Особенности вещественного состава и перспективы рудоносности черносланцевых отложений тоханского покрова северного кавказа

Вид материала

Автореферат диссертации

Содержание 1 - высокомагнезиального филлита по 7 пробам, 2 Геохимическая характеристика. 1. Благороднометалльно-сульфосольный фактор 37 % - благороднометалльно-сульфосольный; 20 % - породный; 17 % - ультраосновной; 13 % - карбонатный; 7 % - биогенный; 6 % - гид Рудная минерализация.

Подобный материал:

• Правозащитный Центр «Мемориал», 418.72kb.
• Распространение ислама началось с Северного Кавказа. В 642 г, 495.44kb.
• Анатолий Чубайс наградил генерального директора ОАО «мрск северного Кавказа» Магомеда, 25.57kb.
• Учебно-методический комплекс по дисциплине "география северного кавказа" для студентов,, 265.46kb.
• Федеральное государственное образовательное учреждение высшего профессионального образования, 702.43kb.
• The North Caucasus is an integral part of the Russian Federation, simultaneously, 165.95kb.
• Человек и природа гор в художественной литературе северного кавказа. Эволюция взглядов, 351.19kb.
• Монография: П. А. Кузьминов. Эпоха реформ 50 – 70-х годов XIX в. У народов северного, 706.99kb.
• Проблемы художественного метода и идея синтеза в русском литературном процессе конца, 837.27kb.
• Проблемы художественного метода и идея синтеза в русском литературном процессе конца, 837.21kb.

1-5 – средние составы: 1 - высокомагнезиального филлита по 7 пробам, 2 - магнезиального филлита по 7 пробам, 3 - высокомагнезиальных кластитов по 3 пробам, 4 - магнезиальных кластитов по 4 пробам, 5 - алевропелитовых известняков по 2 пробам; 6 – пелитовые туфы («кремнистые» сланцы); 7 – средневзвешенный состав черносланцевых отложений Тоханского покрова по 24 пробам


По петрохимическим модулям и показателям (гидролизатный, алюмокремневый, фемический, титановый, натриевый, калиевый, щелочной, плагиоклазовый и железный модули, общая нормативная щелочность, показатель зрелости материала областей сноса, показатель степени дифференциации осадков, модуль Н.М. Страхова) отложения Тоханского покрова обладают граувакковым, незрелым характером и низким уровнем показателя зрелости материала пород области сноса при формировании основной массы отложений. Для высокомагнезиальных разностей устанавливается присутствие гидротермально проработанных пород, вероятно серпентинизированных ультрабазитов. Фемиический модуль для высокомагнезиальных филлитов имеет ультравысокие значения (0,25-0,41), неизвестные для черных сланцев (Юдович и др., 1998). В составе отложений по калиевому модулю дешифрируются преимущественно хлорит с серпентином, гидрослюда, плагиоклаз. Филлиты отлагались в условиях лавинной седиментации с весьма низкой долей карбонатного материала. Алевропелитовые известняки, а, особенно, «кремнистые» сланцы обладают высоким вкладом вулканогенного материала среднего состава.

В целях петрохимической типизации отложений Тоханского покрова выполнено сравнение типовых пород Тоханского покрова с другими отложениями мира. Для нахождения мировых аналогов был использован, в частности, метод В.Е. Гендлера (Гендлер, 1980), основанный на применении нормированного эвклидова пространства. Всего привлечено 540 химических анализов осадочных пород мира: глинистые осадки главных структурных элементов окраин Тихого океана (Калифорнийский залив, Центрально-Американская впадина, Алеутская впадина, Берингово море, Командорская впадина, Японский глубоководный желоб, осадки подводных поднятий); пелиты и метапелиты Большого Кавказа; черные сланцы мира (Амуро-Охотская складчатая область, Урал, Пай-Хой, Тимано-Печерская провинция, Патомское нагорье, Кольский полуостров, Таймыр, Восточные Саяны, Центральные Кызылкумы, Енисейский кряж, Воронежский кристаллический массив, Печенга, Оутокумпу, Украинский щит, Каратау, Мурунтау, Северная Америка); кремнистые отложения офиолитовых поясов (Мугоджары, Корякия); средние составы взвеси рек, осадочных пород, литосферы, земной коры, глин и глинистых сланцев континентов, океана по различным авторам.

Наибольший интерес для типизации представляют высокомагнезиальные филлиты, которые определяют петрохимические особенности черносланцевых отложений Тоханского покрова. Для них в выборке по мировым алевропелитовым отложениям аналогов не нашлось.

Для магнезиальных филлитов в доверительный радиус близости попали только гемипелагические осадки глубоководных впадин активной окраины западнотихоокеанского (островодужного) типа изолированные от терригенного сноса с континентальной коры.

На различных бинарных и треугольных петрохимических диаграммах, особенно с участием MgO отчетливо выделяется две группы отложений Тоханского покрова – высокомагнезиальные и магнезиальные (рис. 2). Они характеризуют два источника сноса – осадочный разрез офиолитов с преобладанием кремнистых отложений (фтанитов), который представляют магнезиальные кластиты, и серпентинитовое основание офиолитового разреза, который представляют высокомагнезиальные кластиты.

При рассмотрении пар кластиты-филлиты выделяются характерные для процессов выветривания и осадочной дифференциации, но в различной степени проявленные, тренды изменения химического состава – кремнеземистый, глиноземисый, а также магнезиальный тренд, иллюстрирующий исходно серпентинитовый источник сноса для высокомагнезиальных отложений (рис. 2).

Расчет нормативного минерального состава пелитоморфных пород Тоханского покрова по литохимическому методу О.М. Розена показывает, что исходный минеральный состав филлитов специфичен. Согласно расчетам, основными минералами глинистых осадков являлись хлорит и иллит со значительной примесью альбита и кремнезема. Средний нормативный состав для магнезиального и высокомагнезиального филлита: кварц – соответственно 31,4 и 27,4 %, хлорит – 20,4 и 24,6 %, иллит – 24,7 и 19,6 %, альбит – 17 и 14 %, доломит – 0,3 и 4,2 %, серпентин – 0,6 и 6,3 %, а также пирит, рутил, апатит, углерод, родохрозит. Отличительной особенностью отложений служит присутствие серпентина, являющегося характерной исходной составной частью (до 10 %) высокомагнезиальных филлитов. Высокомагнезиальные филлиты характеризуются повышенным содержанием хлорита, гидроокислов железа и пониженным – альбита, кварца и иллита, постоянным присутствием серпентина и доломита. Содержание иллита для высокомагнезиальных филлитов колеблется в пределах 9-29 % против 18-31 % для магнезиальных филлитов. Содержание реконструируемого хлорита для высокомагнезиальных филлитов колеблется от 23 до 40 % против 12-30 % для магнезиальных филлитов. Для магнезиальных филлитов реже реконструируется монтмориллонит (до 10 %).

Геохимическая характеристика. Средневзвешенные содержания химических элементов в составляющих основной объем Тоханского покрова андрюкской и артыкчатской свитах достаточно близкие, укладывающиеся в доверительные интервалы. Их геохимические спектры практически совпадают. Это позволяет рассматривать их совместно для геохимической характеристики литологических разностей Тоханского покрова.

По геохимическому спектру в разрезе уверенно выделяется также две разности, которые аналогичны выделяемым петрологически высокомагнезиальным и магнезиальным разностям. Высокомагнезиальные разновидности характеризуются резко повышенными содержаниями хрома, никеля, кобальта. Данные разновидности отмечаются с примерно одинаковой частотой как в андрюкской свите, так и в артыкчатской.

Относительно средних содержаний химических элементов в глинах и глинистых сланцах мира средний филлит Тоханского покрова обогащен Cr в 5,4 раза, As – 5,1, Ni – 4,3, Bi – 4,1, Sb – 3,1, Mo – 2,9, Mn – 2,6, Pb – 1,9, Zn – 1,8, Sr – 1,8, P – 1,7, Sn – 1,3, Ge – 1,2, V – 1,2, Co – 1,2. Одновременно с этим он обеднен бором в 3,1 раза, Ga и W – 1,7, Zr – 1,5, Y и Be – 1,4, Ba и Ag – 1,3, Sc, Li и Nb – 1,2. Содержание Cu, Yb и Ti практически не отличается от среднего состава глин и глинистых сланцев мира. Таким образом, филлиты Тоханского покрова обогащены элементами ультраосновной (Cr, Ni, Co) ассоциации, сульфосольной (Bi, Sb, As, Pb, Zn) и биогенной (P, Sr, V, Ge, Mo), при обеднении сиалической (W, B, Zr, Be, Nb, Y, Sc, Li, Ga и др.) ассоциацией. Филлиты близ магматических тел (в выборку расчета среднего не вошли) особенно сильно обогащены сульфосольной ассоциацией, золотом, а также вольфрамом и молибденом.

Высокомагнезиальный филлит отличается от магнезиального в первую очередь высокими содержаниями хрома (в 9 раз), никеля (7,6) и кобальта (2,1), т.е. типичными элементами ультраосновных пород. По сравнению со средним составом глин и глинистых сланцев мира в них сохраняется повышенное содержание биогенной и сульфосольной ассоциации при более резко выраженном дефиците сиалической (B, W, Zr, Be, Y, Nb, Ga, Yb, Sc, Ba) компоненты.

Филлиты с конкрециями пирита очень резко отличаются по геохимическому спектру от других филлитов. Они в обогащены, в первую очередь, халькофильными элементами и золотоом. Все проанализированные на золото пробы показали высокие содержания золота – от 30 до 200 мг/т. По степени концентрирования относительно среднего филлита химические элементы в филлитах с конкрециями пирита образуют следующий ряд (в скобках коэффициент концентрации): Au (>155), Ag (22,2), Sb (18,2), Mo (14), Pb (11,2), As (8), W (4,9), Bi (4,1), Co (2,9), Sn (1,7), Cu и Zn (1,6). По степени обеднения (в скобках коэффициент деконцентрации): Cr (7,2), Sr (5,5), Mn (2,4), Yb, Zr, Y и Nb (2,3), Ni и Li (1,8), P и Sc (1,5), Ga (1,3). Выделенные ряды отвечают двум составляющим данных филлитов – сульфидной (первый ряд – концентрационный) и терригенной (второй ряд – деконцентрационный). Присутствие в данной литологической разности ярко выраженной Au-Ag-Sb-Mo-Pb-As-W-Bi-Co ассоциации прямо указывает на золоторудную продуктивность этого типа литологической разности, что подтверждается минераграфически.

Кластиты Тоханского покрова наиболее сильно обогащены элементами ультраосновной и сульфосольной ассоциации, и сравнительно в меньшей степени обеднены гранитофильными (сиалическими) элементами. В среднем кластические породы Тоханского покрова обогащены (в скобках кларк концентрации): Sb (53,5), As (43), Cr (22,2), Ni (14,7), Bi (3,5), Pb (2,4), Zn и Co (2,3), Sn (2,2), B (2,1), Li (2), Mo (1,9), Ge (1,8), Ag (1,6). Вместе с этим они обеднены (в скобках кларк деконцентрации): Be (2,6), Nb (2,5), Zr (2), Y (1,5), Yb (1,4).

По элементному составу среди кластических пород, как и в филлитах, выделяются две разновидности – хромисто-никелевые (высокомагнезиальные) и магнезиальные. Содержания хрома в высокомагнезиальных кластитах достигает 0,8 %, никеля – 0,3 %, кобальта – 0,02 %.

Проведение факторного анализа по различным литологическим выборкам черносланцевой формации Тоханского покрова систематически выделяет одинаковую группу факторов, которая резко отличается от результатов факторного анализа по выборке алевропелитовых отложений мира.

Практически для всех выборок выделяется три главных фактора, определяющих геохимический облик черносланцевой формации Тоханского покрова:

1. Благороднометалльно-сульфосольный фактор. Обобщенный геохимический спектр его Au_0,98, Ag_0,95, Mo_0,95, Sb_0,86, Pb_0,84, W_0,82, Bi_0,80, As_0,80. Определяет металлогеническую специализацию формации на благородные металлы. Максимальные значения его, а соответственно и перспективы на выявление оруденения, характерны для сульфидизированных филлитов, особенно для филлитов с осадочно-диагенетическим конкреционным пиритом, а также сульфидизированных гидротермалитов.

2. Породный. В нем объединены две основные составные части породы – алюмосиликатная и углеродистое вещество (V, Ge). Обобщенный спектр - Ga_0,89, Ge_0,84, Nb_0,79, V_0,74, Zr_0,66, Yb_0,53, Ti_0,49, Y_0,48, Li_0,44, Sc_0,43. По существу он характеризует безрудный – фоновый – алюмосиликатно-углеродистый матрикс пород. Группа элементов углеродистого вещества (V, Ge) может выделяться самостоятельно в виде второстепенного фактора.

3. Ультраосновной. Определяется преимущественно офиолитовым источником сноса терригенного материала. Его спектр - Ni_0,96, Cr_0,91, Co_0,83. Может указывать на возможность проявления платиноидной нагрузки в благороднометалльном оруденении.

Из второстепенных факторов выделяются карбонатный (Mn_0,89, Sr_0,77), биогенный (P_0,87, Zn_0,39) и гидротермальный (Be_0,72, B_0,70, [As_0,49, Sb_0,34]).

В целом же, если выделенные факторы принять за основные и приравнять их вклад к 100 %, то они имеют следующий вес: 37 % - благороднометалльно-сульфосольный; 20 % - породный; 17 % - ультраосновной; 13 % - карбонатный; 7 % - биогенный; 6 % - гидротермальный.

Для формации без гидротермалитов за счет вывода гидротермального фактора, повышается только доля благороднометалльно-сульфосольного и ультраосновного факторов, а нагрузка других факторов остается практически без изменений: 39 % - благороднометалльно-сульфосольный; 22 % - ультраосновной; 20 % - породный; 13 % - карбонатный; 6 % - биогенный, что еще раз указывает на благороднометалльную и офиолитовую специализацию отложений Тоханского покрова.

При проведении факторного анализа по морским алевропелитовым отложениям мира с участием осадков с эксгаляционным материалом, особо выделился эксгаляционный фактор – указывающий на участие эксгаляционного материала в составе осадков. Его образуют B и Mo, а также, частично Ag, Cu, Li. Применение откалиброванных на эталонных отложениях мультипликативных показателей этих элементов показало значимое проявление эксгаляционной составляющей в некоторых пробах филлитов Тоханского покрова, особенно для филлитов с конкрециями пирита. Детальные минераграфические исследования подтвердили этот вывод. Присутствие эксгаляционного материала по данным показателям реконструируется и для черносланцевых отложений известных золоторудных полей, где он указывается исследователями.

Рудная минерализация. Отложения Тоханской черносланцевой формации характеризуются повсеместным развитием тонкодисперсной рассеянной сульфидной минерализации, которая ранее была практически не изучена. Исследование ее показывает наличие различных генетических типов, а также большое минеральное разнообразие и специфичность состава. Обращает на себя внимание необычайно богатый набор рудных минералов при преобладании Co-Ni минералов, что отвечает ультраосновной специализации черносланцевых отложений. По результатам минераграфических исследований нами выделены следующие основные генетические типы минерализации.

Осадочно-диагенетический пирит (ПрI). Служит широко распространенной формой сульфидизации. Выделяется в виде рассеянной, местами густой микровкрапленности, реже в виде конкреций с реликтами пиритизированных органических остатков. Представлен различными формами - фрамбоидами, сажистым, зональным микрокристаллическим и неравномернозернистым гипидиоморфным пиритом. В тесной ассоциации с ПрI отмечается редкий халькопирит (ХпI).

С ПрI тесным образом связаны более поздние генерации пирита - катагенетический (ПрII) и метагенетический (ПрIII). Они последовательно оторачивают осадочно-диагенетические конкреционные выделения пирита, а также служат продуктами его перекристаллизации. У ПрII отмечаются протомарказитовые структуры. ПрIII имеет на порядок больший размер зерен (до 2 мм) и для него характерно наличие включений незамещенного породного матрикса, в виде редких включений в нем отмечен герсдорфит.

Регрессивный пирит (ПрIV). Выделяется преимущественно в более проницаемых участках – в прослоях кластитов, вдоль трещинок и по контакту кварцевых жил. Его возрастная позиция определяется как постметаморфическая, т.е. диафторическая, регрессивная. Характеризуется обилием реликтов директивно ориентированных метаморфогенных слоистых алюмосиликатов, скелетными формами роста.

Метасоматический пирит (ПрV). Объединяет несколько возрастных генераций пирита, которые встречаются в связи с проявлением магматических комплексов и генетически связанных с ними измененных пород. В этом отношении по отношению с ПрII-IV он может быть в различных временных соотношениях.

Кобальтин-пентландит–пирротиновая метаморфогенная парагенетическая ассоциация. Распространена повсеместно как фоновая. По распространенности не уступает пириту. Лидирующим минералом в ассоциации служит пирротин (ПррI) и подчиненный ему пентландит. Содержание пентландита и кобальтина прямо коррелирует с магнезиальностью вмещающего слоя. Ассоциация преимущественно развита в цементе прослоев кластитов, где может составлять до 1-2 % объема породы. Размер зерен и агрегатов до 0,1-1 мм. Выделяется две генерации пентландита – ПнI и ПнII. ПнI встречается только в высокомагнезиальных прослоях в виде самостоятельных зерен размером 0,05-0,12 мм в сростках с пирротином. ПнII выделяется в ПррI в виде структуры распада твердого раствора до 50 % его объема. Халькопирит (ХпII) и сфалерит (СфI) составляют не более 5 % объема парагенетической ассоциации. Кобальтин является более редким, но характерным минералом ассоциации. Выделяется в виде кристалликов размером до 0,01-0,036 мм в пирротине (рис. 3 а).

Гидротермально-метасоматическая минерализация в связи со становлением комплекса малых тел пестрого состава. В контактовых ореолах вокруг тел минералы метаморфогенной ассоциации подвергаются перекристаллизации и замещению, а в ХпII и ПнII при этом появляется новообразованный линнеит. Минерализация представлена преимущественно пирротином (ПррIII), который присутствует в ореоле роговиков, в самих телах в виде наложенной рассеянной тонкой вкрапленности и в составе гидротермальных прожилков. С ним выделяются галенит, халькопирит (ХпIII) и сфалерит (СфII), а также в виде структуры распада твердого раствора пентландит (ПнIII). Редко отмечается молибденит. Здесь же, как фациальный преемник ПррIII, преимущественно в зоне пропилитизации, встречается в виде вкрапленности пентагон-додекаэдрический пирит (ПрV).


а

	б	в
г	д	е
Рис. 3. Примеры выделений рудной минерализации: а - метаморфогенная кобальтин-пентландит–пирротиновая парагенетическая ассоциация; б - кобальт-никелевая сульфоарсенид-антимонидная минерализация; в – самородное золото по межзерновым границам метаморфогеных алюмосиликатов, промаркированных флюидными включениями; г – самородное золото в ореоле графитизированного УВ вокруг полиминеральных псевдоморфоз по фрамбоидальному пириту; д-е – шлиховое самородное золото из площади развития лиственитизации с кобальт-никелевой сульфоарсенид-антимонидной минерализацией. Пн – пентландит, Прр – пирротин, Ко – кобальтин, Ар – арсенопирит, Ул – ульманит, Кр – каррролит, Хп – халькопирит, Бн – борнит, Ни – никелин, ? – сурьма или дискразит (?), Au – самородное золото, Га – галенит, Гр – графитизированное УВ, Ка – карбонат, Кв – кварц, Ф – фуксит.

Пирит-арсенопиритовая ассоциация развивается в виде замещений по пирротину. Распространена повсеместно – от примесной (рис. 3 а), до полного замещения пирротина без видимых признаков гидротермально-метасоматической проработки пород. Арсенопирит (Ар) и пирит (ПрVI) в агрегатах имеют тесное срастание. Форма арсенопирита от игольчатой до толсто-ромбической с полисинтетическими двойниками.

Кобальт-никелевая сульфоарсенид-антимонидная минерализация. Проявлена в зонах лиственитизации. Главные рудные минералы – ульманит, карролит, халькопирит (ХпIV), пирит (кобальтсодержащий ПрVII и пентагондодекаэдрический ПрVIII), галенит; второстепенные – блеклая руда, никелин, полидимит, миллерит, акантит (?), самородные золото, платина, сурьма (?), серебро, борнит, козалит, сфалерит, гессит, петцит, прустит (рис. 3 б). Реликты пирит-арсенопиритовых агрегатов замещения являются характерной унаследованной чертой Co-Ni-минерализации. Размер зерен составляет 0,002-0,01 мм, агрегатов – до 0,n мм. В объемном отношении она не превышает 5 % метасоматитов. В поле развития этой минерализации присутствует крупное россыпное золото в сростках с минералами лиственитовой формации.

Самородные золото и платиноиды. Наиболее часто встречаются в ассоциации с фрамбоидальным пиритом в виде зерен субидиоморфной и уплощенной формы, реже сростков размером до 0,00n мм в графитизированном УВ вокруг псевдоморфоз по фрамбоидам в зонах метасоматоза (рис. 3 г). В конкрециях пирита на участках с проявлением эксгаляционного материала отмечено самородное золото пластинчатой формы, выделяющегося на гранях ПрIII. Микрозерна золота встречаются также в ассоциации с пирит-арсенопиритовой минерализацией. Реже самородные металлы отмечаются в парагенезисе с кобальтин-пентландит-пирротиновой ассоциацией. Здесь самородная платина (?) и золото отмечаются в виде зерен округлой и полигональной формы размером до 0,005 мм, гипидиоморфных удлиненных зерен пластинчатого строения размером до 0,013 мм (рис. 3 в). Самые крупные зерна самородных золота (размером до 2 мм) и платины (?) отмечены в ассоциации с кобальт-никелевой сульфоарсенидно-антимонидно-сульфидной минерализацией (рис. 3 д-е). Здесь самородная платина (?) отмечена в виде сростков размером до 0,02 мм из зерен пластинчатого строения среди фуксита.

Рассмотрение вещественного состава черносланцевых отложений Тоханского покрова показывает, что они отличаются весьма специфическим характером. Особенно это касается высокомагнезиальных разностей пород, для которых трудно подобрать мировые аналоги. Устанавливаемое исключительное влияние в формировании черносланцевых отложений Тоханского покрова офиолитового петрофонда, ультраосновная и благороднометалльно-сульфосольная геохимическая специализация неизбежно должны отразиться и на их металлогеническом, рудогенерирующем спектре.