Месторождение Уконик, открытое в 1971 г. под руководством А.М.Костенко в юго-западной части Олекминского Ста нов и ка, входит в состав Урюмско-го рудного узда, расположенного в центральной части Итака-Могочинской металлогенической зоны (северо-восточный фланг золотомолибденового пояса Восточного Забайкалья). Особенностью геологического строения района является сочетание выходов архейских кристаллических пород гранулитовой фации метаморфизма с разъединяющими их разновозрастными гранитоид-ными массивами. В геотектоническом плане район относится к области мезозойской тектономагматической активизации древней платформы (Гаврикова и др., 1976; Щеглов, 1980). Урюмский рудный узел охватывает западную часть Могочинского выступа гранулитов, сложенного метаморфическими толщами зверевско-чогарского комплекса и прорванного интрузиями позднеюрского амуджиканского комплекса. Рудный узел объединяет 2 месторождения и около 20 рудопроявлений золота, относящихся к посгмагматическим гидротермальным образованиям (золоток варц-суль-фидной формации), парагенетически связанным с амуджиканским интрузивным комплексом (Бородаев-ская, Шмидт, 1956; Казицин и др., 1967). Связь оруденения с интрузиями и дайками этого комплекса доказывается их пространственно-структурной и временной сопряженностью, унаследованностыо геохимических черт и зональностью рудной минерализации по отношению к интрузиям комплекса. Основные золоторудные объекты локализованы в арновные золоторудные объекты локализованы в архейских метаморфических толщах в экзоконтакто-вой и надынтрузивной зонах массивов амуждикан-ского комплекса и контролируются разломами северо-восточного и субширотного простирания. Размещение многофазных гранитоидных интрузий рудоносного комплекса в региональном плане контролируется протяженными широтными зонами разломов глубинного заложения, а их морфология определяется комбинациями разломов субширотного, северо-восточного и северо-западного простирания. Амуд-жиканский комплекс сформировался в четыре фазы внедрения: I -субширотные кварцевые диориты, II -порфировидные гранодиориты, III - гигантопорфировые граниты и адамелиты, IV - амфибол-биотитовые граниты (Гаврикова и др., 1979; Гаврикова, 1983). Главными по объему в составе интрузивных массивов являются породы второй и третьей фаз -гранодиориты и гигантопорфировые граниты. Дайковая серия амуджиканского комплекса широко распространена в рудных полях и разнообразна по составу. Последовательность внедрения даек не соответствует единому ряду дифференциации магмы базальтового или гранитоидного состава, что позволяет предполагать разные источники расплавов или гибридный состав последних. 

Первая сводка материалов о цеолитах в миндалекаменных базальтах рассматриваемой территории содержится в известкой работе А.Е.Феремана “Цеолиты России и их минералогия" (1952), где описаны стильбит (десмин), шабазит, натролит и другие минералы класса цеолитов. При геологической съемке масштаба 1:200 ООО в 1959-1961 г г. в миндалинах базальтов отмечались шабазит, стильбит, томсонит, а при проведении поисково-съемочных работ 1:50 ООО в 1961 г. в устье р. Джидм А.К.Извековым среди неогеновых субщелочных базальтов были описаны анальцим и натролит. Тогда же на правобережье р. Чикой Л.ИЛещуковым и ею коллегами было выявлено Мыльников-ское проявление исландского шпата, в пределах которого также отмечались миндалины, выполненные анальцимом, натролитом, стильбитом и шабазитом. В начале 70-х гг. в результате поисков исландского шпата в базальтоидах Чикойского поля Е.Я.Кисменко были описаны шабазит, стильбит, ломонтит, гейландит, сколецит и морденит. Наличие цеолитов в вулканитах хр. Калинового было вновь подтверждено в 1977 г. сотрудниками ВостСибНИИГГиМСа Н.Г.Ключанским и В.А.Новиковым, а в 1980-1981 г г. ими уже установлены проявления Калиновое, Бурхан и др. с относительно высокой цеоли гоносностью пологопадающих базальтов. Среди цеолитовых минералов отмечались морденит, стильбит, эрионит, шабазит и др. В 1982-1983 г г. геологической стъемкой масштаба 1:50 000 в пояс трахиандезитобазальтов было выявлено шесть проявлений цеолитовой минерализации: Байды, Нарим, Армай, Хал за некое, Чулота, Ундур, расположенных в 8-12 км восточнее с. Калинишная (Леонов и др., 1986). На первых трех проводились детальные поиски с применением бурения с целью изучения цео-литоносности на глубину до 100 м и определения качества сырья. В 1984-1986 гг. сотрудниками Вурятского геологического института СО АН СССР и ПГО иБурятгеология” проводились детальные палеовулканологические и минералого-петрографическис исследования в пределах Маргинтуйского вулканического поля. В результате этих работ были обнаружены новые участки цеолитовой минерализации в базальтоидах (Гордиснко и др., 1989).

Мало-Кулиндинское месторождение редкометальных пегматитов находится в центральной части Восточного Забайкалья, на правобережье р. Онон. Территориально расположено в Оловяннинском районе Читинской области. Мало-Кулиндинское месторождение как оловянное открыто в 1813 г., а как редкометальное известно с 1951 г. Редкометальные пегматиты в районе имеют широкое распространение. Общее число выявленных пегматитовых жил около 200, которые концентрируются в четырех рудных полях: Мало-Кулиндинском, Верхне-Кулиндинском, Хара-Быркинском и Нижне-Шаранайском. Они локализованы цепочкообразно в широтной Этыкинской редкометальной зоне. Пегматитовые жилы весьма различны по своим размерам, морфологии и вещественному составу. Наиболее крупные их них прослеживаются по простиранию на 500-1000 м при мощности, достигающей 10-20 м, но основная масса жил имеет более мелкие размеры: 200-300 м по простиранию и 1-2 м по мощности. На участке Подгранитиом проводится эксплуатация по жиле 36 иД” по горизонтам 720-780 м Орловским ГОКом. Мало- Кулиндинское месторождение занимает площадь 13 км2 и объединяет несколько участков редкометальных пегматитов, из которых наиболее перспективными на тантал и бериллий в пределах месторождения являются пегматитовые жилы участка Подгранитного.

Королевско-Часовое рудное поле размешается на востоке Олово-Могочинской структурно-металлоге нической зоны в узле пересечения северо-восточных разломов системы Монголо-Охотского ленмамента разрывами северо-западного простирания (рисунок). В современном эрозионном срезе рудное поле сложено образованиями только нижнего структурного этажа. В составе его выделяются метаморфические породы предположительно раннепротерозойского возраста, палеозойские, в меньшей мере - позднемезозойские интрузии и жильные тела. Метаморфические породы - магматизированные кристаллические сланцы, амфиболы, биотит-амфи-боловые гнейсы - размещаются в виде ксенолитов в палеозойских гранитоидах. В участках сгущения объем ксенолитов достигает 40-70%. Ксенолиты имеют форму уплощенных линз, ориентированных преимущественно в северо-восточном направлении; мощность отдельных ксенолитов измеряется десятками сантиметров - десятками метров. Протяженность по падению превышает их размер по простиранию и достигает сотен метров. Контакты ксенолитов с вмещающими гранитоидами постепенные, иногда - четкие, подчеркиваемые тектоническими срывами. Основной объем кристаллических пород рудного поля слагают палеозойские гнейсовидные биотито-выс, менее - лейкократовые граниты, часто сохраняющие текстуры ассимилированных гнейсов и кристаллических сланцев. 

This report highlights activities through 2010 in metals, industrial minerals, geothermal energy, and petroleum. Numerous graphs and charts are incorporated for rapid inspection of trends in production and price. The value of overall mineral and energy production in Nevada increased to an all-time high of $7.72 billion, up substantially from the previous high of $6.26 billion in 2008. Gold production experienced an increase to 5.3 million ounces in 2010, after more or less steadily decreasing from a high of 8.86 million ounces in 1998 to 5.0 million ounces in 2009. 2010 was the 22nd consecutive year with production in excess of 5.0 million ounces. Nevada led the nation in the production of gold, barite, and gypsum, and was the only state that produced magnesite, lithium, and the specialty clays, sepiolite and saponite. Other commodities mined and produced in Nevada in 2010, more or less in order of value, included copper, construction aggregate (sand, gravel, and crushed stone, including limestone and dolomite), silver, geothermal energy, petroleum, lime (produced from limestone and dolomite), cement (produced from limestone, clay, gypsum, and iron ore), silica (industrial sand), diatomite, clays, molybdenum, perlite, iron ore, dimension stone, salt, semiprecious gemstones (turquoise and opal), and mercury (as a byproduct of gold and silver processing). Locations of many of the sites mentioned in the text of this report are shown on NBMG map E-49, Nevada Active Mines and Energy Producers, which is available at www.nbmg.unr.edu/dox/e49.pdf.

Ключевское месторождение расположено в северной части выделенного С.С. Смирновым золото-молибденового пояса Забайкалья. Следы древних отработок россыпей в устьях рек Ивачевой, Невидимки и Покойной относятся к началу XVII п. В долине р. Горбицы в районе месторождения в 1848 г. обнаружены богатые золотоносные россыпи, а "черная галя” с турмалином издавна служила поисковым критерием на россыпное золото. Первые сведения о “горе Ключи” приводятся инженером-консультантом “Нерчинского золотопромышленного общества" английской концессии Г.А. Кенриком в 1901 г. Простота прослеживания» большая мощность рудного тела (40 футов), наличие железной шляпы с высокими содержаниями золота (13,5 г/т) способствовали быстрому вовлечению его в эксплуатацию и столь же быстрой отработке (с поверхности и штольнями) этой компанией. Возобновлены геологические исследования в 1928 г, трестом “Дальзолото”. Начался период специализированных мелко- и среднемасштабных геологичеких работ (П.В.Митрофанов, Б.А.Рухин, Н.И.Горностаев и др.). В 1935 г. создано Ключевское рудопоисковое управление (Ключи, Давенда, Желтуга), с 1936 г. начата эксплуатация Ключевского месторождения, с 1941 г. - Давендинского.

Катугинское месторождение является представителем типа метасоматитон микроклин-альбит-кварцевого состава с тонковкрапленным редкометальным оруденением и характеризуется крупными запасами руды с промышленными содержаниями тантала, ниобия, циркония, урана, редких земель, иттрия и криолита. Его генетический тип мстамор-фогенно-метасоматический в отличие от позднемагматического, к которому традиционно относятся месторождения редкометальных гранитов (Этыкин-скос, Орловское, Улуг-Танзскское и др.). Катугинское месторождение находится в Калар-ском районе Читинской области в среднем течении р. Катугин, являющейся правым притоком р. Калар (бассейн р. Витим). Непосредственно в районе месторождения исследовании начались в 1950 г. работами Специализированной лесной экспедиции (А.О.Ро-зенцвит, Н.С.Рожок), в результате которых в 1951 г. на левобережье р. Катугин, выше по течению от впоследствии открытого Катугинского месторождения. были закартированы выходы гранитогнейсовщелочного состава (на площади Западного участка Катугинского рудного поля), в которых был обнаружен акцессорный минерал, впоследствии оказавшийся пирохлором. Южнее этой полосы были выделены окварцованные и альбитизированные кристаллические сланцы и гнейсы с флюоритом и зонами радиоактивной минерализации.

Месторождение находится в Оловяннинском районе Читинской облает, рядом с пос. Калангуй, примерно в 50 км от ст. Хадабулак железнодорожной ветки, отходящей от Транссибирской магистрали в направлении к Забайкальску и далее к столице КНР Пекину. Оно известно с 1918 г. Эксплуатация его началась в 1925 г. и продолжалась до конца 80-х гг. Всего добыто свыше 2,5 млн т флюоритовой руды (порядка 1,7 млн т флюорита). В 1931-1935 гг. во время поисковых работ Калангуйского отряда Дальневосточной экспедиции ВИМСа под руководством Н.С.Лавровича в 4,5 км северо-восточнес Калангуйского было открыто очень мелкое по запасам руд Таменгскос месторождение флюорита. Отработка его закончилась в начале 50-х гг. Добыто 74 тыс.т руды (50,6 тыс.т флюорита). Калангуйское месторождение расположено в Ку-кульбейском рудном районе Моноло-Забайкальского флюоритового пояса; по условиям образования является эпитермальным, а по составу руд - единавенным в Забайкалье промышленным представителем сульфидно-кварц-флюоритовых месторождений. Вплоть до конца 60-х гг. оно было крупнейшим в регионе месторождением флюорипга. Изучением месторождения в разные годы занимались Н.С.Лаврович, А.В.Гуляева, И.Л.Бейгуленко, А.А.Якжин, Д.А.Белоносов, А.А.Иванова, А.Т.Соловьев, П.А. Котов, А.И.Котова, А.А.Черепанов, Г.А.Воподухов, Г.И.Кириллов, А.В.Мусаткин и др. По их материалам и составлен данный очерк.

Итакинское золоторудное месторождение расположено в Могочинском районе Читинской области РФ, на левобережье среднего течения р. Итака (правый приток р. Черный Урюм), в 38 км (по прямой) севернее ст. Ксеньевская Забайкальской железной дороги.Начало геологического изучения района связано с обнаружением по ключу Алекссевский (1870 г., горный инженер Тир) зологоносной россыпи, из которой уже в 1872 г. было добыто 104,4 кг металла. Дальнейшие геолого-разведочные работы привели к открытию россыпей в долинах р. Итака, ручьев Ма-леевский, Лазаретный и др., а также коренных месторождений сурьмы и золота.Первые маршрутные исследования в районе провел Я.А.Макаров в 1909-1911 гг., геологическую съемку масштаба 1:50 ООО в 1927 г. провел Н.С.Хрущев, поисково-разведочные работы проводили: Б.А.Рухнн (1935-1937), Г.Н.Забалуев (1950-1953), П.А Петров (1945-1959). При геологической съемке в 1961-1963 гг. под руководством Е,И.Недори был открыто Итакинское золоторудное месторождение. Итакинское рудное поле в структурном плане расположено в западной части Могочи некого выступа Урюмо-Нюкжинской зоны Становой складчатой области протерозоя. Положение рудного ноля и месторождения контролируется узлом пересечения субширотной И така-Могочинской мобильной зоны с тектоническими нарушениями сеперо-восточного, северо-западного и меридионального направлений. В металлогеническом отношении месторождение находится в северо-восточной части золотомолибденового пояса Забайкалья, на западном фланге Итака-Могочинской рудной зоны, в пределах одноименного рудного поля.

Зун-Холбинское золоторудное месторождение, открытое в 1955 г. геологами О.Ф.Горнаковым и А.Г.Лакиным, расположено в юго-восточной части Восточного Саяна на водораздельной части верховий рек Китой и Урик (рис.1). Месторождение имеет длительную историю изучения и разведки в течение 36 лет. В период с 1956 по 1965 г. была проведена комплексная разведка выявленных с поверхности кварцевых жил с подсчетом запасов по категории С1 и С2, в результате которой месторождение было отнесено к мелким, с низким выходом золота при переработке руд. Следующий этап (1967-1977 гг.) связан с дораз-недкой месторождения и его переоценкой на основании технико-экономического обоснования, сделанного В.А.Лбовым и В.А.Ананиным. Это привело к увеличению запасов металла на месторождении в 3 раза. После прекращения работ в 1977 г. через 2 года было решено провести детальную разведку глубоких горизонтов, поскольку были предпосылки увеличения запасов золота с глубиной. После вскрытия глубоких горизонтов произошли изменения представлений о морфологии рудных тел, их внутреннем строении, потребовался пересмотр данных по верхним горизонтам месторождения. Это повлекло за собой унеличение срока детальной разведки, которая была завершена в 1992 г.