Содержание к диссертации
Введение
1. Особенности образования, вещественного состава и рудоносности черносланцевых отложений 8
1.1. Рудоносность черносланцевых отложений
1.2. Методика изучения черносланцевых отложений 14
1.3. Условия и геотектонические обстановки формирования черносланцевых отложений 15
2. Геология палеозойской черносланцевои формации тоханского покрова 16
2.1. Структурно-тектоническая позиция
2.2. Литолого-стратиграфическая характеристика 19
2.3. Магматизм 22
2.4. Гидротермалиты 28
2.5. Внутренняя структура Тоханского покрова 36
3. Вещественный состав черносланцевои формации тоханского покрова 39
3.1. Литолого-петрографическая характеристика
3.2. Органическое углеродистое вещество 59
3.2.1. Характеристика органического углеродистого вещества 61
3.2.2. Оценка первичного содержания органического вещества 74
3.3. Петрохимические особенности и первичный состав отложений 75
3.3.1. Петрохимическая характеристика 76
3.3.2. Реконструкция первичного минерального состава 82
3.3.3. Петрохимическая типизация 91
3.4. Геохимическая характеристика 93
3.4.1. Геохимическая характеристика пород 94
3.4.2. Факторный анализ 104
3.4.3. Геохимические признаки наличия эксгаляционного материала
3.5. Рудная минерализация ПО
3.5.1. Сульфидная минерализация
3.5.2. Благороднометалльная минерализация 145
4. Перспективы рудоносности черносланцевоиформации тоханского покрова 155
4.1. Анализ материалов предшественников
4.2. Благороднометалльноносность Тоханского покрова 156
Заключение 163
Список литературы
- Методика изучения черносланцевых отложений
- Условия и геотектонические обстановки формирования черносланцевых отложений
- Литолого-стратиграфическая характеристика
- Оценка первичного содержания органического вещества
Введение к работе
В работе приводятся результаты изучения среднепалеозойских чернослан-цевых отложений Тоханского покрова зоны Передового хребта Северного Кавказа в свете перспектив на обнаружение благороднометалльного оруденения черносланцевого типа.
Актуальность. Черносланцевые отложения весьма перспективны на выявление крупных месторождений цветных, редких и благородных металлов, особенно в связи с открытием новых нетрадиционных типов месторождений золота и платиноидов. Черносланцевые отложения вмещают такие известные крупные месторождения золота и платиноидов как Сухой Лог, Майское, Олимпиа-динское, Кумтор, Бакырчик, Наталка, Мурунтау и др.
В связи с этим правомочен пристальный интерес и к черносланцевым отложениям Северного Кавказа. Достаточно хорошо известна повышенная метал-лоносность углеродистых отложений майкопской серии, рудоносность нижне-среднеюрских черносланцевых отложений [45, 122, 159, 179], аномальная ме-таллоносность протерозойских углеродистых отложений ацгаринскои свиты [46] и т.п. Основное внимание к ним было приковано в рамках специфической оценки их на урановое оруденение (палеоген-неогеновая майкопская серия, среднепалеозойские отложения Тоханского покрова), в связи колчеданоносно-стыо, а также потенциальной нефтегазоносностью. Вместе с тем, в свете открытия новых нетрадиционных месторождений золота и платиноидов, данные углеродистые отложения в этом отношении практически не оценивались. Немногочисленные исследования черносланцевых или углеродистых отложений Кавказа в направлении выяснения их перспектив на благороднометалльное оруденение в достаточной мере обнадеживают [18-21, 47-52, 57, 71, 122].
Ко всему этому необходимо отметить, что Северный Кавказ не относится к признанным золотодобывающим регионам, что определило на многие годы совершенно неэффективное, формальное проведение попутных и даже специальных поисковых работ на золото [128], а тем более на платиноиды. И это не смотря на то, что территория Северного Кавказа издавна известна своей россыпной золотоносностью при отсутствии открытых коренных месторождений золота. В отношении же платиноносности Северный Кавказ остается практически не изученным, хотя сведения о присутствии самородных платиноидов в золотоносных россыпях известны [175, 176].
В качестве объекта исследований выбраны среднепалеозойские черносланцевые отложения Тоханского тектонического покрова зоны Передового хребта Северного Кавказа, благоприятные перспективы которых обоснованы исследованиями И.А. Богуша [21].
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» [27].
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, петро-химии, геохимии, рудной минерализации.
Реконструкция первичного состава метапелитов Тоханского покрова.
Сравнительное сопоставление состава черносланцевых отложений Тоханского покрова с другими черносланцевыми, в том числе благородноме-талльноносными, 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. Богу-шем (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 приполиро-ванных 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:
В соответствии с целями и задачами проводились следующие исследования:
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;
сопоставление выявленных особенностей изучаемых черносланцевых отложений с другими отложениями мира.
Математическая обработка числовой аналитической информации производилась с помощью стандартных программ Exel, Statistica. Геохимическая информация обрабатывалась статистическим и факторным анализами. При анализе петрохимической информации использовались различные 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. Исследование петрографии, рудной минерализации и органического вещества осуществлялось с помощью стандартных поляризационных петрографических и рудных микроскопов Полам. Палеофациальный анализ производился в соответствии с методическими руководствами и рекомендациями [101,113 и др.].
Научная новизна. Впервые детально 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 орудене-ния;
доказана уникальность их вещественного состава по сравнению с черно-сланцевыми 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 модель формирования благороднометалльного оруденения, выявленного в отложениях Тоханского покрова.
Практическое значение. Выявленные особенности вещественного состава черносланцевых отложений Тоханского покрова, условий их образования и металлогении имеют важное практическое значение для целей прогнозирования
в них благороднометалльных рудных объектов. Определение благородноме-талльной специализации и рудоносности черносланцевых отложений Тохан-ского покрова в требуют постановки поисковых работ на предмет выявления в них оруденения черносланцевой золото-платиноидной и золото (платиноидно)-лиственитовой формаций. В целом работа является значимым практическим вкладом в изучение особенностей состава, условий формирования и минераге-нии палеозойской черносланцевой формации Большого Кавказа.
Работа автора выполнялась в рамках госбюджетной работы кафедры обшей и исторической геологии, минералогии и петрографии горногеологического факультета ЮРГТУ (НПИ) по ФЦП «Интеграция» проекта К-0871 «Геотехноцентр - Юг» на темы «Разработка и апробация методики оценки качества нетрадиционных видов минерального сырья Юга России на основе он-тогенического анализа» (1998 г), «Прогнозирование и оценка перспектив выявления новых типов золоторудного и высокоглиноземистого минерального сырья на Северном Кавказе и Восточном Донбассе» (1999 г); проекта К-0871/04 на темы «Прогнозная оценка ресурсов благородных металлов черносланцевых толщ Северного Кавказа и Восточного Донбасса» (2000 г), «Разработка поисковых и оценочных критериев на благороднометалльную минерализацию черносланцевых толщ Северного Кавказа» (2001 г); проекта Б-0024 и Б-0024/2148 на тему «Разработка онтогенических моделей формирования высокодисперсных руд в осадочных и метаморфических комплексах Юга России» (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 графи-тизировано. 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.
4. Минерагенический потенциал черносланцевой формации Тоханского покрова определяется ее ультраосновным петрофондом и благороднометалль-но-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 докладывались на III Международной научной конференции «Проблемы геологии, полезных ископаемых и экологии Юга России и Кавказа» посвященной 100-летию А.В. Пэка (г. Новочеркасск, ЮРГТУ, 2002 г.), IV Международной научной конференции «Проблемы геологии, полезных ископаемых и экологии Юга России и Кавказа» (г. Новочеркасск, ЮРГТУ, 2004 г.), V Международной научной конференции, посвященной 100-летию профессора А.Г. Кобилева Международной научной конференции «Проблемы геологии, геоэкологии и минерагении Юга России и Кавказа» (г. Новочеркасск, ЮРГТУ, 2006 г.), Всероссийских студенческих школах «Металлогения древних и современных океанов» (г. Миасс, УрО РАН, 2004, 2005, 2006 г.г.). Результаты исследований ежегодно докладывались на семинарах кафедры «Общая и историческая геология, минералогия и петрография» ЮРГТУ (НПИ) и научных конференциях геологической секции университета.
Материалы диссертации опубликованы в 16 статьях.
Благодарности. Автор глубоко благодарен научному руководителю, проф. И.А. Богушу за постоянную и неустанную помощь в ходе выполнения диссертационной работы, предоставление личных полевых материалов. Подготовка диссертации была бы невозможна без любезно предоставленного фактического материала, ценных консультаций и дискуссий, полученных от B.C. 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 со стороны А.А. Бурцева. Проведение рентгенографических анализов было бы невозможно без квалифицированной помощи со стороны В.И. Якушева. Большую помощь в консультировании и редактировании диссертационной работы любезно оказал СИ. Сьян. Всем им автор выражает теплую благодарность.
1. ОСОБЕННОСТИ ОБРАЗОВАНИЯ, ВЕЩЕСТВЕННОГО СОСТАВА И РУДОНОСНОСТИ ЧЕРНОСЛАНЦЕВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
Методика изучения черносланцевых отложений
Методика изучения черносланцевых отложений несколько отличаются от седиментных пород, не содержащих УВ. Это связано с тем, что УВ при процессах литогенеза, метаморфизма, метасоматоза не только сильно видоизменяется, но и в значительной степени может теряться, обуславливая огромный флюидный потенциал этих толщ, что необходимо учитывать. В связи с тем, что УВ, будучи макросоставляющей частью черносланцевых или углеродистых отложений ведет себя как достаточно эфемерная часть, - изменяет свое содержание, состав и свойства [32, 67, 105, 157 и др.], то это налагает отпечаток на методику изучения черносланцевых отложений.
Типы УВ и характер его трансформации при метагенезе, его диагностические свойства приведены И.Б. Волковой [32-34].
В ходе литогенеза содержание Сорг в породе снижается и породы, некогда бывшие слабоуглеродистыми черными сланцами, пройдя катагенез, будут формально квалифицироваться как «безуглеродистые». Чтобы избежать такой ошибки, нужно оперировать с «приведенными» содержаниями Сорг, отвечающими начальной стадии катагенеза - буроугольной [157].
При катагенезе УВ теряет подвижные продукты (Н20, ССЬ, СН4, H2S и др.). Терригенное УВ теряет углерод в основном в виде С02 и СН4, аквагенное же дополнительно - в виде жидких битуминоидов и тяжелых углеводородных газов. Поэтому оно теряет значительно большую часть своей массы, чем терригенное. Оценку потери Сорг можно выполнить на основании приближенных коэффициенты для пересчетов содержаний Сорг терригенного и аквагенного УВ в отложениях разной степени катагенеза-метаморфизма [157].
В процессах регионального метаморфизма карбонизированное УВ осадочных пород (шунгиты, графиты) расходуется на восстановление кислородсодержащих соединений и вследствие этого содержание С0рг может снижаться до сколь угодно низкого уровня. Эффективному выгоранию Сорг будет способст вовать любой процесс вывода ССЬ из системы - либо путем фильтрации по зонам трещиноватости, либо путем связывания во вторичные карбонаты [157].
При прочих равных условиях наибольшую сохранность Сорг можно ожидать в породах: а) наименее железистых; б) наиболее карбонатных; в) наиболее плотных. Лишь в таких породах можно как-то пытаться оценить исходные содержания Сорг. В гидротермально-метасоматических процессах также возможны большие потери Сорг черными сланцами, вплоть до полного их обеления. Эти потери также не поддаются оценке. Лишь отчасти о них можно судить по количеству новообразованных карбонатов [157].
Возникновение обогащенных УВ осадков контролируется тремя факторами: Р - величиной первичной биопродукции, F - степенью фоссилизаци Сорг (долей, выпадающей из биологического круговорота), S - скоростью минеральной седиментации, которые рассмотрены в [157].
В геотектоническом отношении по [26] золото-платиноидное оруденение встречается только в черносланцевых отложениях, слагающих довольно мощные и протяженные пояса миогеосинклинального типа, развитых на пассивных окраинах крупных континентов (древних платформ, кратонов) с сиалическим фундаментом, подверженным в той или иной степени рифтингу. По другим исследователям накопление специализированных рудопродуктивных углеродистых толщ происходит при турбидитном осадконакоплении в условиях склона и котловины спредингового задугового бассейна [ПО], в флишевой, олистост-ромовой и флишоидной фации континентального склона, подножья и задуго-вых бассейнов [93], в продольном прогибе в условиях накопления олистостро-мово-флишоидной толщи в период шарьяжеобразования [30]. Формирование рудоматеринской осадочной формации происходит в геосинклинальном море в обстановке глубокого шельфа, соответствующего области гидрофронта и активного накопления УВ сапропелевого типа [67].
Многочисленные исследования океанических и морских осадков показывают, что черносланцевые отложения могут формироваться во внутренних бассейнах и в океанических фациях, находящихся исключительно в периконтинен-тальной области [131].
Зоны формирования черносланцевых отложений отвечают обстановкам накопления гемипелагических осадков с лавинными скоростями седиментации, приуроченными к континентальным подножьям, тыловодужным бассейнам и желобам [39]. Формирование рудоносных черносланцевых толщ в геодинамическом отношении отвечают, как это показано в [99], обстановкам рифтов или задуговых бассейнов окраинных морей активной континентальной окраины, а также фронтальным частям островных дуг с мощными толщами черносланцевых турбидитовых толщ
Изучению геологии зоны Передового хребта посвящены исследования многих геологов. Как правило они связаны с изучением колчеданоносных 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., Скрип-ченко Н.С., Савина СВ., Тамбиева А.С., Белова А.А., Омельченко В.Л., Михее-ва, Н.П. Лупановой, Г.А. Сомина М.Л., Абесадзе М.Б., Богуша И.А., Плошко В.В., Елистратова О.А. Карнауха Ю.В., Карпушина В.М., Исаева B.C. и др.
В соответствии с [5, 6] и уточнениями [172] представляется следующее строение зоны Передового хребта.
Доверхнепалеозойская структура Передового хребта дешифрируется как сложно построенный ансамбль тектонических покровов, смятых в складки и усложненных более поздними деформациями (рис. 1). От зон Главного хребта и Бечасынской он отделяется крупными субвертикальными Пшекиш-Тырныаузским и Северным разломами.
Условия и геотектонические обстановки формирования черносланцевых отложений
В основании структуры Передового хребта находятся докембрийские образования параавтохтона Блыбского антиформного поднятия.
Палеозойские породы образуют три главных надвинутых друг на друга пакета покровов, объединяющих образования трех структурно-формационных палеозой (снизу вверх): континентального склона и окраинного бассейна (Тоханский покров), островной вулканической дуги, или гряды (Кизилколь-ский покров), и бассейна с океанической корой (Марухский покров).
Тоханский покров образован несколькими отдельными пластинами, внутри которых можно наметить фациальные переходы между отложениями континентального склона и подножия, окраинного бассейна. Возрастной интервал слагающих его терригенных пород охватывает силур—ранний карбон, а в соответствии с [172] - средний-верхний девон; мощности изменчивы, максимальные превышают 1000 м. В основании Тоханского покрова встречаются линзы и протрузии серпентинитов, относимых [139] к беденскому (гарц-бургитовому) типу.
Кизилкольский пакет сложен фациально изменчивой толщей вулкано-генно-осадочных пород от верхнего силура до нижнего—среднего девона и известняково-терригенных пород верхнего девона турне. Общая мощность превышает 3000 м. Принадлежность девонских вулканитов к последовательно-дифференцированной и контрастной ассоциациям, их геологические, геохимические и петрохимические особенности позволяют отнести их к острово-дужному типу [1, 79,140].
Марухский пакет покровов мощностью 1000 м сложен офиолитовыми пластинами [14]. Возраст отложений Марухского покрова принимается как среднепалеозойский [172].
Верхним надвинутым элементом в Передовом хребте является Ацгарин-ский покров, сложенный опять докембрийскими образованиями [9].
Выходы Тоханского покрова известны только в междуречьях Урупа и Малой Лабы, Теберды и Малки. В промежутке между реками Уруп и Теберда (рис. 1) и к западу от Малой Лабы образования Тоханского покрова перекрыты более молодыми отложениями и достоверно не установлены. На восточном продолжении Тоханский покров испытывает тектоническое пережимание.
Геодинамика продуктивных толщ нижнего-среднего палеозоя Передового хребта не перестает оживленно обсуждается в печати [1-4, 5-9, 14, 58, 69, 65, 125-127, 138,146 и др.].
Детальные исследования в Урупо-Лабинском районе зоны Передового хребта позволили Карнауху Ю.В. [84, 174] на основе материалов Потапенко Ю.Я. [124, 125], моделей Г.И. Баранова, И.И. Грекова [5, 6] и др. исследователей детализировать строение и историю развития зоны Передового хребта.
Согласно этим исследованиям предполагается, что в начале палеозоя произошел раскол докембрийской континентальной коры и раскрытие океана Па-леотетис. В начале девона началось закрытие Палеотетиса, сопровождавшееся сжатием и формированием на его северной периферии окраинно-континентальной провинции западно-тихоокеанского типа. Сжатие вначале вызвало обдукцию океанической коры на край континента (Бечасынскую зону), где происходил ее размыв. Продукты размыва офиолитовой ассоциации формировали отложения андрюкской свиты, чем и объясняется повышенное содержание в них магния, хрома и никеля, а также присутствие галек фтанитов с силурийской фауной. В раннем девоне на удалении от континента образовалась зона субдукции, над которой начала формироваться вулканическая островная дуга (Кизилкольская палеозона).
Перед визейским веком к зоне субдукции с погружающейся плитой подошел сиалический блок (микроконтинент Главного хребта), что привело к остановке субдукции, а продолжающийся спрединговый стресс стал реализовы-ваться в деструкции тонкой океанической коры задугового бассейна. Последняя, упираясь в край северного континента, видимо испытала запрокидывание с «переворотом пласта», ломаясь на отдельные пластины, которые наползали на приближающуюся к краю континента островодужную вулканическую гряду. Это объясняет наблюдаемое повсеместно в зоне Передового хребта перевернутое залегание офиолитовой ассоциации и ее тектоническое повторение в разрезе Марухского покрова, а также окраинно-морской, а не океанический петро-химический тип базальтов.
Далее произошло окончательное закрытие задугового бассейна, отлагавшиеся в нем терригенные осадки были сорваны с меланократового основания и надвинуты на край континента, образовав Тоханский покров. Последний вытеснил ранее надвинутые на край континента породы офиолитовой ассоциации, тектоническим останцем которой, возможно, является Веденский массив серпентинитов. Островная дуга вместе с перекрывающими ее покровами также была сорвана со своего основания и надвинута на породы Тоханского покрова, образовав Кизилкольский покров. В процессе перемещения тектонических пластин, слагающие их толщи претерпевали складкообразование и динамомета-морфизм.
Таким образом, к началу намюрского века вследствие горизонтальных перемещений произошло резкое сокращение ширины окраинноморской провинции. Произошло формирование современных зон Передового и Главного хребтов. В верхнем палеозое произошло общее поднятие этой области и накапливание во впадинах моласс. По южному обрамлению новообразованной континентальной коры возникла новая зона субдукции, и в верхнем палеозое здесь функционировала активная континентальная окраина андского типа. На протяжении средне-верхнего карбона и ранней перми здесь формируется гранитоид-ная серия. Этот магматизм проявился преимущественно в зоне Главного хребта, но его «отголоски» фиксируются и в зоне Передового хребта, составлявшей с ней в это время единое целое.
Петрологический анализ позволили Скрипченко Н.С. и Тамбиеву А.С. [137] противопоставить вулканиты Худесского и Урупского комплексов Кизил-кольского покрова. Вулканиты Худесского комплекса определяются как тектонически перемещенный фрагмент разреза офиолитовой палеосистемы. Уруп-ский комплекс несет признаки комбинированной островодужной известково щелочной и контрастно дифференцированной базальт-риолитовой окраинно-континентальной формации. Рассланцевание Урупского комплекса связывается с условиями зоны субдукции на стороне островной дуги, обращенной к океаническому желобу. Палеотектоническая позиция формирования Худесского комплекса интерпретируется как тыловодужный рифт.
Литолого-стратиграфическая характеристика
Оцеллярная структура является весьма характерной для лампрофиров. В лампрофире оцелли образованы округлыми скоплениями размером 1-4 мм лей-кократовых минералов без резких границ. Состоят из кальцита и кварца. По периферии скоплений отмечаются кристаллы пироксена (рис. 7). Встречаются также более редкие оцелли цветных минералов - роговой обманки, пироксена и биотита, образуя, таким образом, двойную оцеллярную структуру (рис. 8).
Кальцит, актинолит и эпидот являются преимущественно вторичными минералами, которые замещают основную массу. Пирит выделяется в виде метак-ристаллов размером до 1 мм, составляя до 1-2 % объема породы.
В приконтактовой зоне в лампрофире отмечается рассланцевание, которому подчиняется ориентировка чешуек биотита, напоминая метаморфическую породу. Основная масса породы здесь гранулирована, карбонатизирована. Карбоната в приконтактовой части до 25-35 %.
Близ контакта с телом лампрофира филлиты изменены на мощность до 2-3 м от грязножелтоватокоричневых у контакта до оливковых на периферии и активно сульфидизированы до 2 % объема в виде неравномерно рассеянных кристаллов пирита размером до 2 мм. В непосредственном контакте сланцы проработаны до мелкозернистого биотитового роговика мощностью в первые см. Далее от контакта биотитизация распространяется по системе трещин и в зальбандах сети маломощных (до 5 мм) кварцевых прожилков. Мощность биотитзации вдоль трещин и прожилков составляет первые мм. Измененные филлиты имеют серицит-кварц-биотитовый состав с очковыми выделениями мозаичного кварца. На удалении от контакта биотит сменяется хлоритом. Пиритизация преобладает в хлоритовых метасоматитах, а в биотитовых преимущественным развитием пользуется пирротин с подчиненными халькопиритом и сфалеритом. Для пирита характерны сложные формы типа пентагондодекаэдра.
Близ тела лампрофира отмечается повышенное развитие широко распространенных в отложениях массивных белых карбонат-кварцевых жил мощностью до 35 см. Местами они секут лампрофиры. Жилы тектонизированы за счет развития близ лампрофира субпаралельной тектонической зоны. В зальбандах карбонат-кварцевых жил в поле развития приконтактовых метасоматитов отмечается хлорит, а в самих жилах появляется ремобилизованный пирит. На вы-клинке в русле б. Горелой лампрофир будинирован и растащен на группу ромбовидных будин, карбонатизирован. При этом с будин сорвана приконтактовая «рубашка» измененных филлитов.
Судя по степени метаморфических преобразований, лампрофиры являются более древними образованиями, чем присутствующие здесь же гипабиссальные тела пскентского комплекса. С одной стороны, время их становления постметаморфическое, так как метаморфическая структура филлитов и описываемая ниже фоновая кобальтин-пентландит-пирротиновая метаморфогенная сульфидная минерализация в контактовом ореоле подвержена перекристаллизации и уничтожению. С другой стороны лампрофиры в значительной степени дина-мометаморфизованы. Таким образом, по геологическим признакам время их становления более соответствует завершающей стадии шарьирования. Определения абсолютного возраста лампрофиров дают 345-338 млн. лет [103]. Значительный - превосходящий мощность тела - ореол контактово-метасоматических изменений вмещающих филлитов с активной сульфидизаци-ей, насыщенность тел апатитом, ксенолитами, карбонатизация указывают на значительные флюидонасыщенность и рудогенерирующий потенциал описываемых лампрофиров.
Описываемые породы имеют выраженную лампрофировую структуру, отличаются высокими содержаниями летучих компонентов и должны быть в соответствии с Кодексом [119] отнесены к особой группе магматических пород гипабиссального класса - группе лампрофировых пород. По модальному количественно-минеральному составу они относятся к подсемейству полевошпатовых лампрофиров. Исходя из высокого содержания летучих компонентов, карбоната, которые являются их неотьемлимой чертой, содержание Si02 в них занижено. Петрографический состав (содержание кварца, состав плагиоклаза), как более информативный, а также повышенная щелочность указывает на необходимость отнесения описываемых лампрофиров к средним породам, нежели чем к основным. При отнесении их к средним породам они весьма близки к семейству субщелочных кварцевых диоритов - кварцевых монцонитов, разновидности которых также отнесены к описываемому комплексу интрузивных малых тел пестрого состава (табл. 1). На классификационных диаграммах точки анализов лампрофиров без учета летучих и точки диоритов-монцонитов практически совпадают.
Лампрофиры по минеральному составу относятся к видам минетта и керсантит, которые могут сменять друг друга в пределах одного тела. По содержанию щелочей они относятся к субщелочному петрохимическому ряду калиево-натривой серии, по коэффициенту глиноземистости относятся к умеренно- и высокоглиноземистым. Выделяемые нами в комплекс породы семейства субщелочных кварцевых диоритов - кварцевых монцонитов (табл. 1) относятся к высокоглиноземистым калиево-натриевой серии. Общими и весьма характерными чертами объединяемых нами в единый комплекс лампрофиров и субщелочных кварцевых диоритов-кварцевых монцонитов является их высокая апа-титоносность и титанистость.
Оценка первичного содержания органического вещества
Песчаники. Как самостоятельные прослои они являются относительно редкими (рис. 20), отличаются нередко существенно карбонатистым составом, вплоть до кластоморфных известняков. Представляют они собой прослои и линзы серого или темно-серого цвета мощностью в первые сантиметры (табл. 2). Чаще же песчаники слагают верхние части прослоев градационных гравелитов, в которых представлены карбонатистыми грубо- и крупнозернистыми разностями. Карбонатный материал здесь выражен в виде цемента. Реже песчаники слагают основания относительно мощных прослоев алевролитов.
Самостоятельные песчаные прослои в филлитах имеют граувакковый характер. Они характеризуются большим количеством алевропелитового матрик-са, в котором плавают неокатанные, остроугольные и разного размера обломки, вплоть до гравелитистых разностей. Обломочная составляющая граувакковых песчаников идентична по составу таковой в гравелитах. Очень редко отмечаются [173] песчаники с крупными гальками и мелкими валунами размером до 20 см. Для песчаников, как и для других кластитов, характерна сульфидизация.
Карбопатистые песчаники имеют слоистую текстуру за счет наличия горизонтальной слоистости, обладающей градационной зернистостью. Цвет серый, до зеленовато-серого. Границы пластов карбонатистых песчаников с вмещающими филлитами резкие. Имеют реликтовую псаммитовую микротекстуру. Структура лепидогранобластовая. Состоят из кварца (50 %), карбоната (45-40 %), метаморфогенного тонкочешуйчатого агрегата серицита и хлорита (5 %), углеродистого вещества (менее 1 %), аутигенных и метаморфогенных сульфидов, лейкоксена. По существу их можно отнести к кластоморфным доломити-зированным известнякам или доломитизированным карбонатным песчаникам. За счет существенно карбонатного состава они разбиты системой карбонатных жилок отрыва, не выходящих за пределы слоя. Псаммитовая структура подчеркивается обтеканием агрегатом доломита, сфена и углеродистого вещества очковых образований (песчинок) карбонат-кварцевого состава. Часть песчинок имеет ярко выраженные реликты органогенного строения, где могут быть различены обломки водорослевых известняков (рис. 29а), членики криноидей (рис. 296), ажурные раковинки фораминифер (рис. 29в) и фосфатные остатки. Угловатые обломки имеют шестовато-волокнистую оторочку в тенях давления (см. рис. 29а, б). В сферических обломках карбонатных раковинок выделяются ромбоэдры доломита размером около 0,1 мм в виде кокардовых агрегатов (рис. 29г).
В карбонатистых песчаниках наблюдается повышенное содержание фрам-боидального пирита в виде роевых сгущений и присутствуют нацело пиритизи-рованные обрывки органических остатков клеточного строения и метакристал-лы пирита (описание дано в минераграфической части).
Псаммитовая микротекстура, наличие градационной слоистости диагностирует карбонатистые песчаники как переотложенные и перемытые карбонатные осадки. Эти качества свойственны для отложений, формирующихся из суз-пензионных потоков по типу биотурбидитов или контуритов [39].
Карбонатистый песчаник: а - обломок водорослевого известняка ячеистого строения; б - членик криноидеи (?) с шестовато-волокнистым кварц-карбонатным агрегатом в тенях давления; в - ажурные остатки раковинок фораминифер (николи скрещены); г - ромбоэдры доломита в реликте сферической карбонатной раковинки.
Конгломераты являются относительно более редкой литологической разностью (табл. 2). Преимущественно это серые и очень плотные породы, состоящие из неокатанных, угловатых обломков кремнистых пород, известняков, филлитов, алевролитов, песчаников, серпентинитов, интенсивно тонко пирити-зированных кварцитов и др. пород (рис. 30). В результате метаморфизма обломки нередко сильно уплощены, вытянуты в одном направлении и вдавлены друг в друга, что характерно для «пресструктуры». Последняя подчеркивается интенсивным развитием субпарапельных трещин отрыва, расчленяющих обломки в поперечном по отношению к удлинению направлении. Возникшие трещины выполнены кварц-карбонатным агрегатом. Трещины за пределы прослоев не выходят. Конгломераты, как правило, несортированные, в некоторых прослоях размер обломков по удлинению может достигать 20-30 см. Слоистость в конгломератах проявлена в мощных пачках, как, например, на р. Уруп, где выражена в различной размерности наиболее крупных галек. В конгломератах развита сульфидная минерализация.
