерны для даек в пределах Бамского рудного поля.Диабазы сирикского комплекса — это умеренно низкотитанистые, умеренно глиноземистые, низкожелезистые (Кф=51,5) мезократовые породы нормального ряда, по соотношению щелочей принадлежащие к натриевой серии (Na2О/K2О = 5,3). Коэффициент агпаитности составляет 0,33. Спессартиты, как и диабазы, являются умеренно низкотитанистыми (TiO2 = 1,07-1,21 %), низкожелезистыми, как высокоглиноземистыми, так и умеренно глиноземистыми породами, но принадлежат к субщелочным образованиям калиево-натриевой серии (Na2О/K2О = 1,1-1,6). Породы характеризуются высокими значениями коэффициента агпаитности (Ка=0,49-0,54), что связано с их повышенной щелочностью, и высокой фемичностью (f=15,1-17,1), отражающего их меланократовость. Керсантиты, как и спессартиты, умеренно низкотитанистые (TiO2 = 0,88-1,09), умеренно- и низкожелезистые (Кф=49,9-65,5), преимущественно высокоглиноземистые и умеренно глиноземистые породы субщелочного ряда, принадлежащие к калиево-натриевой серии. По соотношению Na2О/K2О преобладают породы с натриевой специализацией щелочей. По сравнению со спессартитами керсантиты характеризуются большими вариациями значений Ка — 0,39-0,68 и f — 12,3-17,0.Раннемеловой возраст пород сирикского комплекса определяется тем, что они прорывают породы тындинско-бакаранского и невачанского комплексов, а сами рассекаются дайками десовского и опеконского комплексов. В пределах Бамского рудного поля установлено секущее положение даек лампрофиров по отношению к рудным телам, в связи с чем лампрофиры служат верхней возрастной границей золотого оруденения.Десовский дайковый комплекс включает пространственно ассоциирующие дайки кварцевых сиенит-порфиров, гранит-порфиров и субщелочных гранит-порфиров. Породы близки по минеральному составу и петрографическим характеристикам, но уверенно разделяются по химическому составу. Среди них преобладают субщелочные гранит-порфиры и кварцевые сиениты, а гранит-порфиры пользуются подчиненным распространением. Дайки десовского комплекса образуют значительные по площади поля в южной и юго-западной частях района — Западное, Центральное и Восточное, а также отмечаются в других его частях. Протяженность десовских даек достигает 2-2,5 км; мощность в коренном залегании обычно 2-3 м, иногда 5-6 м. Залегание даек преимущественно крутое 60-90 град, с падением пород как на юго-восток, так и на северо-запад. Редко отмечается пологое (25-35 град) залегание тел гранит-порфиров с падением на юго-восток. На контакте с вмещающими породами как докембрийского, так и мезозойского возраста (включая и самые молодые дайки сирикского комплекса) в дайках наблюдаются отчетливо выраженные зоны закалки мощностью 1-3 см (иногда до 5-10 см). Сложены они обычно породами с более тонкозернистой основной массой, чем в породах внутренних частей даек, которые нередко обладают трахитоидной текстурой. Зона закалки часто подчеркивается более темной розовой или синевато-бурой окраской, иногда состоит из темно-серой до черного стекловатой афировой породы с фельзитовой структурой. Кварцевые сиенит-порфиры, гранит-порфиры и субщелочные гранит-порфиры характеризуются близким обликом и представляют собой светло-серые и розовато-серые порфировые породы.Гранит-порфиры десовского комплекса близки по содержанию большинства петрогенных окислов, характеризуются отсутствием значимых различий в распределении важнейших петрохимических параметров между слабопропилитизированными и березитизированными разностями. Это весьма низкотитанистые (TiO2 = 0,15-0,45%), весьма высокоглиноземистые, преимущественно умеренно железистые и высокожелезистые (Кф более 75) породы, принадлежащие калиево-натриевой серии, как с натриевой, так и с калиевой специализацией. По соотношению кремнезема и щелочей породы относятся к субщелочной и нормальной серии. Кварцевые сиенит-порфиры отличаются от гранит-порфиров более низкими содержаниями кремнекислоты при сохранении такого же уровня. Это тоже весьма низкотитанистые (TiO2 = 0,33-0,51%), весьма высокоглиноземистые, умеренно железистые, реже — высокожелезистые, породы, принадлежащие калиево-натриевой серии, как с калиевым (в 60% случаев), так и натриевым типом щелочности.Нижней возрастной границей для пород десовского комплекса служит факт прорывания ими пород сирикского комплекса, а верхней возрастной границей являются дайки опеконского комплекса, для которых имеются определения абсолютного возраста в 142-105 млн лет. Это позволяет считать возраст десовского комплекса раннемеловым.Опеконский дайковый комплекс включает дайки биотит-роговообманковых кварцевых монцодиорит-порфиров и гранодиорит-порфиров. Породы комплекса характеризуются тождественным минеральным составом и близкими петрографическими особенностями. Они разделены по видам по результатам силикатного анализа Дайки комплекса на площади широко распространены. Они образуют два отчетливо выраженных пояса субширотного простирания — Чубачинский и Опеконский, а также слагают обширное Глубокинское поле южнее рудного поля. Между кварцевыми монцодиорит-порфирами и гранодиорит-порфирами установлены постепенные переходы. Было установлено (Ш.Л.Абрамович и др.,1967) зональное строение даек — их центральные части сложены гранодиорит-порфирами, а краевые — кварцевыми монцодиорит-порфирами. В истоках руч.Невачан установлены дайки, краевые части которых сложены магматическими брекчиями, состоящими из угловатых обломков чубачинских гранитоидов, сцементированных мелкопорфировыми породами даек. Количество обломков в брекчиях достигает 50-60%. Наиболее молодыми интрузивными образованиями, которые рассекаются дайками опеконского комплекса, являются дайки десовского комплекса. На контакте пород опеконского комплекса с гранит-порфирами отмечается зона закалки мощностью до 5-7 мм, а также наблюдаются ксенолиты гранит-порфиров. Кварцевые монцодиорит-порфиры и гранодиорит-порфиры внешнеблизки и представляют собой полифировые, преимущественно крупнопорфировые, реже среднепорфировые породы. Количество вкрапленников варьирует в широких пределах — от 40 до 60-70%. Основная масса пород имеет преимущественно кварц-полевошпатовый состав, с примесью темноцветных минералов. Структура основной массы в основном микропегматитовая, нередко в сочетании с микрогранитовой или сферолитовой, реже отмечаются микропойкилитовая и микрогранитовая структуры.Химический состав пород опеконского комплекса в монографии [Бамское…, 1998] охарактеризован по слабо гидротермально-измененным породам. На диаграмме SiО2 — (Na2О + K2О) фигуративные точки попадают в полях семейств субщелочных кварцевых диоритов-кварцевых монцонитов, гранодиоритов и в меньшей степени кварцевых диоритов. Кварцевые монцодиорит-порфиры — это умеренно низкотитанистые (ТiО2 = 0,48-0,92%), весьма высокоглиноземистые и реже высокоглиноземистые, преимущественно умеренно железистые (Кф менее 75), редко высокожелезистые породы. По соотношению Na2О/K2О породы относятся к калиево-натриевой серии с натриевым, реже калиевым типом щелочности. По значению коэффициента фемичности породы имеют в большинстве случаев лейкократовый уклон (f <10) и лишь изредка являются мезофемичными. Они характеризуются высокими значениями коэффициента агпаитности (0,56-0.72). Гранодиорит-порфиры отличаются от кварцевых монцодиорит-порфиров более высокой кремнекислотностью и более низкой титанистостью (ТiО2 = 0,41-0,53%), преимущественно калиевой специализацией щелочей и в целом большими значениями коэффициента агпаитности (Ка=0,65-0,74). Породы высокоглиноземистые (аГ=2,3-3,7) и умеренно железистые, принадлежащие калиево-натриевой серии.Возраст пород опеконского комплекса основан на имеющихся радиологических определениях абсолютного возраста К-Ar методом по породам — 138-105 млн.лет(Ш.Л.Абрамович и др., 1967), 142 млн.лет (Е.Н.Цеймах и др., 1980), по вкрапленникам КПШ — 114 +/- 3 млн.лет (Н.В.Котов и др., 1993). Эти определения наряду с геологическими данными позволяют принять возраст даек опеконского комплекса как раннемеловой.Бикинский дайковый комплекс (условно раннемелового возраста) — к нему отнесены дайки существенно роговообманковых кварцевых монцодиорит-порфиров. Дайки бикинского комплекса пользуются ограниченным развитием и в отличие от даек других комплексов не образуют отчетливо выраженных поясов или полей. Единичные дайки бикинского комплекса отмечаются в различных частях территории, а наиболее часто встречаются в бассейне руч.Бикин. Простирание даек преимущественно субширотное. Протяженность даек не превышает первых сотен метров, редко достигая 500-1000 м; мощность — не более 3 м. Падение обычно крутое, субвертикальное. Контакты с вмещающими породами, как правило, прямолинейные или слабоизвилистые. В дайках бикинского комплекса на контакте с вмещающими их породами наблюдаются зоны закалки мощностью до 1-2 см. По сравнению с аналогичными по составу породами опеконского комплекса кварцевые монцодиорит-порфиры обладают более низкой кремнекислотностью, что не позволяет рассматривать их в составе единого комплекса из-за нарушения гомодромности. Внешне кварцевые монцодиорит-порфиры — полифировые породы с плотной зеленовато-серой или темно-серой основной массой, на фоне которой выделяются порфировые, обычно крупные (до 5-6 мм) таблитчатые зерна полевых шпатов и длиннопризматические кристаллы роговой обманки (до 6-7 мм). Количество вкрапленников составляет 25-35%. Акцессорные минералы: сфен, апатит, циркон, рудные минералы. Основная масса пород состоит из зерен полевых шпатов, кварца и игольчатой роговой обманки, иногда с примесью листочков биотита. Структура основной массы преимущественно микропойкилитовая, реже призматически-зернистая. Содержание биотита в породах бикинского комплекса, в отличие от пород опеконского комплекса, никогда не превышает 5%, чаще всего составляет 2-3%.По химическому составу породы, отнесенные к бикинскому комплексу, — низкотитанистые (ТiО2 = 0,62-1,01%), преимущественно высокоглиноземистые и весьма высокоглиноземистые, низко- и умеренно железистые, калиево-натриевой серии, с натриевым, иногда калиевым типом щелочности. По коэффициенту фемичности породы в 50% случаях являются мезофемическими и лейкофемическими. Коэффициент агпаитности в породах варьирует от 0,58 до 0,65.Дайки бикинского комплекса являются наиболее молодыми интрузивными образованиями в районе Бамского рудного поля — установлен факт прорывания ими даек опеконского комплекса. Раннемеловой возраст даек бикинского комплекса принят условно. Данные по абсолютному возрасту пород отсутствуют.Карауловская свита, ранний мел. Осадочно-вулканогенные образования карауловской свиты установлены к юго-востоку от Бамского рудного поля в зоне Тунгиро-Моготского глубинного разлома. Они залегают горизонтально или слабонаклонно с размывом на докембрийских породах. На отдельных участках по восточной периферии покрова отмечается его наклон до 20 град на запад. Северный контакт толщи сорван субширотным разломом. Осадочно-вулканогеннная толща сложена преимущественно трахиандезитами, их лавобрекчиями и туфами. В основании толщи отмечаются туфопесчаники, туфогравелиты, туфоконгломераты и аргиллиты. Туфоконгломераты, залегающие в основании толщи, состоят из гальки размером 1-5 см и валунов — до 30 см, составляющих 50-80% объема породы. В составе обломков преобладают раннепротерозойские гранитоиды, кристаллические сланцы и гнейсы. Степень окатанности обломков различная: наряду с хорошо окатанной галькой и валунами отмечаются угловатые обломки и щебенка. Цемент базальный, туфогенно-песчанистый.Туфы трахиандезитов состоят на 50-80% из остроугольных обломков вулканического стекла, трахиандезитов, кварца, плагиоклаза, роговой обманки, реже гранитов. Цемент базальный, тонкообломочный, представлен хлоритизированным пепловым материалом. Трахиандезиты характеризуются ясно выраженной порфировой структурой — на фоне вишнево-бурой или серой, зеленовато-серой афанитовой основной массы отчетливо проявлены таблитчатые вкрапленники плагиоклаза (1-4 мм) и темноцветных минералов (до 2 мм). Количество вкрапленников составляет 25-40%. По составу темноцветов среди трахиандезитов выделяются пироксен-роговообманковые и биотит-роговообманковые. Часто в трахиандезитах проявлена миндалекаменная текстура с редкими (до 10% объема пород) мелкими миндаликами, выполненными хлоритом или карбонатом с резко подчиненным количеством мелких зерен кварца.Вулканические породы карауловской свиты субщелочного ряда с натриевой специализацией щелочей (Na2О/K2О = 1,2-1,3). Породы весьма низкотитанистые (ТiO2 = 0,51-0,69%), с железо-магнезиальным и высокомагнезиальным уклоном — FeO/(FeO+MgO) = 11-35%. По химическому составу породы отвечают трахиандезитам и трахиакдезибазальтам.Раннемеловой возраст карауловской свиты определяется по совокупности признаков — палеоботанических (юрско-раннемеловые флористические определения) и геологических (прорывания свитых дайками кварцевых мокцодиорит-порфиров опеконского комплекса с абсолютным возрастом 142-105 млн.лет).Раннемеловые субвулканические образования (включая и комплексы даек) и близсинхронные с ним вулканогенные тощи равной кремне-кислотности, близки как по содержанию главных петрогенных окислов, так и по концентрации редких элементов. Они формировались в условиях малых глубин и сопоставимы с образованиями активных континентальных окраин и зон коллизии.В металлогеническом отношении Бамское рудное поле находится на западе Апсаканского рудного узла, который располагается в западной части Апсакано-Нагорненский (Au,Ag,Mo) рудного района в составе Северостановой минерагенической зоны Становой провинции [Госгеолкарта-1000/3, лист N-51, 2006]. Согласно районированию по [Мельников и др., 2017] — Бамское рудное находится на западе Северо-Становой металлогенической зоне Приамурской золотоносной провинции. Минерагеническую специализацию минерагенической зоны определяют многочисленные золоторудные и золото-серебряные проявления, среднее по масштабу Бамское золоторудное месторождение, молибденовые рудопроявления, многочисленные россыпи золота. Наиболее продуктивные золоторудные узлы пространственно связаны с областями развития мезозойских малых интрузий, что позволяет считать наиболее вероятным мезозойский (меловой) возраст профилирующего для зоны серебро-золоторудного и молибденового оруденения.Апсаканский рудный узел кроме Бамского золоторудного поля, согласно [Госгеолкарта-1000/3, лист N-51, 2006], также включает и находящиеся восточнее и юго-восточнее многочисленные золоторудные проявления в верхнем течении реки Средняя Ларба (Дес, Сивакан, Ерничное) и реки Верхняя Ларба (Венеция, Доминикан, Находка и др.). В пределах рудного узла, южнее Бамского поля, располагается рудопроявление Серебряный Ключ.В западной части Апсаканского узла, согласно монографии [Бамское…, 1998] — выделяется Бамский рудный узел (площадью ~400 кв.км), в северной части которого находится Бамское рудное поле, на востоке — рудопроявление Дес, а также проявления Ерничное и Сивакан (на правобережье р.Средняя Ларба), а на юго-западе, в бассейн руч.Невачан — рудопроявление Серебряный Ключ.Контуры Бамского рудного узла непосредственно определяет вулкано-плутоническое поднятие центрального типа, расположенное в юго-западной части Чубачинского массива, где гранитоиды раннепротерозойского возраста прорываются раннемеловыми субвулканическими телами и многочисленными дайками. В рельефе данное поднятие выражено положительной морфоструктурой центрального типа, которая хорошо дешифрируется и на материалах аэросъемок дистанционного космозондирования. В плане куполовидная структура представляет собой неполную окружность. Её западную дугообразную границу выражают долины р.Аингли и правых притоков рек Ингагли и Средняя Ларба. На севере граница структуры выражена менее отчетливо системой ручьев в бассейне рек Аингли и Средняя Ларба. Эти границы интерпретируются как кольцевые разломы, окаймляющие куполовидное поднятие. Юго-восточный сегмент структуры срезает разлом северо-восточного направления, хорошо выраженный долиной р.Средняя Ларба.В западной половине куполовидного поднятия, от р.Средняя Ларба до руч.Чульбангро, в северо-западном — субмеридиональном направлении через всю структуру протягивается Невачанское субвулканическое тело раннемелового возраста. Протяженность тела около 18 км, площадь — порядка 60 кв.км. Тело, сложенное кварцевыми сиенит-порфирами и кварцевыми сиенитами невачанского комплекса, внедрено в раннепротерозойские чубачинские гранитоиды. Интрузивное тело имеет плитообразную форму и, судя по результатам неглубокого бурения, наклонена на восток, к центру вулкано-плутонической структуры. Строение интрузии неоднородно: на водоразделе руч.Чульбангро — Опекой сиенит-порфиры имеют эффузивный облик и состоят из микрофельзитовой основной массы с вкрапленниками щелочного полевого шпата, плагиоклаза, кварца, биотита и роговой обманки, а гипсометрически ниже порода характеризуется значительно большей раскристаллизацией основной массы. По мнению Г.В.Ботрякова (1995), это свидетельствует о слабом эрозионном срезе интрузии. К центральной части вулкано-плутонической структуры приурочена небольшая интрузия монцодиорит-порфиров невачанского комплекса, являющаяся, по-видимому, корневой частью некка. Вблизи ее фиксируются эруптивные брекчии с цементом того же состава. Но наиболее развиты в пределах структуры субвулканические дайки пестрого состава, представленные гранит-порфирами, гранодиорит-порфирами, кварцевыми монцодиорит-порфирами, диоритовыми порфиритами и лампрофирами. Здесь выделяется два роя даек. Более крупный из них пересекает в субширотном направлении центральную часть рудного узла, затухая к его периферии. Меньший рой приурочен к пересечению внутреннего концентрического разлома с радиальным. Под вопросом остается наличие или отсутствие в пределах рассматриваемой структуры вулканитов покровных фаций, показанных на одних картах (А.Г.Кац, 1979; Л.П.Курник, 1992) и отсутствующих на других (В.Е.Стриха и др., 1994).Вулкано-плутоническая структура хорошо фиксируется в потенциальных геофизических полях. На среднемасштабной гравиметрической карте Бамский рудный узел выражен достаточно отчетливо в виде изометричной локальной отрицательной аномалии интенсивностью —20 мГал, осложняющей южную периферическую часть гравитационного минимума соответствующего Чубачинскому гранитоидному плутону. Центр структуры хорошо выражен также и на среднемасштабной карте аномального магнитного поля в виде локальной высокоинтенсивной (свыше +200 нТл) положительной аномалии. К периферии структуры магнитное поле становится слабопеременным положительным, с изолиниями параллельными внешним концентрическим разломам. За пределами структуры фиксируется слабопеременное отрицательное магнитное поле.Согласно монографии [Бамское…, 1998] — в поле концентраций калия (по данным гаммаспектрометрической съемки) центральной части рудного узла отвечает слабоконтрастная положительная аномалия в 2,0-2,5%, на фоне около 1,0%. Она слегка вытянута в широтном направлении, совпадая с размещением роя даек. Ряд линейно вытянутых положительных аномалий той же интенсивности располагается вдоль северного сегмента внешнего концентрического разлома. Некоторые мелкие аномалии обоих знаков фиксируют направление радиальных разломов вулкано-плутонической структуры. В отличие от калия, широкая аномалия урана интенсивностью в 1,5-2,0*10-4% вытянута в меридиональном направлении и приурочена главным образом к Невачанской субвулканической интрузии сиенит-порфирового состава. Наиболее обогащенная ураном часть аномалии расположена на пересечении Невачанской интрузии роем даек.Таким образом, геофизические данные также указывают на наличие в пределах Бамского рудного узла структуры центрального типа, сложенной породами кислого и умеренно-кислого состава. В центральной части структуры располагаются магнитовозмущающие объекты, представленные субвулканическими интрузиями и дайками. Наиболее насыщенной тяжелыми радиоактивными элементами является субмеридиональная структура, выполненная интрузией сиенит-порфирового состава. В отличие от урана, калий проникает либо по субширотным зонам, фиксируемым роями субвулканических даек, либо по сегментам внешних концентрических разломов.На территории Бамского рудного узла установлены многочисленные, высококонтрастные потоки рассеяния ряда элементов, в первую очередь Au, Ag, Pb, Mo, Cu, Zn, реже — W, Bi, Sn (В.В.Домчак, 1979; 1981; 1983; А.В.Ложников, 1989; В.Е.Стрижа, 1995).Золото в аномальных потоках рассеяния распространено локально. Наиболее контрастные аномалии Au (до 0,07 г/т) зафиксированы в правых притоках руч.Чульбангро, дренирующих площадь Бамского месторождения. В пределах рудопроявления Дес повышенные содержания Au (0,002-0,015 г/т) отмечаются в донных отложениях верховьев ручьев Дес, Невачан, Сивакан. Слабоконтрастные, прерывистые потоки Au фиксируются в притоках ручьев Невачан, Опекой, Ерничный.Серебро образует протяженные слабоконтрастные потоки практически на всей площади рудного узла, но наиболее контрастные из них отмечаются в его западной части, в районе проявления Серебряный Ключ. Максимальные содержания Ag в потоках здесь достигают 4 г/т. В районе Бамского месторождения и проявлений Дес, Ерничное концентрации серебра в потоках составляют 0,3-1,0 г/т.Наиболее крупная аномалия свинца имеет линейный характер и пространственно совпадает с Невачанской интрузией кварцевых сиенитов раннемелового возраста, хотя сами кварцевые сиениты не отличаются значительным кларком свинца. Содержания свинца в потоках составляют 0,006-0,02%, а максимальные достигают 0,2%. Второй участок широкого развития высоких содержаний Pb в потоках расположен в районе проявления Серебряный Ключ. Здесь потоки Pb локализованы на периферии наиболее контрастных ореолов серебра. В районе Бамского месторождения Pb образует локальные ореолы, а его содержания составляют 0,005-0,015%. На проявлениях Дес, Ерничное весьма малоконтрастные потоки свинца. Цинк образует потоки с содержанием 0,006-0,03% в тех же бассейнах, что и свинец — в западной и центральной частях рудного узла. Медь образует малоконтрастные потоки с содержанием до 0,006%, в редких случаях до 0,02%, приуроченные к центральной части Невачанской интрузии. Потоки рассеяния молибдена с содержанием 0,0006-0,0008%, в отдельных случаях до 0,006%, развиты в центральной части рудного узла, пространственно тяготея к выходам кварцевых сиенитов раннемелового возраста. В южной части Бамского рудного поля, в донных осадках левого притока руч.Чульбангро, дренирующего площадь молибденового проявления Стрелка, фиксируется протяженный поток молибдена с содержанием 0,0008-0,003%. Вольфрам и висмут в аномальных концентрациях зафиксированы в пределах Бамского рудного поля, в центральной части одноименного узла и в районе проявлений Дес, Ерничное. Контрастность потоков невелика — 0,0008% вольфрама и 0,0003% висмута.По расположению геохимических аномалий в пределах Бамского узла было выделено пять комплексных аномальных геохимических полей (АГП), характеризующихся своими особенностями и отвечающих отдельным геолого-структурным элементам вулкано-плутонического поднятия: Бамское, Десовское, Ключевское, Невачан и Ларба. Первые три АГП маркируют одноименные рудные поля.Геохимические поля Невачан и Ларба пространственно совпадают с Невачанской субвулканической интрузией кварцевых сиенитов. Они характеризуются широким развитием потоков рассеяния Ag, Pb, Zn и Mo, реже Au и Bi. Аномальные концентрации элементов в коренных породах связаны с зонами окварцевания и пиритизации в березитизированных и пропилитизированных кварцевых сиенитах и сиенит-порфирах. Низкие концентрации золота в коренных породах и аллювиальных отложениях, широкое развитие, с одной стороны, ореолов Ag и Pb, а с другой — Mo и W, т.е. элементов, характерных для верхне- и нижнерудного эрозионного среза, свидетельствуют о наличии здесь зон рассеянной рудной минерализации.В пределах Бамского рудного узла выделяется три рудных поля: Бамское, Десовское и Ключевское — отличающихся по геолого-структурной позиции, составу и геохимическим особенностям. В целом для золоторудных полей рудного узла характерен единый набор элементов, включающий Au, Ag, Cu, W, Pb, Bi, Mo, (Hg, Sb). В то же время на разных рудопроявлениях ведущее значение приобретают те или иные ассоциации элементов.Ключевское рудное поле расположено в западной части рудного узла. Площадь его, сложенная преимущественно гранитоидами раннего протерозоя, ограничена кольцевыми и радиальными разломами. В его пределах находятся рудопроявление Серебряный Ключ и пункты минерализации золота и свинца. Рудному полю соответствует Ключевское АГП, которое характеризуется широким развитием контрастных вторичных ореолов Ag, Pb, Au и Zn. В то же время на площади отмечается практически полное отсутствие ореолов W и Mo. По потокам рассеяния ранжированный (по продуктивности) ряд элементов для Ключевского АГП имеет следующий вид — Ag-Au-Pb-Zn-Ni-Cu-Mn-Mo-W-Bi. Для вторичных ореолов рассеяния характерно зональное расположение элементов. Центральную часть АГП занимают ореолы серебра. Их обрамляют ореолы других элементов. От центра к периферии фиксируется следующий ряд элементов — Ag-Zn-Pb-Au-W-Bi (в порядке уменьшения нормированной продуктивности вторичных ореолов). Горизонтальная зональность является, по-видимому, отражением вертикальной и свидетельствует о верхнерудном уровне эрозионного среза рудных тел.В пределах Ключевского рудного поля хорошо выражен литологический контроль оруденения — оно развито в гранитоидах раннего протерозоя и отсутствует в гнейсах и кристаллосланцах архея. Непосредственно само рудопроявление Серебряный Ключ расположено на правом берегу руч.Невачан. Оно представлено минерализованными зонами катаклазированных и березитизированных гранитов чубачинского комплекса. Мощность зон достигает 10 м при протяженности в сотни метров. Содержание серебра в отдельных штуфах до 600 г/т, свинца и цинка — 0,1%. Среди рудных минералов преобладают пирит и галенит; кроме них, отмечаются — магнетит, халькопирит, шеелит, сфалерит, киноварь и барит, из гипергенных минералов — малахит, церуссит и англезит. (Подробное описание рудопроявления Серебряный Ключ можно найти в Каталоге месторождений на сайте Вестник золотопромышленника)Десовское рудное поле расположено в восточной части узла, где ему отвечает секториальный блок вулкано-плутонической структуры, ограниченный с запада и северо-востока радиальными разломами, а с юго-востока — разломом северо-восточного плана, проходящим вдоль долины р.Средняя Ларба. В нем расположены рудопроявления Дес, Сивакан, Ерничное и ряд пунктов с золотой, золото-ртутной и вольфрамовой минерализацией. Все они попадают в пределы Десовского АГП, которое характеризуется невысокой контрастностью элементов в потоках рассеяния. Наибольшим распространением здесь пользуются Au, Ag, W и Mo. Ранжированный ряд элементов по нормированной продуктивности потоков для Десовского АГП имеет следующий вид — Au-Ag-W-Mo-Mn-Zn-Pb-Cu-Ni. В метасоматически измененных коренных породах установлены высокие концентрации Au, Ag, Bi, Pb, W и Mo (рудопроявления Дес, Ерничное). Устойчивую связь с золотом имеют Ag, Bi и Pb; поведение Mo и W неоднозначно. При низких содержаниях Au концентрации W и Mo сначала возрастают, а затем снижаются. Аналогично ведут себя Cu и Zn. Это свидетельствует о полистадийности рудного процесса. На первой стадии золото вместе с Ag, Bi, Pb, W и Mo накапливается в линейных зонах грейзенизации гранитоидов чубачинского комплекса. При наложении последующих гидротермально-метасоматических процессов происходит концентрация золота вместе с Ag, Bi и Pb. Геохимический тип оруденения — Au-Ag-Bi-Pb-(Mo-W). В районе проявления Сивакан во вторичных ореолах рассеяния помимо Au, Ag и Pb устанавливаются Hg и Sb, содержания которых достигают 0,09% и 0,0015% соответственно.Рудопроявление Дес, находящееся около центра рудного узла, локализовано вблизи околожерловой части вулкано-плутонической структуры, среди гранитоидов раннего протерозоя, прорванных серией даек монцодиорит-порфиров опеконского комплекса раннего мела. Золотое оруденение размещается в пределах кварцевых жил и зон тонкопрожилкового окварцевания, слагающих полосу северо-западного простирания шириною около 1,0 км. Мощность жил и зон окварцевания достигает 0,4-1,0 м. Содержание золота в них варьирует от 1 до 10 г/т. Кроме того, в рудах зафиксировано повышенное количество Ag (2-80 г/т), W, Bi, а также Pb, Mo и Cu. Рудные тела сложены кварцем с вкрапленностью сульфидов (1-3%) и пластинчатого гематита. Рудные минералы представлены пиритом, гематитом, магнетитом. Кроме них встречаются самородное золото, шеелит, халькопирит, халькозин, галенит и молибденит, в зоне окисления — лимонит, англезит, церуссит, вульфенит и тунгстит. Околорудные изменения представлены кварц-мусковитовыми оторочками и зонами мусковитизации.Рудопроявление Сиваканское расположено на юго-восточном фланге Бамского поднятия, на правом борту р.Средняя Ларба. Здесь, среди гранитов чубачинского комплекса установлена зона прожилкового и метасоматического окварцевания. Мощность зоны 20 м, протяженность 100 м. Содержание золота невысокое (до 1,35 г/т). Кроме того, установлены повышенные количества Hg (0,001-0,004%), Cu (0,001-0,003%) и Pb (0,01-0,03%). Кварц халцедоновидный, полосчатый, содержит вкрапленность золота, галенита, киновари, пирита, флюорита, шеелита и молибденита.Рудопроявление Ерничное находится севернее Сивакского, на правом берегу р.Средняя Ларба,. Оно расположено среди гранитов раннего протерозоя, прорванных дайками кварцевых монцодиорит-порфиров опеконского комплекса раннего мела. Здесь выявлены кварцевые жилы и зоны прожилкового окварцевания с содержанием золота до 10 г/т. В золотоносных телах отмечается повышенное содержание Ag, Pb, W, Bi, Cu и Mo. Из рудных минералов в жилах обнаружены пирит, галенит и халькопирит. Околорудные изменения выражены в мусковитизации и окварцевании.В описании Бамского рудного поля и месторождения в основном были использованы материалы монографии [Бамское…, 1998].Бамское рудное поле находится в северной части рудного узла. Рудное поле представляет собой сегмент структуры центрального типа, который на севере ограничен внешним концентрическим разломом, а на юге разломом северо-восточного, субширотного простирания, южнее которого протягивается пояс (рой) раннемеловых даек среднего состава. На этой площади находится Бамское золоторудное месторождение и ряд проявлений с золотой вольфрамовой и молибденовой минерализацией. Формирование рудного поля связано непосредственно со становлением и развитием вулкано-плутонической купольной структуры.Территория рудного поля в основном сложена раннепротерозойскими гранитоидами чубачинского комплекс насыщенными ксенолитами и ксеноблоками гнейсов, плагиогнейсов и кристаллосланцев раннего архея. Размеры блоков гнейсов колеблются в широких пределах от первых метров до сотен метров, составляя в среднем первые десятки метров. В пределах рудного поля гнейсы распространены неравномерно, сохраняясь в гранитоидах в виде реликтовых полос и обособлений, объем которых составляет от первых процентов до 70%. Неоднородность архейской толщи выражена различным количественным соотношением гнейсов и кристаллических сланцев. Расчленению толщи в значительной степени мешает неравномерная насыщенность гнейсового и сланцевого комплекса инъекциями гранитоидов, которые местами составляют более 30% объема пород. Непосредственно на западном фланге месторождения гнейсы и сланцы слагают лишь останцы среди гранитоидов. Напротив, на восточном и южном фланге преобладает сланцево-гнейсовая толща, в которой гранитоиды образуют дайкообразные апофизы. Здесь часто отмечаются пегматоидные разности.Несмотря на пространственную разобщенность древних блоков на территории рудного поля, непосредственно на Бамском месторождении в целом отмечается выдержанность элементов залегания гнейсовидности и полосчатости, позволяющая судить об их первоначальной структуре. Считается, что они являются реликтами моноклинали западно-северо-западного простирания, наклоненной на юг-юго-восток.На западном фланге рудного поля на поверхность выходит раннемеловая Невачанская интрузия, а само рудное поле, располагается в её надинтрузивной части. Непосредственно западнее Бамского месторождения, среди сиенит-порфиров Невачанской интрузии, установлены маломощные зоны березитизации и кварцевые жилы с золотом. По характеру золотой минерализации они аналогичны рудам Бамского месторождения, что свидетельствует о дорудном становлении интрузии сиенит-порфиров.Особенности строения рудного поля и Бамского месторождения определяются взаимоотношением и эволюцией рудолокализующих дизъюнктивных и инъективных дислокаций. Фрагменты крупных региональных инъективных структурных форм, в сочетании с разрывами и складками, сопровождающих становление древнего Чубачинского плутона, были осложнены в период мезозойской тектоно-магматической активизации дизъюнктивными элементами. Эти дизьюнктивы представлены сериями разломов, относящихся к элементам сегмента кольцевой структуры вулкано-плутонического поднятия, а также подновленными фрагментами более древних региональных разломов.Важную рудоконтролирующую роль в пределах рудного поля играет Бамский разлом, плоскость сместителя которого погружается в южном направлении под углом 30-40 град. Авторами монографии [Бамское…, 1998], на основе структурного анализа дизъюнктивных элементов в строении месторождения было установлено, что Бамский разлом имеет сбросовую природу. В частности, на сбросовый, а не надвиговый тип перемещения блоков по разрывам, указывает характер взаимного расположения жил северо-восточного простирания и оперяющих трещин с прожилками кварца. Пологопадающие жилы (угол 40-50 град) соответствуют по элементам залегания основным рудным телам месторождения и близки элементам залегания Бамского разлома. На этом основании было сделано заключение о сбросовом характере перемещений по этому разлому в предрудное и синрудное время. Это было установлено для западной части Бамского разлома и его кулис, имеющих северо-восточное простирание. Косвенно на то, что Бамский разлом имеет сбросовую природу, указывает также состав пород автохтонного (северного) и аллохтонного (южного) блоков. Большее развитие пегматоидных лейкогранитов в лежачем крыле разлома по сравнению с породами висячего крыла можно рассматривать как признак более глубинной природы пород лежачего крыла. Настоящее положение блоков в соприкосновении по плоскости Бамского разлома указывает на сбросовое перемещение лежачего крыла и смещение его с более высокого уровня первоначального положения на более низкий. Суммарная амплитуда смещения, судя по масштабам Бамского сброса, составляет сотни метров. Склонение осей син- и антиформных осложнений плоскости сместителя Бамского разлома являются дополнительным подтверждением перемещения вверх или вниз вдоль этой линии склонения.Возникновение Бамского сброса, имеющего центриклинальный наклон сместителя в структуре вулкано-плутонического поднятия, может быть связано с падением давления в магматической камере, вследствие удаления магматических масс, и последовавшего оседания в центре поднятия. Таким образом формирование сброса вероятнее всего относится к периоду мезозойской тектоно-магматической активизации района.Магнитное поле на площади, включающей месторождение, по данным [Носырев, 2016], имеет сложный характер и южнее месторождения сильно дифференцировано. В значительной степени это определяется отдельными штоками и дайками, создающими контрастные магнитные аномалии, трассирующие фрагменты радиальных и кольцевых разломов. Выход на поверхность главной рудной зоны Бамского месторождения в аномальном магнитном поле отчетливо не выражено, поскольку магнитная восприимчивость гидротермально-измененных пород хоть и уменьшается, но на фоне слабомагнитных гранитов Чубачинского массива ярких аномалий не наблюдается. В целом, главная рудная зона, которая включает рудные тела, минерализованные зоны и окружающие их гидротермально-измененные породы, отмечается слабым понижением магнитного поля интенсивностью в несколько десятков нТл.Рудному полю соответствует Бамское аномальное геохимическое поле, эпицентр которого приурочен к субширотному тектоническому нарушению полого погружающемуся на юг. Аномальное поле характеризуется широким развитием контрастных геохимических аномалий Au, Ag, Pb, W и Mo. Ранжированный ряд элементов по нормированным продуктивностям потоков рассеяния имеет следующий вид — Au-Ag-Pb-W-Bi-Zn-Mo-Cu. В первичных геохимических ореолах оруденение Бамского рудного поля сопровождается повышенными концентрациями Ag, Cu, W, Мо, Pb и Bi. Поведение большинства элементов когерентно поведению золота. По результатам опробования площади рудного поля был установлен резкий пик концентрации Mo в связи с высоким градиентом накопления в классе содержаний золота 0,1-0,8 г/т. Эта аномалия объясняется тем, что в выборку включены пробы, отобранные из молибденового проявления Стрелка. Молибденовое оруденение здесь связано с маломощной линейной штокверковой зоной, локализующейся в дайке гранодиорит-порфиров.По взаимоотношениям интрузий и даек с рудными телами и пострудными жилами, а также рудных тел с тектоническими нарушениями в истории формирования рудного поля выделяются крупные этапы. Дорудный этап — охватывает формирование инъективных и пликативных дислокаций рудовмещающего комплекса. Рудный этап — период образования рудоконтролирующего и рудовмещающего трещинного каркаса в период тектоно-магматической активизации при частичном унаследовании структурных форм дорудного этапа. С субвулканическими интрузиями и дайками этапа активизации парагенетически связаны ареалы метасоматитов пропилитовой, березитовой и аргиллизитовой фаций, а также системы кварцевых жил и прожилковых зон с золотой, серебряной и редкометальной минерализацией. В заключительный этап формировались пострудные нарушений. В период с позднего мела по современное время в регионе преобладали экзогенные процессы. Они привели к выводу рудных тел на дневную поверхность и их частичному или полному разрушению. В результате переотложения рудных минералов формировались россыпи золота.Бамское золоторудное месторождениеМесторождение представляет собой субширотный линейный рудный штокверк — протяженную зону с золотой минерализацией, насыщенную трещинами широтного, северо-восточного и субмеридионального простирания. Вмещают оруденение раннепротеозойские гранитоиды насыщенные ксенолитами и ксеноблоками гнейсов, плагиогнейсов и кристаллосланцев раннего архея. На площади месторождения, несмотря на пространственную разобщенность архейских образований, в целом в них отмечается выдержанность в ориентировке гнейсовидности и полосчатости, что позволяет судить об их первоначальном залегании. Считается, что они являются реликтами моноклинали западно-северо-западного простирания с наклоном на юг и юго-восток. Строение моноклинали осложняют флексурные изгибы и мелкие простые складки, а также зоны рассланцевания северо-восточного простирания. Осложняющие моноклиналь складки отмечены на западном фланге месторождения и в его центральной части, на левобережье руч.Сухого. На фоне регионального текстурного рисунка, подчиненного моноклинали, выделяются участки, в которых простирание полосчатости в останцах гнейсов и в гранитоидах ориентировано в северо-восточном направлении. Этому направлению бывает подчинена ориентировка инъекций пегматоидных лейкогранитов чубачинского комплекса, а также простирание зон прожилкового окварцевания.Наибольшим развитием на площади месторождения пользуются биотитовые средне-крупнозернистые субщелочные граниты раннепротерозойского чубачинского комплекса. В пределах правобережья руч.Чульбангро, в западной части месторождения, ими сложено порядка 70% площади. На восточном фланге (разведочные линии — р.л.40-46) их количество уменьшается, как и в пределах висячего крыла Бамского разлома. Кроме этого на месторождении присутствуют инъекции гранитоидов чубачинского комплекса. Они представлены среднезернистыми гнейсовидными и порфировидными субщелочными гранитами, а также пегматоидными лейкогранитами. Инъекции порфировидных и гнейсовидных субщелочных гранитов развиты шире на восточном фланге месторождения.На участках месторождения, где в объеме пород преобладают гнейсы, пегматоидные лейкограниты иногда образуют разветвляющиеся дайкообразные апофизы, ориентированные в северо-восточном направлении. Менее четко выделяются дайкообразные тела северо-западного простирания. Падение их преимущественно крутое. Там, где инъекции гранитоидов совпадают со сланцеватостью и полосчатостью и имеют северо-восточное простирание, они иногда будинированы. Вмещающие их гнейсы рассланцованы и нередко сопровождаются перекристаллизацией темноцветных минералов с образованием крупно-, гигантозернистых порфиробластовых агрегатов биотита и амфибола. Видимо, зоны будинажа и рассланцевания являются фрагментами древних разломов, которые не только предшествовали внедрению дайкообразных тел лейкократовых и пегматоидных разностей гранитов, но и подновлялись после их внедрения.Общей особенностью инъекций чубачинских гранитов являются резкие секущие контакты с ксеноблоками гнейсов. У пегматоидных разностей контакты часто ориентированы почти перпендикулярно к полосчатости гнейсов. На контактах гнейсов и гранитоидов наблюдаются срывы с неясной амплитудой перемещения. Наличие большого количества ксенолитов гнейсов и их малые размеры позволяет предполагать локальный характер срывов, образующихся в результате малоамплитудных сдвиговых перемещений крупных блоков пород.Раннемеловые субвулканические интрузии и дайки в пределах месторождения развиты ограничено, их роль в формировании структуры месторождения до конца остается не ясной.Основными рудоконтролирующими структурами на месторождении являются дизъюнктивные и в меньшей мере инъективные дислокации, связанные с мезозойским этапом тектоно-магматической активизации, когда формировалось вулкано-плутоническое поднятие и оформилась структура рудного поля. На месторождении элементами этого поднятия являются разломы двух типов: дугообразная зона Бамского сброса, который играет основную рудоконтролирующую и рудовмещающую роль, а также радиальные разломы, вмещающие субвулканические тела и дайки.Рудовмещающая зона сброса представляет собой кулисно-построенную систему разрывов. В плане она состоит из серии параллельных, сливающихся и расходящихся разрывов в полосе шириной до от 100 до 500 метров, прослеженной по простиранию на протяжении 4-х км. Простирание разломов в центральной части месторождения субширотное (азимут падения 150-220 град). На западном и восточном флангах они изгибаются к югу, вследствие чего зона приобретает форму дуги. Все эти разрывные нарушения входят в систему сброса, плоскость сместителя которого в целом погружается в южном направлении. Углы падения меняются в разных частях зоны и у отдельных ее ветвей. Они колеблются от 20 до 80 град (в среднем 30-40 град), отражая волнистые перегибы плоскости сброса. Разломы в зоне сброса и оперяющие его нарушения сопровождаются дроблением, рассланцеванием пород с образованием зон милонитов и тектонических глинок. Мощность последних достигает иногда первых метров, а зон дробления — десятков метров.По простиранию зону Бамского сброса ограничивают разломы северо-западного простирания (290-310 град) с падением на северо-восток, реже на юго-запад под углами 70-90 град. На юго-западном фланге месторождения эти разломы залечены дайками кварцевых сиенит-порфиров. На северо-востоке месторождения к этой системе отнесен разлом, прослеженный траншеями и скважинами между р.л.40-44. Плоскость разлома ориентирована по простиранию согласно гнейсовидности гранитогнейсов и гнейсов, но сечет ее по падению. К этой же системе А.В.Ложниковым (1989) отнесены разломы на водоразделе рек Чульбангро-Аингли (к северу от месторождения), в пределах которых отмечены проявления березитизации и безрудный кварц. Они рассматривались А.В.Ложниковым как фрагменты регионального Станового разлома, являющегося левосторонним сдвигом, сбросо-сдвигом. Видимо, часть разломов этого направления, расположенных севернее месторождения, можно отнести к системе Станового разлома, но разломы близкого направления в южной части месторождения, нередко выполненные дайками кварцевых сиенит-порфиров, соответствуют радиальным разломам Бамской кольцевой структуры. Заложение радиальных разломов северо-западного простирания имело дорудный возраст. На это указывает подворот рудовмещающего Бамского сброса в участке его пересечения с радиальным разломом на юго-западном фланге месторождения. Система радиальных разломов ограничивает рудовмещающую структуру на флангах.Послерудный этап характеризуется развитием разрывных нарушений, наследующих предыдущие, и возникновением более поздних разломов, выполненных послерудными дайками и секущих рудовмещающие структуры. Смещения послерудного возраста проявлены повсеместно. Они сопровождаются милонитами, зонами брекчирования рудных тел, иногда выполнены послерудными карбонатными жилами и зонами аргиллизитов. Часто в плоскости разломов отмечаются зеркала скольжения со штрихами, указывающими на сдвиговые и сбросо-сдвиговые перемещения. К концу этого этапа план деформации изменился в связи с формированием радиальных разломов кольцевой вулкано-плутонической структуры. На месторождении они развиты незначительно, характеризуются малоамплитудными смещениями и нередко залечены послерудными дайками.Унаследованность поздними разломами деформаций предрудного и рудного этапов и незначительные амплитуды смещений по разломам, залеченным послерудными дайками, не оказывают существенного влияния на морфологию и, соответственно, увязку рудных тел.Золотое оруденение концентрируется в субширотной пластине дислоцированных и трещиноватых гидротермально-измененных чубачинских гранитоидов. Протяженность изученной части рудоносной зоны около 4000 м. Рудовмещающая пластина (мощностью до 350 м) располагается в лежачем боку Бамского сброса. Золотоносные жилы на северном фланге месторождения обычно не выходят за пределы 250-300-метровой минерализованной полосы в лежачем боку, под сбросом. На юге, висячий бок сброса сложен гнейсами и кристаллосланцами раннего архея. Оруденение в его пределах отсутствует. Таким образом, сброс предположительно исполнял роль экрана. Морфология рудоэкранирующего разлома влияет на характер распределения рудовмещающих трещин. Под отрезками экрана с пологим залеганием (20-40 град) появляются участки сгущения трещин, выполненных жилами, имеющими более крутое залегание, чем плоскость экрана. Здесь можно говорить именно о примыкании, а не о срезании жил, так как при срезании в породах выше плоскости экрана также присутствовали бы зоны сгущения трещин и жил.В аномальном магнитном поле главная рудная зона Бамского месторождения по сведениям [Носырев, 2016] отчетливо не выражена, поскольку магнитная восприимчивость гидротермально-измененных пород хоть и уменьшается, но на фоне слабомагнитных гранитов Чубачинского массива ярких аномалий практически не выражена. В целом же, главная рудная зона, включающая рудные тела, минерализованные зоны и окружающие их гидротермально-измененные породы, отмечается слабым понижением магнитного поля интенсивностью в несколько десятков нТл.По данным [Носырев, 2016] — главная рудная зона месторождения, вытянута вдоль геоэлектрической границы, разделяющей два блока контрастно различающихся уровнем электрического сопротивления пород. Для южного блока, в основном сложеного архейскими гнейсами, слабо подверженными метасоматическими изменениями, свойственны высокие значения электрического сопротивления — от 3000 до 15000 ом*м, иногда — выше. Напротив, для северного блока, сложенного преимущественно трещиноватыми и измененными гранитоидами раннего протерозоя, характерно низкое сопротивление пород — от 500 до 2500-3000 ом*м. При этом, в пределах северного блока фиксируются линейные или дугообразные зоны аномально низких сопротивлений (менее 1000 ом*м). Протяженность низкоомных аномалий до 1,0-1,5 км; ширина — до 100 м, иногда более. Эти аномалии фиксируют осевые части крупных разломов, в т.ч. и пологих. Рудные тела, как правило, расположены в непосредственной близости от аномалий, но в ряде случаев здесь отмечаются небольшие повышения сопротивления. Скорее всего, незначительное повышение сопротивления может быть связано с ксенолитами гнейсов.Результаты вертикального электрического зондирования демонстрируют, что мощность плохопроводящей верхней части разреза закономерно возрастает в южном направлении, а контрастная геоэлектрическая граница и низкоомная часть под ней погружаются в южном направлении. Следуя этой границе, вдоль неё, на юг погружаются и выделенные рудные тела, а сама контрастная граница уверенно ассоциируется с плоскостью сместителя Бамского разлома (сброса).Геоэлектрическое картирование показало, что основные рудные тела в главной рудоносной зоне месторождения располагаются в северном блоке вблизи (на удалении до первых сотен метров) от контрастной геоэлектрической границы, а сама рудоносная зона следуют за высокоградиентной зоной, как по простиранию, так и падению. Вышележащий высокоомный блок, по всей видимости, может рассматриваться как экран, ограничивавший проводящую проницаемую зону.Главная минерализованная зона месторождения и отдельные рудные тела, по данным [Носырев, 2016] не отличаются контрастными аномалиями повышенной поляризуемости. Это в принципе соотносится с малым количеством сульфидов в рудных телах и метасоматитах месторождения (обычно на уровне 1-3%, редко до 5-8%). Незначительное повышение поляризуемости отмечается над отдельными фрагментами минерализованной зоны, где рудные тела находятся на глубинах 30-50 метров, что отвечает, с одной стороны, отсутствию зоны окисления и, с другой — глубинности использованного для картирования метода вызванной поляризуемости (ВП). Вместе с тем на изученной площади фиксируются повышения поляризуемости, не имеющие отношения к золотому оруденению. Наиболее контрастное повышение поляризуемости зафиксировано на северо-восточном фланге месторождения. Аномалия здесь связана с высокими концентрациями пирита в экзоконтакте находящегося на глубине штока раннемеловых гранодиоритов (Невачанская интрузия, джелиндаканский комплекс). Повышенных концентраций золота в контуре аномалии не установлено. Возможно, что образование пирита здесь предшествовало стадии главного рудообразования. Подобного типа аномалии поляризуемости, с которыми не связана золотая минерализация, наблюдаются и юго-восточнее месторождения. В некоторых случаях выявленные аномалии поляризуемости приурочены к гнейсам, а ряд аномалий может быть связан с глинистыми изменениями в зонах разломов. Все это несколько ограничивает прямые поисковые возможности метода ВП.Рудно-метасоматические образования на Бамском месторождении в основном приурочены к раннепротерозойским чубачинским гранитоидам. Авторы монографии [Бамское…, 1998] по результатам изучения околорудных изменений пород месторождения сделали несколько основных выводов. Метасоматический процесс на начальном этапе развивался в две стадии с формированием (карбонат)-альбит-мусковит-кварцевых и мусковит-кварцевых парагенезисов (первая стадия), а также окварцевания с подчиненным развитием мусковита и карбоната (вторая стадия). Для метасоматитов первой стадии характерно нечеткое проявление зональности, иногда с мозаичным распределением изменений разной степени, слабая перекристаллизация, а также низкая активность главных породообразующих компонентов, за исключением щелочей. По составу светлая слюда метасоматических пород отвечает мусковиту, для которого характерно низкое содержание F и Rb при отсутствии других редких щелочей. Это отличает слюду метасоматитов Бамского месторождения от типичных редкометалльных грейзенов.Метасоматическое окварцевание на фоне катаклаза закономерно сменяется образованием кварцевых жильно-прожилковых зон второго, кварцевожильного этапа.Минералого-петрографические и химические особенности метасоматитов второго этапа свидетельствуют о формировании их в среднетемпературных условиях из близнейтральных субщелочных гидротермальных растворов, эволюционирующих в кислотном направлении. Ведущие анионные компоненты этих растворов — S и, как правило, CO2. Основную часть околорудно-измененных пород месторождения следует относить к березитовой (лиственитовой) метасоматической формации, переходящей частично в формацию безкарбонатных кварц-мусковитовых (серицитовых) метасоматитов. В данном случае, видимо, имеет место изоморфизм на уровне формаций.В золотосодержащих ассоциациях околорудных метасоматитов обычно отмечается присутствие мелкозернистого пирита, иногда других сульфидов — халькопирита, арсенопирита, сфалерита и пирротина. Повышение содержаний золота не закономерно проявлено в связи с разной степенью метасоматической проработки субстрата. Для отложения золота благоприятно наложение катаклаза и позднего окварцевания на более ранние альбит-мусковитовые и альбит-мусковит-кварцевые ассоциации (с карбонатом или без него).Согласно сведениям [Мельников и др., 2017] на Бамском месторождении И.П.Щербанем (1995) были выделены метасоматиты трех формаций: листвениты-березиты, гумбеиты и аргиллизиты при наиболее широко развитых процессах березитизации вмещающих оруденение пород.Ранней по времени образования и высокотемпературной является формация гумбеитов. Процесс гумбеитизации ограниченно развит вмещающим оруденение гранитам. Гумбеиты образуют неширокие (до первых десятков сантиметров) околорудные зоны. Установлена следующая схема зональности: неизмененный гранит > зона серицитизации > зона калишпатизации. При этом происходил вынос Al, привнос K, Fe и CO2.Процесс лиственитизации-березитизации захватывает как граниты, так и архейские гнейсы. Мощность зон изменяется от нескольких сантиметров до 1-10 м, редко больше. Метасоматическая колонка изменений по гранитам и гнейсам состоит из следующих зон: неизмененный гранит (гнейс) > зона серицитизации > зона карбонатизации > зона окварцевания. В процессе лиственитизации-березитизации возрастает роль Ca, K, SiO2 и CO2, при уменьшении Na, Mg, Fe и Al.Аргиллизиты распространены ограниченно и не всегда ярко и полно проявлены. Они образуют зоны мощностью от 0,1-0,2 до 1-5 м. Зоны аргиллизации выполнены рыхлыми глинистыми минералами с обильной (до 10%) вкрапленностью тонких кристаллов пирита. Типичная метасоматическая колонка имеет следующее строение: неизмененный гранит > зона хлоритизации > зона серицитизации > зона устойчивости глинистых минералов. Сопоставление химических анализов показывает, что в процессе аргиллизации выносятся основные компоненты, кроме SiO2 и CO2.На протяжении 4-х км изученной части месторождения было выделено 14 основных рудных тел. По сведениям [Капанин и др., 2000] — все они, за исключением отдельных жил, не имеют четких геологических границ и выделяются только по данным опробования. Рудные тела выделялись по бортовому содержанию 1,5 г/т. Простирание рудных тел субширотное, реже северо-восточное. Мощность тел колеблется от 0,7 до 22,4 м (в среднем по месторождению 2,3 м), при этом мощность отдельных кварцевых жил достигает 9,1 м (обычно мощность жил 0,3-0,5 м). Отмечены отдельные кварцевые жилы (с халцедоновидным кварцем) северо-западного простирания мощностью до 0,3 м, которые не содержат золотого оруденения. Протяженность выделенных рудных тел до 1500 м (р.т.№6), в среднем по месторождению — 780 м. Падение тел южное — юго-восточное, под углами 40-60 град; как правило, падение согласное со склонением шарниров антиформных и синформных структурных изгибов плоскости Бамского сброса. По падению рудные тела были прослежены до глубины 600 м (в среднем на 300 м). Нижняя граница оруденения не установлена и условно ограничена глубиной бурения скважин (300-350 м). При этом, соотношение протяженности рудных тел по простиранию к их протяженности по падению составляет 3:1.На месторождении выделяется три типа рудных тел: (1) зоны прожилкового и прожилково-сетчатого (штокверкоподобного) окварцевания; (2) кварцевые, реже кварц-карбонатные жилы с сульфидной минерализацией; (3) минерализованные зоны дробления, рассланцевания, милонитизации, нередко с глинистыми швами.Морфологически выделенные рудные тела представляют собой удлиненные ленто- и линзообразные зоны жил и прожилков, осложненные флексурными изгибами по простиранию и падению. Средняя мощность рудных тел порядка 2,0-2,5 м, в отдельных телах 3-5 м (р.т.№№2, 4, 10А, 11). Максимальная мощность (24,9 м) установлена на западном фланге месторождения в р.т.№2.По принципу структурной связи с разломами разной ориентировки на месторождении выделено три группы рудных тел [Бамское…, 1998]: (1) расположенные в подэкранной позиции параллельно Бамскому сбросу; (2) связанные с оперяющими разломами северо-восточного простирания; (3) контролируемые субширотно ориентированными фрагментами рудовмещающих разломов.Рудные тела первой группы развиты фрагментарно со стороны лежачего бока Бамского сброса на всем его протяжении. На западе месторождения это рудное тело №5А (до р.л.24), на востоке — р.т.№21 (восточнее р.л.28). Четкой приуроченности рудных тел к плоскости сброса не отмечается. Обычно они развиты на незначительном удалении от его плоскости в сторону лежачего бока. Рудные тела в силу своей позиции под экраном нередко слепые, изучены в основном скважинами и только на западе месторождения отдельными поверхностными горными выработками. Падение их согласное с плоскостью экрана и колеблется от 30 до 40 град. Не исключено, что часть рудных пересечений, относимых к подэкранным телам, может являться фрагментами рудных тел других групп.Вторая группа рудных тел — в системе оперяющих разломов северо-восточного простирания, развита в лежачем боку Бамского сброса на всем его протяжении (р.т. №№ 1,2, 4, 5, 6, 8, 9, 10, 10А). Азимут простирания их колеблется в основном от 40 до 60 град. На юго-западном фланге месторождения рудные тела приобретают субмеридиональное простирание (р.т.№4). Падение рудных тел этой группы от 30 до 55 град (в среднем — 40-45 град). В разрезах проявлены отчетливые волнистые изгибы рудных тел, обусловленные закономерным сочетанием и чередованием отрезков крутого и пологого залегания. Определенной зависимости их мощности от угла наклона не было установлено, хотя иногда наблюдается увеличение мощности в крутых участках жил — р.т.№11 (р.л.18); р.т.№10А (р.л.13, скв.30). Но чаще раздувы мощности приурочены к участкам перегибов рудных тел по падению.Третья группа рудных тел — в системе субширотных разломов и зон трещиноватости, развита незначительно. Наиболее крупным в этой группе является р.т.№7. К этой же группе относится небольшое р.т.№3, а также субширотные отрезки р.т.№№8 и 9. Они наклонены под углами 40-55 град. По простиранию рудные тела этой системы плавно меняют широтную ориентировку на северо-восточную. Нередко они сопровождаются со стороны висячего и лежачего боков апофизами северо-восточного простирания (р.т.№№7А и 6Б).Распределение оруденения в пределах минерализованного пространства довольно неравномерное. По результатам незавершенных оценочных работ (1990-93 гг) в изученной части месторождения было выделено четыре участка сгущения рудных тел, сопровождающихся раздувом мощности минерализованной зоны до 300-400 м. Самый западный из них расположен между р.л.8-19, второй между р.л.19-30, третий между р.л.30-42 и четвертый восточнее р.л.42. Второй и третий участки занимают центральную часть месторождения. Границы между участками достаточно условны и ориентированы в северо-восточном направлении. Участки отвечают отдельным кулисам сложно построенной системы рудных тел месторождения, имеющей юго-восточное склонение.На западном участке жилы прослежены по простиранию на расстояние 1,3 км с выходом на левый склон долины руч.Чульбангро. Здесь расположены наиболее крупные и продуктивные тела (р.т.№№2, 4, 10А), а также мелкие (р.т.№№1, 3, 4А, 10). Между ними фиксируются небольшие слабозолотоносные жилы и зоны прожилкового окварцевания. Расстояние между основными рудными телами составляет 90-100 м. В центральной части месторождения (второй и третий участки) расстояния между наиболее крупными рудными телами (р.т.№№6, 5, 7А) составляют 150-180 м. Здесь широко развиты зоны прожилкового окварцевания, наиболее интенсивного около р.т.№№6 и 5. Восточная часть месторождения (четвертый участок) изучена слабо. Предполагалось, что рудные тела на восточном фланге не ограничиваются только их вскрытой частью, а позже будут прослежены по простиранию в юго-западном направлении под плоскостью Бамского сброса, что значительно увеличивает перспективы глубоких горизонтов месторождения.Раздувы мощности минерализованной зоны до 300-400 м обусловлены сочетанием в пределах зоны нескольких мелких кулис рудных тел, как в плане, так и в разрезе. Например, в створах р.л.13,18,22 расположены две обособленные кулисные зоны, одна из которых выклинивается по падению в лежачем боку минерализованной пластины, а другая появляется в его висячем боку, располагаясь под участком пологого залегания плоскости экрана. При этом наклон кулис и жил в кулисных зонах субсогласны склонению крутых участков экранирующего сброса.Характер распределения в рудных телах промышленных концентраций золота определяется сложным сочетанием прожилкового окварцевания и жил, насыщенностью ими минерализованного пространства. Объем окварцованных пород обычно заметно превышает параметры рудных тел. Часто рудное тело сложено отдельными разобщенными кулисными жилами и зонками прожилкового окварцевания среди гидротермально-измененных пород.Руды месторождения существенно кварцевые и карбонатно-кварцевые, от мало- до умеренносульфидных, с массивной, прожилковой, прожилково-вкрапленной и брекчиевой текстурой. Из нерудных компонентов в составе руды преобладает кварц 65-80%, менее распространены — серицит 5-15%, полевые шпаты и карбонаты 2-10%; в небольших количествах присутствуют барита и флюорита. Сульфидов в руде обычно 1-5%, местами их количество заметно больше — до 5-10% и более.По данным химического анализа содержания SiO2 в рудах от 70,45 до 91,70%. Содержания других породообразующих окислов (Аl2О3, MgO, СаO и др) обычно невелико. Содержания в руде K2O заметно превышают содержания Na2O. Содержание Sобщ обычно не превышает 1,20-1,36%. Установленные в отдельных пробах руд повышенные содержания оксидов кальция (СаO — до 14,05%), алюминия (Аl2О3 —до 18,12%), калия (К — до 8,95%), натрия (Na — до 9,38%), окисного и закисного железа, обусловлены местными повышенными количествами в материале кальцита, калиевого полевого шпата, альбита и серицита, а также гидроксидов железа и пирита.Из рудных минералов широко распространены пирит, халькопирит, галенит и самородное золото; редко встречаются — блеклая руда, сфалерит, шеелит, гессит, матильдит, акантит, петцит, алтаит, гессит, пираргирит, полибазит, буланжерит, антимонит, айкинит, пирротин, молибденит и киноварь.Основными промышленно-ценными компонентами руд месторождения являются золото и серебро. Совместно с ними в околорудных метасоматитах и рудах повышенные содержания имеют: W — 0,01-0,8%, Cu — 0,02-1,3%; Pb — 0,003-0,6%; Mo — 0,001-0,02%; Sb — 0,002-0,02%; Zn — до 0,3%. Для руд характерно почти полное отсутствие мышьяка, который отмечается лишь в единичных пробах (0,006-0,008%).С увеличением концентрации золота в последовательном ряду порода — метасоматит — руда (при бортовом содержании золота 1,0 г/т) устойчиво возрастает содержание Ag, W, Cu, Mo, Bi и Mn.Содержание золота в рудных телах — от "следов" до 98,8 г/т (среднее по месторождению 5,9 г/т), содержания серебра достигают 229,1 г/т (в среднем — 16,9 г/т) [Капанин и др., 2000]. По сведениям [Госгеолкарта-1000/3, лист N-51, 2006] — содержание золота в рудах — от сотых долей до 153,9 г/т (среднее 3,9 г/т), серебра — до 403 г/т (среднее 15,3 г/т). Отношение золота к серебру в рудных телах приблизительно одинаковое — 1:3.Размер золота в рудах от субмикроскопического (0,003 мм) и пылевидного (0,05 мм) до мелкого (1,0 мм). В протолочках выделения самородного золота от пылевидных до 0,8*0,65 мм; обычно размеры золотин — 0,15-0,40 мм. Золото в руде преимущественно свободное (96,2%), в виде интерстиционных выделений неправильной комковато-угловатой, удлиненно-пластинчатой формы, часто с утолщениями в центральных частях. Отмечены выделения самомродного золота в виде палочек, крючков, дендритов и пленок. Цвет золотин от светло-желтого и зеленовато-желтого до золотисто- и темно-желтого. Пробность золота от 629 до 961, в среднем преобладает проба —782-869.Наблюдаются срастания золота с халькопиритом и галенитом. Доля "сульфидного" золота не превышает 3,4%. Иногда золото и гессит выполняют трещинки в кристаллах раннего пирита, при этом золото образует прожилки в гессите. Но чаще золотинки микронных размеров рассеяны в серицит-кварцевой матрице. В зоне окисления малой мощности (0-6 м, максимум до 10-15 м) золото нередко покрыто "рубашкой" из гидроксидов железа.Серебро в самородной форме не обнаружено. Основная его доля связана с сульфидами: акантитом, матильдитом, петцитом, гесситом, галенитом и др.Присутствие платиновых металлов на Бамском месторождении было изучено С.М.Радомским и В.И.Радомской (2019). По результатам исследований установлено, что содержания платиновых металлов нарастают с глубиной и близостью к магматическому очагу, так же, как и проба золота. Установлено, что платиноиды в руде Бамского месторождения не достигают рентабельно-промышленных концентраций.Минерализация на месторождении формировалась в несколько стадий. По сведениям [Мельников и др., 2017] — стадия березитизации относится к предрудному этапу. Рудный этап включает в себя золото-сульфидную и золото-сульфидно-кварцевую стадии. С первой связаны золотоносные сульфиды, образующие вкрапленность в березитах. Золото-сульфидно-кварцевая стадия разделена на две подстадии: золото-кварц-полисульфидную и золото-серебро-теллуридную. Золото-кварц-полисульфидная подстадия наиболее продуктивна на золото. Золото-серебро-теллуридная завершает рудный процесс, отложение её минералов происходило в низкотемпературных условиях. Обе они тесно связаны, минералы их обычно телескопированы в единых рудных телах. К пострудному этапу отнесены кварц-карбонатные и кальцитовые прожилки.Ранее, по результатам петролого-минералогических исследований [Бамское…, 1998], на месторождении были выделены минеральные ассоциации, а в развитии рудно-метасоматической системы было выделено несколько стадий минералообразования: дорудная кварцевая, ранняя рудная (кварц-шеелит-сульфидная), средняя рудная (березитовая с полисульфидами), поздняя рудная (золото-сульфидно-сульфосольная с теллуридами), наиболее продуктивная, и пострудная кварц-карбонатная. Выделенные стадии приурочены к самостоятельным этапам деформаций в пределах единого цикла эндогенной магматической и рудно-гидротермальной активности. Кроме выделенных стадий минералообразования, в монографии также приведены сведения по основным рудным минералам продуктивных стадий.Дорудные кварцево-жильные и метасоматические образования проявились в результате гидротермального изменения вмещающих пород с замещением первичных минералов агрегатами крупношестоватого кварца-1. Окварцевание характеризуется, как правило, тонкопрожилковой, иногда гнездовой формой. Шестоватый кварц с удлинением индивидов до 1-3 мм местами сохраняется в форме реликтов, частично замещенных разновозрастными минеральными новообразованиями. Распространены случаи брекчирования и перекристаллизации шестоватого кварца, материал которого расходуется на построение новых генераций минерала. В целом появление шестоватого кварца рассматривается как благоприятный поисковый признак. Его структура ("лошадиного зуба") отчетливо выделяется на фоне бластогипидиоморфнозернистой структуры вмещающих гнейсогранитов.Ранняя рудная стадия — кварц-шеелит-сульфидная ассоциация. Этап дорудного окварцевания пород сменился развитием ранних кварцево-пирит-шеелитовых метасоматитов с редкими серицитом и карбонатом под воздействием, вероятно, высокотемпературных (Т до 400°С) щелочно-кремнеземистых растворов с низкой фугитивностью СО2 в восстановительных условиях. Для метасоматических образований этой стадии характерен рутил, редким является флюорит.Средняя рудная стадия — ассоциация березитоподобных образований с полисульфидами. Образования этой стадии, относящиеся к наложенному самостоятельному этапу деформаций, чаще развиты по ранее сформированным жильно-метасоматическим образованиям дорудной и первой рудной стадий. Для формирования средней рудной стадии березитоподобных метасоматитов с широким развитием серицита-мусковита (хлорита), доломита-анкерита, кварца и полисульфидов характерны слабокислые среднетемпературные (Т~300°С) гидротермальные растворы, высокая фугитивность СО2, восстановительные условия. Здесь широко развиты пирит, халькопирит, блеклая руда (Zn-теннантит-тетраэдрит), сфалерит, галенит. В ассоциации с ними, вероятно, выделялось и свободное золото, хотя часть его рассеяна в сульфидах. Золотоносность последних не превышает 20-40 г/т.Поздняя рудная стадия — ассоциация золото-сульфидно-сульфосольная с теллуридами. Кварцево-карбонатные золото-сульфидно-сульфосольные с теллуридами жильно-метасоматические образования поздней рудной стадии установлены в зонах катаклаза и милонитизации, секущих кварцево-шеелит-сульфидные метасоматиты и березитизированные породы. При этом имеют место брекчирование ранних минералов, замещение их по сети микропрожилков, образование тонких каемок обрастания. Характерной чертой микрозон нарушений, выполненных метасоматитами этого типа, является тонкочешуйчатая приразломная складчатая структура. Такие плойчатые микрозоны темного цвета сопровождаются минерализованными зеркалами скольжения. Главные минералы представлены тонкошестоватым кварцем (местами халцедоновидного облика) в ассоциации с мелкозернистым карбонатом (кальцитом, доломит-анкеритом), небольшой примесью хлорита, сетчатого серицита и барита. Основным рудным минералом является галенит в виде мелких до 0,1 мм зерен в кварц-карбонатных прожилках. Менее распространены халькопирит и Ag-Zn-тетраэдрит. Для этой стадии минералообразования характерны, но не являются ведущими минеральными формами акантит, сфалерит, сульфосоли (сульфовисмутиды Cu, Pb, Ag) и теллуриды Au, Ag, Bi, более редки сфалерит, киноварь, молибденит. В тяжелых фракциях руд установлено дисперсное самородное золото с размером частиц 0,3-0,01 мм и широко варьирующей пробой: 772-938.Метасоматиты этого типа выделены на основании изучения тонкопрожилковых проявлений преимущественно по керну скважин. Площадное их развитие отмечается в траншее №30 в 250 м к востоку от р.т.№4. Макроскопически они представляют собой субсогласные с гнейсовидностью гнейсо-гранитов зонки мощностью от первых миллиметров до 10-20 см и гнездовые выделения, практически нацело сложенные дисперсным пиритом кубического облика. Под электронным микроскопом видна микробрекчиевая структура таких образований. Главные минералы представлены дисперсным пиритом, тонкошестоватым кварцем (местами халцедоновидного облика) в ассоциации с сетчатым серицитом, небольшой примесью хлорита и межгранулярными выделениями карбоната. В шлифах установлено пересечение тонкошестоватым кварцем и пиритом-3 более крупночешуйчатого мусковита и хлорита второй рудной стадии. В аншлифах видны пересечения прожилками, выполненными пиритом-3, более крупнозернистых пирита и халькопирита стадии березитизации. В тяжелом шлихе этих образований обнаружено дисперсное золото и единичные зерна галенита.Поздняя рудная стадия, характеризуемая широким развитием теллуридов Au, Ag, Bi, сульфовисмутидов Ag, Pb, Cu, дисперсного золотосодержащего пирита является наиболее продуктивной по золоту. Считается (Геологический справочник…, 1989; Некрасов, 1991), что отложение основной массы теллуридов и золота осуществляется в интервале Т=250-180°С, а ß-гессита при Т-146°С при достаточно высокой фугитивности Те2.О величине pH гидротермального раствора, из которого отлагались теллуриды Au и Ag, можно судить по составу жильных минералов и околожильных пород. Исходя из факта широкого развития в жилах серицита, карбоната, иногда полевого шпата и альбита, можно считать, что рН=5,5-6,0. Таким образом, массовое отложение теллуридов Au и Ag происходило из близнейтральных, слабощелочных растворов натриево-хлоридного или натриево-карбонатного составов.Пирит - наиболее распространенный рудный минерал, участвующий во всех стадийных жильно-метасоматических образованиях месторождения. Основное количество пирита, образовалось на ранней рудной кварцево-шеелит-сульфидной стадии (пирит-1). Кристаллы пирита-1, кубического облика, характеризуются крупным размером (до 1,0 мм). Зачастую они катаклазированы, несут признаки растворения и перекристаллизации. Тонкие прожилки в них выполнены минералами наложенных стадий. Пирит стадии березитизации (пирит-2) развит в виде мелких, до 0,5 мм в поперечнике, кристаллов. Он является идиоморфным по отношению к халькопириту и другим сульфидам. Пирит-3 — ведущий минерал поздней рудной стадии — развит в ассоциации с субмикронными образованиями галенита, халькопирита и сульфосолей. Этот минерал характеризуется кубической формой кристаллов и малыми размерами — от 0,3 мм вплоть до рудной "сыпи". Наличие в ранних пиритах включений теллуридов приводит к росту концентраций в них золота в 3-6 раз, серебра — в 20-60 раз.Шеелит — развит на месторождении повсеместно и наряду с пиритом также является главным минерал ранней рудной стадии. Он встречается в виде изолированных зерен (0,1-0,5 мм в поперечнике), а также их агрегатов, часто тяготея к пириту. При наложенных этапах деформаций шеелит претерпевает дробление, перекристаллизацию, растворение. В виде мелких зерен (30 мкм и менее) минерал, по-видимому, переотложенный, развивается в кварц-карбонатных прожилках. Шеелит неравномерно распределен в пределах месторождения. В отдельных частях рудных тел содержание вольфрама достигает первых процентов, обычно составляя 0,01-0,8% (А.В.Ложников, 1989).Пирротин — на месторождении встречается редко, был установлен в микропрожилках, выполненных минеральными ассоциациями средней рудной стадии, развивающимися по ксенолитам биотитовых амфиболитов.Халькопирит. Халькопирит-1, наряду с пиритом, наиболее распространенный минерал средней рудной стадии (березитизации). В ассоциации с пиритом и подчиненным количеством блёклой руды, галенита и сфалерита, этот минерал преимущественно развит на уровне современного эрозионного среза в жильном кварце р.т.№№1,4, 5, 8, 10, где рудные минералы образуют значительные скопления. Макроскопически агрегаты зерен халькопирита прослеживаются в образцах из скважин на различных глубинах, вплоть до 300 м. Изучение зёрен халькопирита (фракция 0,35-0,15 мм) под электронным микроскопом показало, что этот минерал образует тесные прорастания с блёклой рудой и галенитом или выполняет прожилки в пирите-1. Халькопирит-2 в ассоциации с Ag-Zn-тетраэдритом и преобладающим галенитом образует дисперсную вкрапленность в кварцево-карбонатных прожилках поздней рудной стадии. Скорее всего, халькопирит этой стадии образовался за счет перекристаллизации раннего халькопирита и других сульфидов. Размер его зерен не превышает 0,08 мм. В ассоциации с халькопиритом и галенитом поздней рудной стадии установлено самородное золото.Галенит. Галенит-1 — распространенный минерал второй средней стадии. Развит в подчиненном количестве в ассоциации с халькопиритом, блёклой рудой, пиритом. На месторождении галенит редко встречается в виде скоплений, доступных для изучения. Изученный микроэлементный состав такого галенита показал довольно высокое содержание кадмия — 120 г/т. При формировании кварцево-карбонат-золото-сульфидно-сульфосольной с теллуридами ассоциации минералов (поздняя рудная стадия) галенит-2, наряду с пиритом является главным, более поздним минералом, развит в виде мелких (до 0,05 мм) идиоморфных зерен в кварц-карбонатной матрице совместно с другими сульфидами. Часто галенит замещает блеклую руду-1, выполняет в ранних сульфидах или в кварце микропрожилки, пустотки совместно с теллуридами Au и Ag. Галенит-2, по данным микрозондовых определений, часто содержит Ag (до 2,3 мас.%), кадмий и висмут (0,n мас.%). Иногда галенит-2 развивается по контуру ранее сформировавшихся минеральных ассоциаций, при этом внутренняя зона галенитовой каймы обогащена Ag до 17-20 мас.%.Сфалерит — распространен в рудно-метасоматических зонах в меньшей степени, чем другие сульфиды. В стадию березитизации он образует ксеноморфные выделения размером до 0,05 мм в ассоциации с другими сульфидами, тяготея к Zn-блёклой руде. Иногда блеклая руда выделяется в сфалерите в виде вкрапленников размером до 20 мкм. По данным микрозондовых анализов сфалерит-1 отличает низкое содержание Fe (менее 0,5 мас.%) и иногда высокое Cd (0,n мас.%). В кварц-карбонатных прожилках поздней рудной стадии сфалерит-2 изредка встречается в виде идиоморфных субмикронных выделений.Блеклая руда является одним из ведущих минералов средней рудной стадии. Она представлена Zn-содержащим теннантит-тетраэдритом (по классификации Э.М.Спиридонова, 1985) с преобладанием тетраэдритовой составляющей. Минерал относится к нестехиометрическим соединениям и характеризуется переменным составом. Ранняя блёклая руда содержит (в г/т): Au — 170, Ag — 1800, Bi — 90, Со — 450, Mn — 700. Высокие содержания данных элементов могут быть обусловлены наличием самостоятельных минеральных микрофаз. В части образцов наблюдается развитие теллуридов Au и Ag. Тем не менее был сделан вывод о том, что ранняя блеклая руда не содержит повышенных количеств серебра. В остальных исследованных образцах блеклых руд содержание Ag не превысило 0,2 мас.%.Блеклая руда поздней рудной стадии развита в виде субмикронной (до 60 мкм) вкрапленности в кварцево-карбонатных прожилках совместно с преобладающим галенитом, а также халькопиритом, акантитом, редко сфалеритом, баритом. По данным микрозондовых анализов, блеклая руда представлена Zn-тетраэдритом, часто содержит Ag до 10 мас.% и встречается в парагенезисе с акантитом. Состав минерала (среднее из 7 определений, в мас.%): S — 23,7; Sb — 22,8; As — 3,3; Zn — 6,7; Fe — 0,5; Cu — 32,8; Ag — 9,3.Блеклые руды, а также халькопириты и сфалериты поздней стадии рудообразования являются малораспространенными минералами и образуются, скорее всего, за счет перекристаллизации ранних сульфидов.Акантит — редко встречается на месторождении и не является ведущим минералом серебра. Однако, по данным (Л.П.Курник, 1992), в пробах совместно с золотом практически постоянно присутствуют акантит и полибазит, а также шеелит. По результатам наблюдений [Бамское…, 1998], акантит обнаруживается в микропрожилках поздней рудной стадии в тесной ассоциации с Ag-Zn-тетраэдритом и халькопиритом. При микроскопических исследованиях установлено, что акантит в виде каплевидных образований размером до 2 мкм отлагался на поверхности халькопирита или блеклой руды, что является, по-видимому, результатом образования сульфида серебра из более позднего, обогащенного серебром гидротермального раствора (или результатом распада твердого раствора). Иногда акантит обнаруживается в виде субмикронных включений в микротрещинах кварца и ранних сульфидов.Сульфосоли в рудах представлены широким спектром минералов, развитых в продуктивную стадию, однако суммарно они составляют незначительную долю общего объема руды. Развитие в продуктивную позднюю рудную стадию, наряду с Ag-Zn-тетраэдритом, получили сульфовисмутиты Pb, Bi, Ag, а также теллуриды Au, Ag, Bi. Сульфосоли всегда ассоциируют с галенитом, образуя характерные структуры распада твердых растворов. Образование Te-Bi-Ag-содержащих сульфосолей, а также теллуридов совместно с дисперсным самородным золотом и поздним галенитом связано с заключительным этапом продуктивной стадии минералообразования.Теллуриды Au, Ag встречаются исключительно в виде микровключений. Они представлены петцитом и гесситом. Часто в ранних пиритах микротрещинки трассируются изометричными субмикронными образованиями гессита, теллурида-Bi (?) или петцита. Установлено выполнение микрополости в кварце петцитом с характерной структурой распада твердого раствора Теллуриды совместно с золотом чаще всего осаждаются в микрозонах дробления ранних сульфидов.Молибденит встречается в виде субмикронных включений в микропрожилках, пересекающих кварц или сульфиды ранних рудных стадий, и, несомненно, сопутствует сульфидно-сульфосольным образованиям продуктивной стадии рудообразования. Это подтверждается на порядок более высокими содержаниями Мо в пиритах и соответствующих им рудах. Значительные скопления молибденита обнаружены в юго-западной части рудного поля в темном халцедоновидном жильном кварце. Темный цвет кварца обусловлен присутствием мелких чешуек молибденита, образующих как бы эмульсионную вкрапленность в кварце. Сингенетичный ему дисперсный пирит кубического облика содержит (в г/т): Au — 25, Ag — 10, Bi — 25, Mo — 11. Встречается молибденит и совместно с поздним галенитом.Киноварь — является редким минералом на месторождении. Киноварь была обнаружена в единичных знаках в тяжелых шлихах, отмытых из раздробленных проб массой 15 кг (поверхность р.т.№№1, 4, 9). Ртуть была установлена в микрофазах — твердых растворах с Au, Ag, Te, получивших развитие в заключительный этап продуктивной рудной стадии минералообразования. Л.П.Курником (1992) было отмечено практически постоянное присутствие Hg в рудных телах в количестве 0,04-0,5 г/т; при этом значимый коэффициент корреляции с золотом равен +0,71.Пострудные кварцево-кальцитовые жильно-метасоматические образования наложены в форме тонкопрожилковой сети на все породы жильно-штокверковых систем. В призальбандных участках наиболее мощных (до 10 см) жил с жеодами хрусталевидного кварца и кристаллами кальцита развит халцедоновидный кварц. Рудные минералы в этих образованиях не отмечаются.Геохимический спектр рудных тел Бамского месторождения составляют Au-Ag-W-Cu-Bi-Mo (КК>10) — Pb-Mn (КK>5). Эпизодически в рудах отмечается повышенное содержание сурьмы, в этом случае Sb в ранжированном ряду выходит на третье место после Au и W. Элементы в большинстве своем характеризуются крайне неравномерным распределением, их вариация достигает 100-200% и более.По относительному накоплению элементов в разных сечениях рудных тел установлен следующий ряд горизонтальной зональности: W-Mo, Pb, Bi-(As)-Sb-Cu, Ag. Этот ряд отражает латеральную смену (с запада на восток) относительно высокотемпературной золото-вольфрамовой минерализации, золотосульфидной, и далее, относительно более низкотемпературной золото-сульфосольной минерализацией. Также этот ряд свидетельствует об уменьшении уровня эрозионного среза месторождения с запада на восток.В приповерхностных частях месторождения происходит относительное накопление Bi, Ag, Mn, Zn и особенно интенсивно Sb. Золото-серебряное отношение с глубиной закономерно возрастает, что свидетельствует об относительном накоплении серебра на верхнем горизонте месторождения. Наоборот, содержание Mo с глубиной увеличивается. Своеобразно ведут себя W, Pb и Cu. Первые два элемента имеют отчетливые максимумы концентрации на верхнем и нижнем горизонтах месторождения, а медь на среднем горизонте. В результате устанавливается, что в разрезе месторождения элементы располагаются в следующем порядке (снизу вверх): (W1, Pb1, Mo)-Cu-(Ag, Bi, Sb, Mn, W2, Pb2). Два уровня относительного накопления W, вероятно, свидетельствуют о полистадийности образования шеелита, а Pb — о возможной смене минеральной формы этого элемента (галенит — зандбергит, айкинит).Детально была изучена вертикальная зональность р.т.№7, не выходящего на поверхность. Скважинами пересечены как собственно рудное тело, так и его надрудный и подрудный ореолы. По стандартной методике был определен следующий ряд вертикальной зональности (снизу вверх): Mo-(Au, Ag, W, Pb, Cu, Zn, Bi, Ni, Co)-(Mn, Ba). Он свидетельствует об относительном накоплении в надрудной части Mn и Ba, а в подрудной Mo. Определение градиентов накопления элементов позволило окончательно определить ряд осевой зональности рудного тела: Mo-Pb-Cu-Ni-W-Au-Co-Bi-Ag-Zn-Ba-Mn.Для оценки уровня эрозионного среза золотого оруденения были рекомендованы два вида коэффициента зональности: Кз1 = (Ag*Mn*Ba)/(Mo*Mo*Mo) и Кз2 = (Ag*Mn)/(Mo*Pb).Изотопно-геохронологическое изучение мономинеральных проб мусковита, кальцита и флюорита из руд Бамского месторождения и рудопроявления Дес было проведено Rb-Sr методом в отделе изотопной геологии ВСЕГЕИ [Бамское…, 1998]. За первичный изотопный состав стронция главной продуктивной стадии Бамского месторождения принято значение изотопного состава Sr в пробе кальцита РТ-5 — 0,70849 +/- 0,0038. В этом случае время образования рудосопровождающего мусковита пробы СТ-ЗД (главная продуктивная стадия) оказывается равным 130,6 млн.лет. Оценка возраста формирования мусковита Десовского рудопроявления, рассчитанная с использованием того же первичного изотопного состава стронция, составляет 126,8 млн.лет. Рассчитанная единая изохрона для обоих объектов с принятыми параметрами: Т=129 +/- 3,6 млн.лет.Ранее Н.В.Котовым и М.Г.Порицким были отобраны мономинеральные пробы мусковита из рудных тел Бамского месторождения, рудопроявлений Дес и Серебряный Ключ с последующим определением их возраста К-Ar методом в отделе изотопной геологии ВСЕГЕИ (аналитик А.Г.Рублев). По результатам измерений рудосопровождающих мусковитов для объектов Бамского рудного узла получены достаточно близкие результаты: 109-129 млн.лет для Бамского месторождения, 126 +/- 4 млн.лет для рудопроявления Дес и 104 +/- 12 млн.лет для рудопроявления Серебряный Ключ.Таким образом, несмотря на некоторый разброс значений абсолютного возраста, период формирования оруденения Бамского узла приходится на раннемеловое время, а рудообразующие процессы в пределах Бамского рудного узла видимо происходили на протяжении 25 млн.лет. Источники:* Бамское золоторудное месторождение (геология, минералогия и геохимия). Коллектив авторов: Данилов А.А., Котов Н.В., Порицкая Л.Г., Порицкий М.С., Соколов С.В., Степанов В.А., Стриха В.Е., Черемисин А.А., Шмураева Л.Я. Труды АмурКНИИ. Выпуск 1. Дальнаука, Владивосток. 1998. 209 с* Капанин В.П., Васильев И.А., Ковтонюк Г.П. и др. Минерально-сырьевая база Амурской области на рубеже веков.  Комитет природных ресурсов Амурской области. Благовещенск, 2000. 75с* Мельников А.В., Степанов В.А., Вах А.С. и др. Месторождения рудного золота Приамурской провинции. Монография. Благовещенск. Амурский университет. 2017. 150 с* Носырев М.Ю. Геофизическая характеристика Бамского золоторудного месторождения (Верхнее Приамурье) и их использование при прогнозировании и поисках месторождений золота. Тихоокеанская геология. 2016. Том 35, №6. с.69-80* Петрук Н.Н., Шилова М.Н., Козлов С.А., Новченко С.А. и др. Государственная геологическая карта Российской федерации. Масштаб 1:1000000 (третье поколение). Серия Дальневосточная. Лист N-51 — Сковородино. Объяснительная записка. ФГУП "Амургеология", ФГУП "ВСЕГЕИ", 2006. Роснедра, 2009. СПб. Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2009. 448 с [Госгеолкарта-1000/3, лист N-51, 2006] Токавищев И.А., эксперт "Вестника Золотопромышленника", 2020 г. 

2020

Новости

ru-RU

https://gold.1prime.ru/docs/about/copyright.html

дальневосточный, месторождения, амурская область, разведка, регионы, статус