Зоны рассеянной сульфидной вкрапленности в черносланцевых толщах, масштабы которых исключительно велики, являются важнейшим металлогеническим ресурсом рудного вещества при образовании благороднометальных месторождений[2]. В пределах Большого Кавказа весьма перспективными на выявление cоответствующего оруденения служат палеозойские черносланцевые отложения Тоханского покрова, содержащие обломки серпентинитов [1]. Метаморфизованы отложения в условиях зеленосланцевой фации метаморфизма и интрудированы на отдельных участках монцодиоритами и лампрофирами.

Черносланцевые отложения характеризуются повсеместным развитием рассеянной сульфидной минерализации. Исследование ее показывает большое минеральное разнообразие и специфичность состава, а также наличие различных генетических типов.

Пирит-халькопиритовая ассоциация. Аллотигенные сульфиды присутствуют в пластах кластитов в составе редкой гальки сульфидизированных пород. В составе различных галек выявлены как осадочно-диагенетические формы пирита, так и гидротермальные с протомарказитовыми структурами.

Среди аутигенных форм пирита выделяются следующие:

Осадочно-диагенетический пирит (ПрI), широко распространен в черносланцевых отложениях Тоханского покрова и тесно связан с углеродистым органическим веществом (ОВ). Встречается в виде рассеянной, местами густой микровкрапленности, реже в виде конкреционного пирита или псевдоморфоз по органическим остаткам с клеточным строением. Также описан фрамбоидальный пирит с углеродистой оболочкой; сажистый, зональный микрокристаллический, развитый за счет преобразования фрамбоидального; неравномернозернистый гипидиоморфный пирит. Халькопирит (ХпI) встречается в тесной ассоциации с ОВ и фрамбоидальным пиритом.

Катагенетический пирит (ПрII) обрастает осадочно-диагенетические обособления пирита. Он характеризуется геометрическим отбором, наличием протомарказитовых структур и карбонатно-кварцевой оторочкой.

Метазернистый пирит (ПрIII) обрастает катагенетический, составляя, таким образом, внешнюю оболочку конкреционного пирита. Его оторачивает карбонат-кварцевый агрегат. В отличие от ПрII размер зерен ПрIII почти на порядок больше, характерны простые кубические формы, наличие включений незамещенного терригенного матрикса. С этой разновидностью пирита ассоциирует герсдорфит в виде включений.

Регрессивный пирит (ПрIV) распространен преимущественно в более проницаемых участках – в прослоях кластитов, вдоль трещинок и по контакту кварцевых жил. Его возрастная позиция определяется как постметаморфическая, т.е. диафторическая, или регрессивная. Характеризуется весьма типоморфными для диафтореза морфоструктурными характеристиками – обилием реликтов направленных ориентированных метаморфогенных слоистых алюмосиликатов и скелетными формами роста.

Метасоматический пирит (ПрV) объединяет несколько возрастных генераций пирита, которые весьма близки по форме проявления, морфологии, внутреннему строению и встречается в связи с различными магматическими комплексами и зонами метасоматитов.

Кобальтин-пентландит–пирротиновая ассоциация распространена в отдельных прослоях с включениями серпентинитового материала. Халькопирит и сфалерит являются сопутствующими минералами, редко отмечается галенит. Количество пентландита и кобальтина повышено в слоях с повышенной магнезиальностью, аномальными содержаниями никеля и хрома, что вызвано присутствием серпентинитовой кластики. Рудные минералы встречаются в наиболее зернистых и железистых прослоях; особенно в метапесчаниках и метагравелитах, где они присутствуют в цементе и составляют 1–2 % от объема породы. В филлитах рудные минералы с размером зерен и агрегатов 0.1–1 мм встречаются в метаморфогенных кварц-альбитовых микросегрегациях.

Пирротин (ПррI) представлен гипидиоморфными таблитчатыми зернами.

Выделяется две разновидности пентландита: ПнI встречается только в высокомагнезиальных прослоях в виде зерен размером 0.05–0.12 мм в сростках с пирротином. ПнII находится в ПррI в виде пламеневидных включений, интерпретируемых как структуры распада твердого раствора. По отношению к вмещающему пирротину ПнII может занимать от долей до 50 % объема в зависимости от степени магнезиальности вмещающих прослоев. Халькопирит (ХпII) и сфалерит (СфI) составляют не более 5 % объема минеральной ассоциации. Кобальтин редок и встречается в виде идиоморфных кристаллов размером 0.01–0.04 мм в пирротине.

В контактах интрузий монцодиоритов минералы этой ассоциации подверглись перекристаллизации, при этом в ХпII и ПнII появляется новообразованный минерал группы линнеита.

Гидротермально-метасоматический пирротин (ПррII) присутствует как в ореоле роговиков, так и в телах монцодиоритов и лампрофиров в виде рассеянной тонкой вкрапленности. С ним ассоциируют галенит, халькопирит (ХпIII) и сфалерит (СфII), а также пентландит (ПнIII) в виде структуры распада твердого раствора, редко отмечается молибденит.

Эксгаляционно-осадочная (?) минерализация активно проявлена в горизонтах филлитов с конкрециями пирита над пластовыми телами метаплагиодацитов. Здесь осадочно-диагенетические, ката- и метагенетические зерна пирита переполнены включениями других сульфидов (до 10 % объема), наиболее часто встречающимися из которых являются пирротин (ПррIII) c пламеневидными включениями пентландита (ПнIV). Второстепенными рудными минералами являются галенит, халькопирит, сфалерит, реже встречаются гессит, акантит, самородная сурьма, висмут, дискразит, кобеллит, самородное золото.

Пирит-арсенопиритовая ассоциация является более поздней по отношению к кобальтин-пентландит-пирротиновой минерализации и распространена повсеместно. Арсенопирит и пирит (ПрVI ) тесно срастаются друг с другом с соотношением от равного до преобладания пирита. Арсенопирит характеризуется ромбической морфологией с полисинтетическими двойниками. Развиваясь по пирротину, пирит и арсенопирит наследуют его пластинчатое строение, а при замещении агрегата различно ориентированных зерен пирротина образуется пирит-арсенопиритовый агрегат паркетовидной структуры.

Кобальт-никелевая сульфоарсенидно-антимонидно-сульфидная минерализация проявлена в зонах лиственитизации. Главные рудные минералы – ульманит, карролит, халькопирит (ХпIV), пирит (кобальтсодержащий ПрVII и пентагондодекаэдрический ПрVIII), галенит; второстепенные – блеклая руда, раммельсбергит, никелин, полидимит, миллерит, акантит (?), самородные золото, платина, сурьма (?), серебро, борнит, козалит, сфалерит, пирротин, гессит, петцит, прустит. Минералы никеля и кобальта замещают более ранние сульфиды – пирит (ПрIII), пирит-арсенопиритовые агрегаты и осадочно-диагенетический пирит. Реликты апопирротиновых пирит-арсенопиритовых агрегатов являются характерной унаследованной чертой от Co-Ni-минерализации. Co-Ni-сульфиды отличаются тонкозернистостью с размером зерен 0.002–0.01 мм и агрегатов – до 0.n мм. В объемном отношении она не превышает 1–2 % метасоматитов; максимальная концентрация проявлена в пластах кластитов с повышенным содержанием ранних рудных минералов – пирротина, пирита, арсенопирита.

Самородные золото и платина наиболее часто встречаются в ассоциации с осадочно-диагенетическим пиритом в виде зерен гипидиоморфной и уплощенной формы, реже сростков размером до 0.00n мм в графитизированном ОВ вокруг псевдоморфоз по фрамбоидам пирита в зонах метасоматоза. В конкреционном пирите отмечено самородное золото пластинчатой формы, которое выделяется на покрытой штриховкой роста гранях ПрIII. Микрозерна золота встречаются также в ассоциации с пирит-арсенопиритовой минерализацией.

Самые крупные зерна золота (размером до 1.5 мм) и платины отмечены в ассоциации с кобальт-никелевой сульфоарсенидно-антимонидно-сульфидной минерализацией. Здесь самородная платина отмечена в виде сростков размером до 0.02 мм, состоящих из зерен пластинчатого строения среди никель-хромовых листовых силикатов в цементе лиственитизированных метагравелитов.

Проведенные исследования рассеянной сульфидной минерализации черносланцевых отложений Тоханского покрова показывают ее специфичность, которая во многом определяется повышенным содержанием ОВ и серпентинитовых обломков. Благородные металлы обнаруживают тесную связь с осадочно-диагенетическим пиритом, в частности, с его фрамбоидальной разновидностью, осаждаясь в виде собственных минералов при его разрушении, а также в виде более крупных выделений на участках гидротермально-метасоматической проработки. Обращает на себя внимание необычайно богатый набор Co-Ni-рудных минералов. Присутствие самородной платины хорошо соотносится с этой специализацией и выраженным офиолитовым характером терригенного материала изученных черносланцевых отложений.

 

1.      Богуш И. А., Исаев В. С., Глазырина Н. В. Поисковые критерии и перспективы благородных металлов в девонских черносланцевых толщах Северного Кавказа // Материалы IV Междунар. науч. конф.: Проблемы геологии, полезных ископаемых и экологии Юга России и Кавказа. Т. 2: Минерагения и минеральные ресурсы. Новочеркасск: ООО НПО «ТЕМП», 2004. С. 199–206.

2.      Золоторудные гиганты России и мира / Константинов М. М., Некрасов Е. М., Сидоров А. А. и др. М.: Научный мир, 2000. 272 с.