Блог

Глазырина Н.В., Глазырин Е.А.
Тоханская черносланцевая формация как представитель редкого вещественного типа черносланцевых отложений.

УДК 552.5:552.4 (470.6)

ТОХАНСКАЯ ЧЕРНОСЛАНЦЕВАЯ ФОРМАЦИЯ КАК ПРЕДСТАВИТЕЛЬ РЕДКОГО ВЕЩЕСТВЕННОГО ТИПА ЧЕРНОСЛАНЦЕВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ 

Н. В. Глазырина, Е. А. Глазырин

Южно-Российский государственный технический университет (Новочеркасский политехнический институт), Новочеркасск, Россия

Тоханская черносланцевая формация девонского (эйфель-франс) возраста выделяется в объеме Тоханского тектонического покрова [2], входящего в пакет покровов зоны Передового хребта Большого Кавказа [1]. Отложения покрова обнажаются на протяжении более 200 км. Формирование отложений Тоханского покрова реконструируется в условиях окраинноморского тыловодужного бассейна, отделяемого с юга островной дугой [1]. Предполагается, что в среднем палеозое регион являлся продолжением Палеоурала к востоку и юго-востоку от Восточно-Европейской плиты. В конце силура вблизи края плиты возникла энсиматическая островная дуга, в тылу которой располагалась впадина окраинного моря. В начале карбона океаническая впадина замкнулась, островная дуга перестала существовать, а островодужные формации под динамическим воздействием ранее обрамлявшей океан с востока континентальной плиты были шарьированы на формации окраинного моря. При этом первоначальное простирание герцинских тектонических зон (островной дуги, окраинного моря и др.) было перпендикулярно направлению движения сиалической плиты, и лишь последующие тектонические процессы после изменения напряжения максимального сжатия с северо-западного на северо-восточное (субмеридиональное) создали современный структурный план палеозойского ядра Большого Кавказа [1].

Отложения формации представлены параллелизуемыми друг с другом андрюкской свитой в западной части покрова и артыкчатской свитой в восточной части покрова. Отложения метаморфизованы от стадии метагенеза до зеленосланцевой фации. Особенности строения их разреза, литологический, петрографический, петрохимический и геохимический состав сходны. Исследование вещественного состава формации – петрографии, петрохимии, геохимии и минераграфии – показывает необычность ее состава [3–5].

Андрюкская свита имеет мощность более 1500 м. Сложена филлитами с прослоями кластитов (конгломераты, гравелиты, песчаники, алевролиты), кремнистых сланцев и известняков. Артыкчатская свита  имеет мощность более 2000 м, строение ее разреза и литологический состав сходен с андрюкской свитой. Оценки скорости накопления отложений с учетом времени их образования, мощности и поправки на постседиментационное и метаморфогенное уплотнение дают скорость седиментации андрюкской и артыкчатской свит порядка 492 и 940 м/млн лет соответственно. Получаемые скорости седиментации даже с учетом вероятного тектонического сдваивания разреза относятся к лавинным, что соответствует окраинно-морским отложениям.

Основной объем формации составляют филлиты, слагающие около 75 % ее разреза. Кластические породы – конгломераты, гравелиты, песчаники и алевролиты – составляют до 25 % ее объема при мощности от первых сантиметров до нескольких десятков метров (редко). В среднем же их мощность не превышает первых дециметров–метров. Сравнительно редко встречаются маломощные – первые сантимерты–дециметры – прослои витрокристаллокластических туфов андезитового состава и алевропелитовых известняков, составляющие менее 1 % объема формации. По скорости седиментации, наличию градационной слоистости и характеру разреза отложения формации соответствуют дистальной фации турбидитов.

Наши исследования [3–5 и др.], с учетом разрозненных данных других исследователей [6, 7 и др.], показывают, что Тоханская формация по вещественному составу относится к весьма редкому типу, образовавшемуся преимущественно за счет размыва офиолитового комплекса. В составе обломков терригенного материала Тоханской формации преобладают фтаниты, известняки, серпентиниты, граувакки и филлиты, реже отмечаются долериты, плагиограниты и габбро. В большом количестве присутствуют аллотигенные зерна хромшпинелидов (до 10–20 зерен на шлиф!), нередко с серпентинитовой «рубашкой». Помимо этого в составе отложений устанавливается варьирующая примесь тонкого вулканического материала андезитового состава. Существенно офиолитовый состав терригенного материала формации обусловил высокую магнезиальность отложений (табл.), аномальные содержания хрома, никеля и кобальта по сравнению с другими отложениями мира.

Исследования вещественного состава наиболее распространенных литологических разностей Тоханской черносланцевой формации – филлитов и кластитов – показывают, что в ее 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 (фтанитов, известняков, граувакк и филлитов) [4, 5]. Оба подтипа находятся в переслаивании друг с другом. Химический состав основных литологических разностей Тоханской черносланцевой формации приведен в таблице.

Высокомагнезиальные филлиты содержат в два раза больше MgO (до 13.5 мас. %), чем магнезиальные, и 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. Еще более контрастно различаются магнезиальные и высокомагнезиальные кластиты (см. табл.).

Исходный минеральный состав филлитов специфичен. Согласно расчетам по методу О. М. Розена и с учетом петрохимических модулей и показателей, применяемых для изучения осадочных пород, основными первичными нормативными минералами пелитовых осадков являлись хлорит и иллит со значительной примесью кремнезема и вулканогенного альбита. Средний первичный нормативный состав магнезиального и высокомагнезиального филлита: кварц – соответственно 31 и 27 мас. %, хлорит – 20 и 25 %, иллит – 25 и 20 %, альбит – 17 и 14 %, доломит – 0.3 и 4 %, серпентин – 0.6 и 6 %. Относительно редко для магнезиальных  филлитов реконструируется монтмориллонит (до 10 %). Отличительной особенностью отложений является петрохимически определяемое и петрографически фиксируемое присутствие серпентина, являющегося характерной составной частью (до 10 %) высокомагнезиальных филлитов, обильное присутствие терригенного хромшпинелида. Часть магния в пелитовых осадках была зафиксирована в виде доломита. Вероятнее всего доломит в них образовался на стадии диагенеза–катагенеза за счет доломитизации седиментогенного кальцита под воздействием магнийсодержащих поровых растворов.

Витрокристаллокластические туфы, помимо наличия реликтовых структур, реконструируются по нормативному минеральному составу: альбит (55 %), хлорит (23 %) и кварц (11 %), что указывает на его туфогенную природу. Существенная доля туфогенного материала реконструируется и для алевропелитовых известняков, в которых определяется 36–43 % альбита, 6–13 % хлорита, 3–12 % иллита, 6–13 % кварца, 31 % кальцита или смесь кальцита (2 %), анкерита (10 %) и доломита (19 %) для высокомагнезиальных разностей.

Из других нормативных минералов в составе исходных пелитовых осадков реконструируется рутил (0.5–-0.8 %), апатит (0.2–0.7 %), пирит (0.1–2.2 %), гетит (0–1.5 %), родохрозит (0.1–0.7 %), органический углерод (более 0.7 %).

Высокомагнезиальные филлиты имеют очень высокие значения фемического модуля [ФМ=(FeO+Fe₂O₃+MgO)/SiO₂] – более 0.3 (!). Такие ультравысокие значения ФМ неизвестны для пелитовых черносланцевых отложений [9], что еще раз свидетельствует об уникальности вещественного состава Тоханской формации.

Содержание углеродистого вещества в филлитах составляет около 0.84–1.75 % массы. Реконструкция минимального первичного содержания С_орг по методике Я. Э. Юдовича [8] дает цифры для торфяной стадии 1.68–3.5 %, для буроугольной стадии 1.33–2.77 % С_орг. Это заведомо заниженные оценки, не учитывающие значительных потерь углерода в процессе метаморфизма, восстановительных реакций, метасоматоза и эмиграции углеводородов, что подтверждается петрографическими данными.

Учитывая специфичность состава отложений Тоханской формации, в целях их петрохимической типизации нами предпринята попытка соотнесения типовых пород формации с другими отложениями мира. С целью нахождения мировых аналогов для черносланцевых отложений Тоханского покрова нами был использован метод В. Е. Гендлера, основанный на применении нормированного эвклидова пространства. Расчет близости производился по формуле:

R=(r₁² + r₂² +…+ r_n²)^1/2,

где R – радиус близости (величина n-мерного расстояния от типизируемой породы Тоханскй формации); r = (x_i-x)/S, где r – отклонение содержания рассматриваемого оксида или значения петрохимического модуля сравниваемой (предполагаемым аналогом) породы (x_i) из выборки осадочных пород мира относительно типизируемой (эталонируемой) породы (x) Тоханскй формации; r₁, r₂,…, r_n – отклонение содержаний конкретных оксидов или значений петрохимических модулей между предполагаемым аналогом и типизируемой породой Тоханскй формации; S – среднеквадратическое отклонение в содержании оксида или значения петрохимического модуля в выборке.

Если состав типизируемой (эталонируемой) породы Тоханскй формации принять за начало координат в многомерном эвклидовом пространстве, то по данной формуле можно найти ближайшие ей мировые аналоги. Эвклидово расстояние рассчитывалось по 23 параметрам (содержаниям оксидов и значениям петрохимических модулей). Всего привлечено 540 химических анализов осадочных пород мира: глинистые осадки главных структурных элементов окраин Тихого океана; пелиты и метапелиты Большого Кавказа; черные сланцы мира (Амуро-Охотская складчатая область, Урал, Пай-Хой, Тимано-Печорская 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, океанических осадков по различным авторам.

Наибольший интерес для типизации представляют высокомагнезиальные филлиты. Именно они определяют петрохимические особенности и лицо Тоханскй формации. Нахождение ближайших аналогов в мире для высокомагнезиальных филлитов по ближайшему радиусу близости подтвердили их специфичность. В доверительный интервал не попал ни один из анализов выборки осадочных пород мира! В него попали только все анализы высокомагнезиальных филлитов Тоханскй формации и средневзвешенный состав Тоханскй формации. Магнезиальные филлиты оказались удаленными за пределы доверительного интервала. Наиболее близким оказался средний состав высокомагнезиальных кластитов Тоханскй формации, что доказывает их вещественную близость.

Таким образом, по химическому составу высокомагнезиальные филлиты оказываются весьма специфическими и экзотическими отложениями. Для них практически отсутствуют петрохимические аналоги среди рассмотренных пелитовых отложений мира.

В отличие от высокомагнезиальных филлитов, магнезиальные филлиты находят аналоги по химическому составу. В доверительный интервал попали практически все гемипелагические осадки глубоководных впадин активной окраины западнотихоокеанского (островодужного) типа близ энсиматических островных дуг, представленные алевритистыми глинами с диатомеями. Отличительной чертой этих бассейнов служит изолированность от терригенного сноса с континентальной коры. Остальные отложения, где присутствует терригенный материал, поставляемый с континентальной коры, оказываются за пределами доверительного интервала радиуса близости. Из всех анализов мира наиболее близкими к магнезиальным филлитам оказались углеродистые глинистые сланцы Лямвинской зоны Полярного Урала, для образования которых указывается участие поставки офиолитового материала [8, 9].

Существенно офиолитовый состав терригенного материала формации обусловил вместе с высокой магнезиальностью отложений аномально высокие содержания хрома (до 0.8 мас. %), никеля (до 0.3 %) и кобальта (до 0.03 %). Уникальный петрофонд формации определил особенности ее минерагении (перспективность на золото-платиноидный тип оруденения) [4], а также специфичность рассеянной сульфидной минерализации.

Отложения формации насыщены (от 0.1 до 5 %) тонкой рассеянной сульфидизацией специфического состава. Среди сульфидной минерализации в отложениях выделены следующие типоморфные типы: фоновая – аутигеная (осадочно-диагенетическая, ката- и метагенетическая) пиритовая и метаморфогенная кобальтин-пентландит-пирротиновая, гидротермально-метасоматическая пирит-арсенопиритовая замещения по метаморфогенной, а также локально проявленные – первично гидротермально-осадочная (пирит, пирротин c пентландитом, галенит, халькопирит, сфалерит, гессит, акантит, самородная сурьма, дискразит, кобеллит, самородное золото и др.), гидротермально-метасоматическая в связи со становлением комплекса малых тел пестрого состава (пирит, пирротин, пентландит, галенит, сфалерит, халькопирит, линнеит и др.) и кобальт-никелевая сульфоарсенидно-антимонидно-сульфидная(ульманит, карролит, халькопирит, пирит, галенит, блеклая руда, никелин, полидимит, миллерит, акантит, борнит, козалит, сфалерит, гессит, петцит, прустит, самородные золото, платиноиды, сурьма, серебро и др.) в зонах лиственитизации-березитизации [3, 4].

Среди выделенных наиболее распространенных типов сульфидной минерализации наиболее интересной выступает метаморфогенная парагенетическая ассоциация специфического кобальтин-пентландит-пирротинового состава, как отражение офиолитового петрофонда формации.

Кобальтин-пентландит–пирротиновая метаморфогенная парагенетическая ассоциацияраспространена повсеместно как фоновая. Лидирующим минералом в ассоциации служит пирротин и подчиненный ему пентландит. Второстепенными минералами этой ассоциации служат халькопирит и сфалерит, редко отмечается галенит. Количество пентландита прямо коррелирует с магнезиальностью вмещающего слоя, т. е. с содержанием серпентинитовой кластики. Распространение ассоциации контролируется слоистостью,где она преимущественно выделяется по более железомагнезиальным и зернистым прослоям – кластитам. По ряду признаков – особенностям порового цемента и присутствию антраксолита – обогащенные сульфидами прослои кластитов ранее служили нефтеколлекторами. Особенно богаты рудными минералами (до 1–2 % объема породы) относительно маломощные прослои кластитов, где они присутствуют в цементе в сростках с метаморфогенными минералами. В филлитах минералы ассоциации с размером зерен и агрегатов 0.1–1 мм выделяются в метаморфогенных кварц-альбитовых микросегрегациях.

Пирротин (Прр) выделяется в виде единичных гипидиоморфных вытянутых таблицевидных зерен размером 0.01–0.05 мм или сростков до 0.1–1мм. По отношению к метаморфогенным минералам характеризуется различной степенью идиоморфизма. Выделяется две генерации пентландита – ПнI и ПнII. ПнI встречается только в высокомагнезиальных прослоях в виде субидиоморфных зерен размером 0.05–0.12 мм в сростках с пирротином, выступая как более ранний. ПнII выделяется в ПррI в виде типичных пламеневидных структур распада твердого раствора,ориентированных вдоль спайности (рис.). По отношению к вмещающему пирротину Пн-II может занимать от долей до 50 % объема в зависимости от степени магнезиальности вмещающих прослоев. Халькопирити сфалерит составляют не более 5 % объема парагенетической ассоциации. Кобальтин является более редким, но весьма характерным минералом ассоциации. Встречается он преимущественно в пирротине в виде идиоморфных зерен размером 0.01–0.04 мм (см. рис.).

В пластах кластитов, обогащенных метаморфогенной сульфидной минерализацией, отмечаются редкие выделения самородного золота и платиноидов в виде единичных микрозерен полигональной формы размером до 0.005 мм и вытянутых зерен размером до 0.013 мм (платиноиды имеют пластинчатое строение) в метаморфогенном цементе кластитов по границам между метаморфогенными алюмосиликатами. Межзерновые границы алюмосиликатов промаркированы большим количеством газово-жидких включений, что может указывать на метаморфогенное гидротермально-метасоматическое происхождение самородных металлов.

Минералы ассоциации нередко образуют замещения по осадочно-диагенетическому пириту. На участках контактового воздействия постметаморфических магматических тел минералы ассоциации подвергаются трансформациям – перекристаллизации с выделением линнеита, перегруппировке, вплоть до уничтожения.

Литература

1. Баранов Г. И., Греков И. И. Геодинамическая модель Большого Кавказа // Проблемы геодинамики Кавказа. М.: Наука, 1982. С. 51–59.
2. Богуш И. А., Курбанов М. М., Пруцкий Н. И. и др. Металлогения черносланцевых толщ Северного Кавказа // Проблемы геологии, полезных ископаемых и экологии юга России и Кавказа: Матер. II международ. науч. конф., 21–23 октября 1999 г.: в 3-х т. / Юж.-Рос. гос. техн. ун-т (НПИ). Новочеркасск: Набла, 1999. Т. 1: Геология, полезные ископаемые, минералогия и геохимия. С. 15–22.
3. Глазырина Н. В., Глазырин Е. А.Сульфидная минерализация черносланцевых отложений Тоханского покрова (Большой Кавказ) // Металлогения древних и современных океанов-2006. Условия рудообразования. Миасс: УрО РАН, 2006. С. 134–138.
4. Глазырина Н. В.Особенности вещественного состава и рудоносности Тоханской черносланцевой формации Северного Кавказа // Известия вузов. Северо-Кавказский регион. Технические науки. 2006, № 3. С. 77–80.
5. Гончаров В. И., Богуш И. А., Глазырина Н. В. и др. Петрохимические особенности черносланцевых отложений Тоханской серии Кавказа // Тр. Южного научного центра РАН. Том 1. Геология. Ростов-на-Дону: Изд-во ЮНЦ РАН, 2006. С. 84–92.
6. Лупанова Н. П. Формации магматических пород нижнего и среднего палеозоя (Северный Кавказ). М.: Наука, 1975. 191 с.
7. Потапенко Ю. Я., Пруцкий Н. И. Офиолитовый конгломерат в cреднем палеозое Передового хребта Северного Кавказа // Докл. АН СССР, 1976. Т. 228. № 5. С. 1179–1181.
8. Юдович Я. Э., Кетрис М. П. Геохимия черных сланцев. Л.: Наука, 1988. 272 с.
9. Юдович Я. Э., Беляев А. А., Кетрис М. П. Геохимия и рудогенез черных сланцев Пай-Хоя. СПб.: Наука, 1998. 366 с. 

Таблица

Химический состав отложений Тоханской черносланцевой формации, мас. %

Примечание. 1–4 – средние составы: 1 – высокомагнезиального филлита (7 проб); 2 – магнезиального филлита (7 проб); 3 – высокомагнезиальных кластитов (3 пробы); 4 – магнезиальных кластитов (4 пробы); 5 – средневзвешенный состав Тоханской черносланцевой формации (24 пробы).  

Подпись к рисунку к ст. Глазыриной

Кобальтин-пентландит–пирротиновая метаморфогенная парагенетическая ассоциация в межзерновом цементе гравелита.

ПррI – пирротин, ПнI и ПнII – пентландит первой и второй генерации, Ко – кобальтин, ХпII – халькопирит, СфI – сфалерит, Кв – кварц, Ка – кальцит. Аншлифы, иммерсия.