Особенности вещественного состава и перспективы рудоносности черносланцевых отложений Тоханского покрова Северного Кавказа

Размещено на http://www.allbest.ru/

На правах рукописи

Специальность 25.00.11 - «Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения»

Автореферат

диссертации на соискание ученой

степени кандидата геолого-минералогических наук

ОСОБЕННОСТИ ВЕЩЕСТВЕННОГО СОСТАВА И ПЕРСПЕКТИВЫ РУДОНОСНОСТИ ЧЕРНОСЛАНЦЕВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ТОХАНСКОГО ПОКРОВА СЕВЕРНОГО КАВКАЗА

Глазырина Наталья Владимировна

Ростов-на-Дону - 2006



Работа выполнена в государственном образовательном учреждении высшего профессионального образования «Южно-Российский государственный технический университет (Новочеркасский политехнический институт)» на кафедре общей и исторической геологии, минералогии и петрографии

Научный руководитель: доктор геолого-минералогических наук, профессор И.А. Богуш

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук, профессор Парада С.Г. кандидат геолого-минералогических наук Курбанов М.М.

Ведущая организация: федеральное государственное унитарное геологическое предприятие «Кавказгеолсъемка»

Защита состоится 22 ноября 2006 г. в 1300 час. на заседании диссертационного совета Д 212.208.15 государственного образовательного учреждения высшего профессионального образования «Ростовский государственный университет» по адресу: 344090 г. Ростов-на-Дону, ул. Зорге, 40, РГУ, ГГФ, ауд. 201.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ГОУ ВПО РГУ

Автореферат разослан 16 октября 2006 г.

Ученый секретарь диссертационного совета, к. г.-м. н., доц. В.Г. Рылов



ВВЕДЕНИЕ

Актуальность. Черносланцевые отложения весьма перспективны на выявление месторождений золота и платиноидов. Они вмещают такие крупные месторождения золота и платиноидов как Сухой Лог, Майское, Олимпиадинское, Кумтор, Бакырчик, Наталка, Мурунтау и др. В этой связи правомочен пристальный интерес и к черносланцевым отложениям Северного Кавказа.

В качестве объекта исследований выбраны до настоящего времени слабо изученные среднепалеозойские черносланцевые отложения Тоханского тектонического покрова зоны Передового хребта Северного Кавказа, на благоприятные перспективы которых в отношении благороднометалльного оруденения впервые было обращено внимание И.А. Богушем (Богуш и др., 1999).

Анализ современной изученности черносланцевых отложений на предмет их золото- и платиноносности показывает, что «направления дальнейших работ должно определяться исходя из большой практической значимости рассматриваемого оруденения и особенностей его генезиса. Однако в настоящее время в большинстве случаев это должным образом не учитывается. Практически не производится литофациальный анализ осадочных толщ, не изучаются их первичный состав (минеральный, химический), геохимическая специализация» (Буряк и др., 2002).

Цель работы: определение особенностей вещественного состава и условий формирования черносланцевых отложений Тоханского тектонического покрова зоны Передового хребта Северного Кавказа в свете перспектив на выявление благороднометалльного оруденения.

Задачи исследования:

Определение геологических и литолого-фациальных особенностей отложений.

Комплексное исследование вещественного состава черносланцевых отложений Тоханского покрова - петрографии, органического вещества, петрохимии, геохимии, рудной минерализации.

Реконструкция первичного состава метапелитов Тоханского покрова.

Сравнительное сопоставление состава черносланцевых отложений Тоханского покрова с другими черносланцевыми, в том числе благороднометалльноносными, отложениями.

Реконструкция условий формирования и преобразования черносланцевых отложений Тоханского покрова.

Выявление металлогенической специализации черносланцевых отложений Тоханского покрова.

Определение перспектив выявления благороднометалльного оруденения в черносланцевых отложениях Тоханского покрова.

Фактический материал: Диссертационная работа основана на собственных полевых материалах исследований черносланцевых отложений Тоханского покрова на наиболее типичных участках их развития (бассейн рек Большая Лаба и Уруп) в течение полевых сезонов 2000-2004 годов. Изучению подвергнуты также полевые материалы, шлифы, образцы и привлечены геохимические и силикатные анализы по другим участкам, любезно предоставленные И.А. Богушем (Худесский район) и В.И. Исаевым (Тырныаузский район). Анализу и обобщению подвергнуты опубликованные и фондовые материалы предшественников. Для сравнительного анализа привлечена аналитическая информация по составу других черносланцевых и алевропелитовых отложений мира.

В процессе работы автор изучил и составил детальные литологические разрезы на типовых участках, было отобрано и изучено более 100 приполированных срезов образцов, 600 шлифов, 30 аншлифов, 222 спектральных геохимических анализа, 38 силикатных анализов, 12 шлихов, привлечено для сравнительной характеристики более 600 силикатных и 2000 спектральных анализов других авторов по углеродистым и алевропелитовым отложениям мира.

Методика исследований:

полевые геологические исследования типовых участков с отбором проб на силикатный, геохимический и минералогические анализы и образцов для лабораторных исследований;

петрографические и минераграфические исследования;

статистический, петрохимический, факторный анализ и генетическая интерпретация данных силикатных и спектральных лабораторных анализов проб; тоханский петрография петрохимия черносланцевый

сопоставление выявленных особенностей изучаемых черносланцевых отложений с другими отложениями мира.

При анализе петрохимической информации использовались петрохимические модули, показатели и диаграммы, предназначенные для изучения осадочных пород, методы О.М. Розена и В.В. Закруткина для реконструкции первичного минерального состава метапелитов, метод В.Е. Гендлера для петрохимической типизации отложений.

Научная новизна. Впервые комплексно исследован вещественный состав (петрография, петрохимия, геохимия, органическое вещество, рассеянная сульфидная минерализация) и особенности формирования черносланцевых отложений Тоханского покрова, в результате чего:

- установлена благороднометальная металлогеническая специализация отложений и описаны прямые признаки наличия золото-платиноидного оруденения;

- доказана уникальность их вещественного состава по сравнению с черносланцевыми отложениями мира;

- показан их офиокластовый характер для всей полосы выхода;

- впервые детально минераграфически исследована и охарактеризована рассеянная сульфидная минерализация различных генетических типов;

- впервые установлено наличие в разрезе двух вещественных подтипов терригенных осадков (высокомагнезиальных и магнезиальных), дана их сравнительная характеристика;

- впервые дана петрографическая и минераграфическая характеристика органического вещества;

- обосновано выведение малых интрузивных тел пестрого состава Тоханского покрова в самостоятельный магматический комплекс;

- предложена обоснованная модель формирования благороднометалльного оруденения, выявленного в отложениях Тоханского покрова.

Практическое значение. Выявленные особенности вещественного состава черносланцевых отложений Тоханского покрова, условий их образования и минерагении имеют важное практическое значение для целей прогнозирования в них благороднометалльных рудных объектов. Определение благороднометалльной специализации и рудоносности черносланцевых отложений Тоханского покрова требуют постановки поисковых работ на предмет выявления в них оруденения черносланцевой золото-платиноидной формации. В целом работа является значимым практическим вкладом в изучение особенностей состава, условий формирования и минерагении палеозойской черносланцевой формации Северного Кавказа.

Исследования автора выполнялись в рамках госбюджетной работы по ФЦП «Интеграция» проекта К-0871 «Геотехноцентр - Юг» (1998-1999 г.); проекта К-0871/04 (2000-2001 г); проекта Б-0024 и Б-0024/2148 (с 2002 года).

Основные защищаемые положения:

Черносланцевые отложения Тоханского покрова по вещественному составу относятся к весьма редкому типу, образовавшемуся преимущественно за счет размыва офиолитового комплекса. В их разрезе выделяется два главных вещественных подтипа, различающихся по петрографическим, минералогическим, петрохимическим и геохимическим признакам: а) высокомагнезиальный, сформированный существенно за счет разрушения серпентинитового офиолитового основания; б) магнезиальный - за счет разрушения осадочного разреза офиолитового комплекса.

Углеродистое органическое вещество (УВ) черносланцевых отложений Тоханского покрова полигенно и в значительной степени неравномерно графитизировано. Помимо аллотигенного УВ, поставляемого в осадочный бассейн за счет разрушения высокоуглеродистых осадочных пород офиолитового субстрата, выделяются мацералы группы витринита, фюзенита, липтинита, альгинита, зооостатки, мацералы невыясненной (микстинит, углеродистые оболочки фрамбоидального пирита) и миграционной (антраксолит) природы.

Среди различной сульфидной минерализации в отложениях выделяются типоморфные типы: фоновая - осадочно-диагенетическая пиритовая и метаморфогенная кобальтин-пентландит-пирротиновая, гидротермально-метасоматическая пирит-арсенопиритовая, а также локально проявленные - первично гидротермально-осадочная и кобальт-никелевая сульфоарсенид-антимонидная с широким спектром сульфидов и самородными металлами.

Минерагенический потенциал черносланцевой формации Тоханского покрова определяется ее ультраосновным петрофондом и благороднометалльно-сульфосольной геохимической специализацией, специфическим составом рассеянной сульфидной минерализации. Это, наряду со сравнительной характеристикой Тоханской формации с продуктивными на благороднометалльное оруденение черносланцевыми комплексами, позволяет высоко оценить ее перспективы на обнаружение золото-платиноидного оруденения.

Апробация работы. Публикации. Основные результаты исследований по теме диссертационной работы были представлены на III, IV и V Международной научной конференции «Проблемы геологии, полезных ископаемых и экологии Юга России и Кавказа» (г. Новочеркасск, ЮРГТУ, 2002, 2004, 2006 г.г.), Всероссийских научных студенческих школах «Металлогения древних и современных океанов» (г. Миасс, УрО РАН, 2004, 2005, 2006 г.г.).

Материалы диссертации опубликованы в 16 статьях.

Благодарности. Автор глубоко благодарен научному руководителю, проф. И.А. Богушу за неустанную помощь в ходе выполнения диссертационной работы, предоставление личных полевых материалов. Подготовка диссертации была бы невозможна без любезно предоставленного фактического материала и ценных консультаций, полученных от В.С. Исаева. Особую благодарность автор выражает геологам ФГУГП «Кавказгеолсъемка» М.Б. Шкабурскому и В.А. Лаврищеву, благодаря бескорыстной помощи которых была выполнена значительная часть силикатных и спектральных анализов отобранных проб. Личные полевые материалы были также любезно предоставлены А.А. Бурцевым. Проведение рентгенографических анализов выполнено В.И. Якушевым. Большую помощь в консультировании и редактировании диссертационной работы любезно оказал С.И. Сьян. Всем им автор выражает теплую благодарность.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, четырех глав, заключения, библиографического списка из 183 наименований. Объем работы 178 стр., в том числе 13 таблиц, 132 рис.

ОСНОВНОЕ СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Глава 1. Особенности образования, вещественного состава и рудоносности черносланцевых отложений

На основе изучения опубликованной литературы проведен анализ проблем рудоносности, формирования и трансформации черносланцевых отложений, особенностей методики их исследования.

С выявлением в черносланцевых отложениях крупнообъемных благороднометалльных (золото-платиноидных) месторождений выделена самостоятельная рудная формация - углеродисторудная (Гарьковец, 1976), золоторудная формация «черных сланцев» (Скаржинский и др. 1977), «черносланцевая» (углеродистая) золото-платиноидная (Буряк и др., 2002) или золото-углеродистый рудно-формационный тип месторождений (Конкин и др., 2002). Константиновым М.М. и др. (2000) среди благороднометалльных месторождений черносланцевых отложений выделены золото (мышьяковисто)-сульфидная и золото-кварцевая формации. В изучении благороднометалльного оруденения черносланцевых толщ, разработке генетических моделей оруденения выделяются исследования Петрова В.Г. (1973, 1977), Гарьковца В.Г. (1976), Скаржинского В.И. и Кузнецова Ю.А. (1977), Буряка В.А. (1981, 1987, 2002), Стороженко А.А. и др. (1984), Иванкина П.Ф. и Назаровой Н.И (1988), Ермолаева Н.П., Созинова Н.А. и др. (1992, 1999), Конкина В.Д. и Ручкина Г.В. (1993, 2002), Вихтера Б.Я. (1998), Коробейникова А.Ф. (1993 и др.), Нарсеева В.А. (1998), Жабина А.Г. (1992, 2000), Константинова М.М. и др. (2000), Рафаиловича М.С. и др. (2001), Немерова В.К. и др. (2005) и др. Огромная роль в формировании благороднометалльного оруденения черносланцевой формации отводится органическому углеродистому веществу (УВ), в изучении которого выделяются работы Чеботарева Г.М. и др. (1979), Войткевича Г.В. и др. (1983), Ермолаева Н.П., Созинова Н.А. и др. (1989), Мартихаевой Д.Х. и др. (2001) и др.

В изучении собственно черных сланцев, разработки их систематики и методики изучения выделяются работы Волковой И.Б. (1983, 1990 и др.), Юдовича Я.Э. и др. (1988, 1998 и др.) и пр.

Анализ литературных данных показывает, что благороднометалльноносные черносланцевые отложения формируются исключительно в периконтинентальной области и отвечают обстановкам накопления гемипелагических осадков с лавинными скоростями седиментации, приуроченными к континентальным подножьям, тыловодужным бассейнам и желобам.

Глава 2. Геология палеозойской черносланцевой формации Тоханского покрова

Палеозойская черносланцевая формация зоны Передового хребта Северного Кавказа выделяется (Богуш и др., 1999, 2004) в объеме Тоханского тектонического покрова, входящего в пакет покровов зоны Передового хребта (рис. 1).

Рис. 1. Тектоническая схема Передового хребта (неоавтохтонные образования сняты), по Г.И. Баранову и др., 1990 г.

1 - кристаллические породы Главного хребта и Бечасынской зоны; 2 - черносланцевая формация Тоханской палеозоны (Тоханский покров); 3 - вулканогенно-осадочный комплекс (Кизилкольский покров); 4 - офиолитовый комплекс (Марухский покров); 5 - докембрийский кристаллический комплекс в аллохтонном залегании (Ацгаринский покров); 6 - границы шарьяжей; 7 - крутопадающие разломы (I - Северный, II - Пшекиш-Тырныаузский)

Изучению геологии зоны Передового хребта посвящены исследования многих геологов. В значительной степени они связаны с изучением колчеданоносных вулканогенных отложений Кизилкольского покрова. Среди них, так или иначе затрагивающих геологию сопряженной палеозойской черносланцевой формации Тоханского покрова, следует выделить работы Баранова Г.И., Грекова И.И., Снежко Е.А., Потапенко Ю.Я., Чегодаева Л.Д., Кизевальтера Д.С., Савченко Н.А., Адамия Ш.А., Скрипченко Н.С., Савина С.В., Тамбиева А.С., Белова А.А., Омельченко В.Л., Михеева Г.А., Лупановой Н.П., Сомина М.Л., Абесадзе М.Б., Богуша И.А., Плошко В.В., Елистратова О.А. Карнауха Ю.В., Карпушина В.М., Исаева В.С. и др.

Геодинамика продуктивных толщ палеозоя Передового хребта не перестает оживленно обсуждается в печати. Наиболее распространено мнение о формировании черносланцевых отложений Тоханского покрова в окраинном тыловодужном бассейне, отделенном к югу островной дугой (Кизилкольский покров) от океанического пространства.

Доверхнепалеозойская структура Передового хребта дешифрируется как сложно построенный ансамбль тектонических покровов, сформировавшихся к намюрскому веку и усложненных более поздними деформациями (рис. 1). От зон Главного хребта и Бечасынской он отделяется крупными субвертикальными Тырныауз-Пшекишским и Северным разломами.

В западной части полосы выхода Тоханского покрова - в бассейне рек Большая Лаба - Уруп отложения формации объединяются в андрюкскую свиту. В восточной полосе развития Тоханского покрова выделены артыкчатская и полянская свиты, а также чатбашская толща. Андрюкская и артыкчатская свиты слагают основной объем черносланцевой формации Тоханского покрова и метаморфизованы до зеленосланцевой фации.

Андрюкская свита (D2-3 an) имеет мощность более 1500 м. Сложена филлитами с прослоями кластитов (конгломераты, гравелиты, песчаники, алевролиты), известняков и так называемых кремнистых сланцев.

Артыкчатская свита (D2-3 ar) имеет мощность более 2000 м и развита в восточной полосе выходов Тоханского покрова в междуречье Теберда - Баксан. Строение ее разреза и литологический состав сходен с андрюкской свитой.

Полянская свита (D2 pl) распространена в междуречье Теберда-Баксан. Контакты тектонические. Сложена сероцветными филлитами с олистолитами спилитов, порфиритов, гипербазитов, кремнистых сланцев, песчаников, алевролитов и филлитов (Потапенко, Пруцкий, 1976; Потапенко, 1980). Мощность более 300 м.

Чатбашская толща мощностью более 120 м выделена в северной части хр. Гитче-Тырныауз. Особенности ее строения сходны с полянской свитой.

Анализируя литологический состав и характер разреза описываемых в Тоханском покрове стратиграфических таксонов можно выделить два типа разрезов - типично черносланцевый, где преобладает алевропелитовый состав пород, и сероцветный, где присутствует значительная доля грубообломочных пород и присутствуют олистостромы. К типично черносланцевому разрезу относятся андрюкская и артыкчатская свиты. Они слагают основной объем Тоханского покрова и таким образом представляют основу палеозойской черносланцевой формации Передового хребта. Сероцветный тип разреза представлен полянской свитой и чатбашской толщей. Они обнажаются в виде узких тектонических зон в восточной полосе выхода Тоханского покрова. Эти два типа разреза в геотектоническом отношении являются сопряженными, где сероцветный - более грубообломочный - тип разреза характеризует проксимальную фацию турбидитов с олистостромами, а черносланцевый - алевропелитовый - дистальную.

Оценки скорости седиментации отложений Тоханского покрова с учетом времени их образования, мощности и поправки на постседиментационное и метаморфогенное уплотнение дают скорость седиментации артыкчатской, андрюкской и полянской свит порядка 940, 492 и 300 м/млн лет соответственно. Получаемые скорости седиментации относятся к лавинным.

Тоханский покров тесным образом структурно сопряжен с нижнепалеозойскими ультрабазитами Беденского (гарцбургитового) типа, которые зажаты вдоль Северного разлома и выявлены в виде протрузий в подошве покрова.

Наиболее ранним в черносланцевых отложениях Тоханского покрова служит бахмуткинский магматический комплекс, выделенный Г.И. Барановым и И.И. Грековым в андрюкской свите. Представлен пластовыми телами плагиодацитового и плагиориодацитового состава, которые метаморфизованы совместно с вмещающими филлитами.

Из прорывающих магматических комплексов выделяются пскентский и кинырчадский, формирование которых связано с постшарьяжным - орогенным - этапом развития зоны Передового хребта.

Пскентский комплекс гранитовый гипабиссальный среднекарбонового возраста представлен субвулканическими телами микрогранит-порфиров, фельзитов и плагиогранит-порфиров (Карпушин, 1974), прорывающих отложения андрюкской свиты.

Кинырчадский комплекс андезидацитовый вулканический нижнепермского возраста представлен телами субвулканической фазы. В пределах Чучкурского рудного поля со становлением этого комплекса связывается формирование золото-сульфидных рудопроявлений.

В полосе развития андрюкской свиты широко развиты субсогласные со сланцеватостью пластообразные малые тела пестрого состава, относимые к пскентскому комплексу - лампрофиры (минетты, керсантиты), монцодиориты. Их возрастные, петрохимические, петрографические характеристики резко отличаются от пскентского комплекса и обосновывают их выделение в отдельный комплекс. Они огнейсованы, будинированы и являются более древними, чем тела пскентского комплекса. Подобные дайки пестрого состава характерны для золоторудных полей черносланцевых толщ, где им придается важная структурная роль в размещении оруденения (Вихтер, 1998; Константинов и др., 2000; Кондратьева и др., 2005).

Из гидротермально-метасоматических образований в черносланцевых отложениях Тоханского покрова широко развиты карбонат-кварцевые жилы нескольких генераций, а также описаны нами тонкополосчатые жилы «книжной» текстуры углеродисто-биотит-карбонат-кварцевого состава. Вдоль тектонического контакта с ультрабазитами отложения Тоханского покрова лиственитизированы. Выраженной гидротермальной проработке отложения Тоханского покрова подвергнуты в контактах тел пестрого состава (ороговикование, пропилитизация) и субвулканических тел кинырчадского комплекса (березитизация, пропилитизация).

Отложения Тоханского покрова смяты в изоклинальные, в том числе лежачие, складки, разбиты системой тектонических нарушений в виде зон интенсивного рассланцевания, милонитизации, зон пластичного течения, зачастую промаркированных карбонат-кварцевыми жилами, в т.ч. тектонически деформированными более поздними подвижками. В результате Тоханский покров имеет сложное структурно-тектоническое строение и представляет собою систему сложно дислоцированных надвиговых пластин, где, в свою очередь, сами пластины имеют дополнительно блоково-пластинчатое строение, а блоки и пластины размером от нескольких метров до нескольких десятков и сотен метров разделены ветвящимися и смыкающимися тектоническими зонами.

Необходимо отметить, что дешифрируемая напряженная дислоцированность складчатого и разрывного типа, развитие крупных надвиговых дислокаций служит одним из характерных поисковых критериев для локализации месторождений золото-мышьяковисто-сульфидной и золото-кварцевой формаций в углеродистых комплексах (Константинов и др., 2000).

В соответствии с работами Г.И. Баранова и И.И. Грекова, Ю.В. Карнауха, Ю.Я. Потапенко и др. дешифрируется следующее геотектоническое развитие Тоханской формации. К началу ее формирования вдоль континентальной окраины тыловодужного бассейна располагалась активная окраина с обдуцированнной офиолитовой плитой. Приподнятая континентальная окраина с обдуцированным силурийским офиолитовым комплексом активно поставляла размываемый материал офиолитового разреза в окраинно-морскую часть тыловодужного бассейна. Здесь ближе к обдукционной окраине формируется олистостромово-турбидитовый сероцветный разрез Тоханской формации (полянская свита и чатбашская толща). Последовательно-параллельно с этим в условиях континентального подножья, а возможно и желоба или продольного прогиба, формируется черносланцевый разрез основного объема Тоханской формации (артыкчатская и андрюкская свиты). Активные тектонические процессы сопровождаются формированием бахмуткинского субвулканического плагиориодацитового комплекса. В дальнейшем отложения Тоханской формации претерпевали процессы метаморфизма, складкообразования и шарьирования, главная фаза которых приходится на середину карбона, визейский век. В этот период формируется пакет покровов зоны Передового хребта, в том числе Тоханский покров. В поздегерцинский период зона Передового хребта на фоне затухания общего сжатия испытывает субвертикальные блоковые движения, сопровождаемые бимодальным вулканизмом.

Глава 3. Вещественный состав черносланцевой формации Тоханского покрова

Вещественный состав отложений Тоханского покрова характеризуется относительно слабой и неполной изученностью, где наиболее следует выделить исследования Грекова И.И. и др. (1966), которые дали первые литолого-петрографические и палеофациальные сведения для андрюкской свиты. Для нее было установлено обогащенность магнием, хромом, кобальтом, никелем, марганцем и выявлено присутствие акцессорного хромшпинелида и галек фтанитов, серпентинитов (Греков и др., 1966, Колчеданные.., 1973; Лупанова, 1975; Карнаух, 1987, 1990), что позволило сделать вывод о наличии продуктов размыва офиолитовой ассоциации (Карнаух, 1987). Продукты размыва офиолитов, описаны и для полянской свиты (Потапенко, Пруцкий, 1976).

Литолого-петрографическая характеристика формации.

Филлиты слагают 75 % объема формации. Структура микролепидобластовая, микрогранолепидобластовая, бластоалевропелитовая, текстура сланцеватая, микроплойчатая, линзовидносланцеватая, слоистая. Главными минералами являются железисто-магнезиальный хлорит, серицит, кварц, серпентин, карбонаты и углеродистое вещество, широко присутствуют аллотигеные зерна хромшпинелида. Линзовидносланцеватая текстура филлитов обусловлена наличием линзочек размером до 0,4х0,1 мм, выполненных кварцем, реже кальцитом, но чаще - пластинчатым хлоритом и серпентином. Занимают они обычно до 10 % площади шлифов. Участками в филлитах отмечается биотитизация.

Кластиты (песчаники, гравелиты, конгломераты) составляют до 15 % объема формации. Обладают градационной слоистостью до алевролита и даже алевритистого известняка в кровле пластов. Обломочный материал в кластитах представлен обломками жильного кварца (до 10 %), отдельными зернами плагиоклаза, осадочными и магматическими породами, присутствуют. Осадочные породы по составу отвечают фтанитам, филлитам, граувакковым и полимиктовым песчаникам и известнякам. Из магматических пород присутствуют обломки серпентинитов, долеритов, габброидов, плагиогранитов и андезитов. Наиболее обычными обломками служат фтаниты, известняки и серпентиниты с катаклазированными зернами пикотита.

Алевролиты являются более распространенной литологической составляющей разреза (до 8 % объема), что обусловлено присутствием в виде более тонких (0,1- 5 см), но находящихся в постоянном переслое с филлитами слойков. Состав обломков аналогичен кластитам.

По составу обломков выделяется две разновидности кластитов - с преобладанием осадочных пород, преимущественно фтанитов (магнезиальные кластиты), и со значительной долей (до 10-20 %) серпентинитов (высокомагнезиальные кластиты).

Состав цемента карбонатный, хлорит-серицит-кварцевый, определяется составом ближайших галек. Характерной особенностью цемента является частое присутствие непросвечивающего УВ в ассоциации с сульфидами. УВ выделяется или в виде тонких пленок между соприкасающимися обломками или в виде линзовидных, обтекающих обломки выделений. Плотная упаковка галек в кластитах с развитием «пресструктуры» и их деформацией, которая может образоваться за счет ликвидации свободного порового пространства, присутствие в цементе повышенного количества УВ битуминоидного ряда и сульфидов свидетельствует в пользу того, что ранее данные пласты кластитов являлись нефтеколлекторами. Нередко крупные поры в кластитах заполнены зонально построенным агрегатом заполнения ката- и метаморфогенных минералов (кварц, хлорит, серицит, метаморфогенные сульфиды, карбонат), что свидетельствует о коллекторских свойствах части пластов и до этапа метаморфизма.

Известняки в разрезе формации встречаются в виде единичных маломощных прослоев. Они сильно загрязнены алевропелитовым терригенным материалом, структура гранобластовая с реликтовой алевритовой структурой.

Относительно редкой составляющей разреза служат так называемые кремнистые сланцы, встречающиеся в виде групп серых слойков мощностью до 1-3 см. Имеют реликтовую структуру витрокристалокластических туфов среднего состава. По петрохимическим особенностям и реконструкциям исходного состава определены как пелитовые туфы.

В целом, петрографический состав отложений свит Тоханского покрова характеризуется большой близостью, а набор кластики в них практически идентичен. Наиболее типоморфной чертой состава кластического материала служит широкое присутствие обломков серпентинитов, обилие хромшпинелидов и в целом офиолитовый набор обломков. Частично в составе отложений дешифрируется примесь вулканогенного материала андезитового состава.

Органическое углеродистое вещество (УВ) черносланцевых отложений Тоханского покрова полигенно. Помимо аллотигенного УВ сапропелевого типа в составе обломков высокоуглеродистых осадочных пород офиолитового субстрата, выделяются различные мацералы и зооостатки. Преобладает аквагенное вещество сапропелевого типа. Наиболее обогащены УВ филлиты.

Микроскопически большая часть УВ располагается по слоистости. Значительная часть УВ перераспределена в кливажные трещины с образованием комбинированного - послойно-кливажного - распределения. Нередко количество перераспределенного УВ преобладает над послойным, т.е. первичным. Пленки УВ участвуют в строении жил «книжного» кварца.

УВ практически непросвечивающее, в нем проявляется двуотражение и точечная или облачно-мозаичная анизотропия, что указывает на значительное проявление графитизации. Проявление УВ в виде чешуек кристаллического графита размером 0,03-0,1 мм наблюдается в приконтактовых ореолах магматических пород и на участках метасоматоза. Таким образом, степень метаморфизации УВ неравномерна и сильнее, чем того следовало бы ожидать исходя из зеленосланцевой фации метаморфизма. Неравномерность и более высокая степень метаморфизации УВ вызвана в значительной степени широко проявленной и неравномерной объемной гидротермально-метасоматической проработкой Тоханского покрова и стресс-метаморфизмом.

Наиболее распространенной и повсеместной служит тонкодисперсная рассеянная форма УВ в тесной связи с алюмосиликатной тканью филлитов. С ним ассоциирует фрамбоидальный пирит. Размер выделений УВ на грани разрешающей способности микроскопа, составляя менее 0,0005 мм. Распределение его неравномерно-сгустковое, вытянутое по слоистости и в виде метаморфогенных микрогнездовых сегрегаций размером до 0,01-0,03 мм. В соответствии со степенью метаморфизма метаморфогенные сегрегации УВ диагностируются как антраксолит. Связь тонкодисперсного УВ с алюмосиликатной составляющей породы и битумная природа позволяет предположить, что это микстинит или сапромикстинит, по классификации И.Б Волковой. Из этого можно сделать вывод, что основная часть тонкодисперсного УВ, распределенного по слоистости, относится к веществу первоначально сапропелевого типа и, соответственно, представлена группой альгинита.

В менее проработанных породах битуминоидное УВ графитизировано слабее и имеет микросгустковые порово-пленочные выделения с розетками слоистых алюмосиликатов или в тесном ситовидном «срастании» с пойкилобластами карбонатов, а также в виде микрожилок заполнения кливажных трещинок.

Другой характерной формой УВ служит выделение графитизированного мелко-аттритового материала в тесной ассоциации с лейкоксеном и фрамбоидальным пиритом в виде пирит-лейкоксен-углеродистой ассоциации. Проявлена в виде гофрированных микрослойков гидролизатного характера.

Несмотря на графитизацию, среди УВ в пирит-лейкоксен-углеродистой ассоциации достаточно уверенно могут быть выделены мацералы группы витринита, фюзенита, липтинита, а также зооостатки.

Витринит является более распространенной формой аттритового УВ. Гелифицированное вещество группы витринита проявлено в виде мелкого аттрита (размер до 0,03 мм). Учитывая отсутствие элементов внутреннего строения, наличие дугообразно изогнутых трещин усадки, витринит, вероятно, представлен коллинитом.

К группе фюзенита отнесены более редкие выделения аттрита пористого сложения с щепковидно-занозистыми, крючковидными очертаниями.

Группа липтинита представлена споринитом в виде единичных расплющенных, деформированных графитизированных спор размером около 0,03 мм. Чаще же это фрагменты стенок спор.

Зооостатки в виде УВ наблюдаются еще реже, чем споринит. Это овальные в срезе графитизированные включения размером до 0,1 мм с выраженным весьма тонким концентрически-зональным строением, весьма похожим на перидерму граптолитов.

Графитизированное аттритовое УВ пирит-лейкоксен-углеродистой ассоциации нередко содержит в себе включения микрозерен пирита. Подобная пиритизация аттритового УВ описана (Волкова, 1990) для пород золоторудных месторождений углеродистых формаций.

Весьма интересной формой выделения УВ служат графитизированные оболочки фрамбоидального пирита или групп фрамбоидов. В зонах метасоматоза, где фрамбоидальный пирит полностью псевдоморфно замещен полисульфидно-силикатным агрегатом, УВ может сохраняться в виде тонкой, прерывистой оболочки. У полных псевдоморфоз присутствует облачный ореол весьма тонкодисперсного УВ. Характерной особенностью этих ореолов является регулярное присутствие микрозерен самородного золота и платины(?).

Весовое содержание УВ в филлитах составляет около 0,84-1,75 %. Реконструкция минимального первичного содержания Сорг по методике Я.Э. Юдовича (Юдович, Кетрис, 1988) дает цифры для торфяной стадии 1,68-3,5 %, для буроугольной стадии 1,33-2,77 % Сорг. Это заведомо заниженные оценки, не учитывающие значительных потерь углерода в процессе метаморфизма, восстановительных реакций, метасоматоза и эмиграции углеводородов.

Петрохимические особенности и первичный состав отложений. По петрохимическим характеристикам и в соответствии с описанными петрографическими особенностями среди основных литологических разностей Тоханского покрова - филлитов и кластитов - выделяются две разности - высокомагнезиальные и магнезиальные (табл.).

Высокомагнезиальные филлиты содержат в два раза больше MgO (до 13,5 %), чем магнезиальные, характеризуются более низкими содержаниями SiO2 (54-59 % против 59,4-63,6 % в магнезиальных), Al2O3, щелочей и более высокими содержаниями, в первую очередь, железа, а также марганца и кальция.



Таблица - Химический состав отложений Тоханского покрова

SiO2	TiO2	Al2O3	Fe2O3	FeO	MnO	MgO	CaO	Na2O	K2O	P2O5	SO3	CO2	ппп
56,30	0,72	14,23	1,67	6,67	0,24	9,32	1,29	1,38	1,64	0,22	0,43	0,83	5,78
61,89	0,76	15,45	1,63	5,53	0,17	4,17	0,72	2,08	2,37	0,16	0,53	1,23	4,56
50,39	0,54	10,34	1,72	6,95	0,37	11,45	6,19	0,93	0,50	0,12	0,67	6,83	10,50
77,92	0,36	6,51	0,69	2,67	0,20	1,67	2,96	0,92	1,03	0,18	0,90	2,60	3,98
43,95	0,62	12,58	0,71	4,03	0,53	4,05	14,45	4,77	0,81	0,67	0,39	10,16	12,24
59,40	0,89	16,70	0,68	5,69	0,26	4,39	0,90	6,57	0,96	0,45	0,60	0,25	2,86
60,70	0,67	13,21	1,51	5,70	0,23	6,50	1,91	1,58	1,70	0,18	0,59	1,98	5,76

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 Au0,98, Ag0,95, Mo0,95, Sb0,86, Pb0,84, W0,82, Bi0,80, As0,80. 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 - Ga0,89, Ge0,84, Nb0,79, V0,74, Zr0,66, Yb0,53, Ti0,49, Y0,48, Li0,44, Sc0,43. 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 - Ni0,96, Cr0,91, Co0,83. Может указывать на возможность проявления платиноидной нагрузки в благороднометалльном оруденении.

Из второстепенных факторов выделяются карбонатный (Mn0,89, Sr0,77), биогенный (P0,87, Zn0,39) и гидротермальный (Be0,72, B0,70, [As0,49, Sb0,34]).

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).

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.