УДК 552.32+549.283

С применением комплекса аналитических методов впервые изучен вещественный состав лиственитов Усть-Депского и Гарьского массивов гипербазитов, установлена их золотоносность. Выделены серебро-медь-ртутьсодержащие разновидности самородного золота. Предполагается, что в формировании лиственитов участвовали глубинные растворы с высоким восстановительным потенциалом.

A complex of analytical methods was used to study the matter composition of listvenites from Ust’-Depsky and Garsky ultrabasite massifs and to determine the gold content of them. Silver-copper-mercury-bearing varieties of native gold have been revealed. Deep-seated solutions with high reduction potential are suggested to participate in listvenite formation.

Листвениты как кварц-карбонатные породы, связанные с серпентинитами, в Усть-Депской зоне офиолитов были известны и ранее. Они выделялись как поделочные камни (Серединский, 1986 г.), залегающие в краевой зоне Усть-Депского выступа на правобережье р. Зея вблизи устья кл. Золотого. С тех пор эти породы детально не изучались, особенно в части минералогии и геохимии. Априори они считались неперспективными на золото образованиями. Так, даже в основательной работе А.П.Сорокина и др. (1989), посвященной золотоносности Верхнего Приамурья, не упоминалось о возможном участии лиственитов в россыпеобразующем процессе.

Исследования, проведенные нами, показали, что эти породы заслуживают более внимательного отношения, поскольку характеризуются повышенной золотоносностью. Более того, они оказались широко распространенными в серпентинитах Усть-Депской зоны и могут рассматриваться в качестве важных в промышленном отношении источников золота.

Листвениты закартированы не только в Усть-Депском, но и в Гарьском выступах серпентинитов (рис. 1). Возраст пород точно не установлен, но присутствие продуктов их дезинтеграции в базальных слоях юрских терригенных отложений указывает на вероятность формирования в позднем палеозое под влиянием гидротермальных растворов, связанных с гранитоидами. Поскольку гранитоиды в Усть-Депской зоне разновозрастны (PZ₁-K₂), то и листвениты разных зон могут иметь различный возраст, что следует иметь ввиду при последующих исследованиях.

Рис. 1. Схема размещения основных и ультраосновных пород Усть-Депской зоны офиолитов:

1 – четвертичные отложения; 2 – неоген – ранне-четвертичные отложения; 3 – песчаники, угли и туфы молчановской свиты (J₃-K₁); 4, 5 – терригенные породы депской (4) и аякской (5) свит (J₃); 6, 7 – терригенные породы ускалинской (6) и усмановской (7) свит (J_2-3); 8 – конгломераты и песчаники (J_2-3); 9 – офиолитовые вулканиты и аповулканитовые метаморфические сланцы (PR₂-PZ₁); 10 – биотитовые, гранат-биотитовые, двуслюдяные гнейсы, кварциты (AR₂); 11 – раннемеловые граниты (а) и гранит-порфиры (б); 12 – биотитовые граниты (PZ₃); 13 – гипербазиты (PR₂-PZ₁); 14 – контуры Усть-Депского (по геофизическим данным) и Гарьского (предполагаемые) массивов гипербазитов; 15 – разрывные нарушения.

В собственно Усть-Депском выступе достоверно известна одна зона лиственитов, приуроченная к северной его окраине (вблизи устья кл. Золотого). Простирание зоны широтное, протяженность около 600 м, мощность – первые десятки метров. Из обнажений коренных пород нами были отобраны пробы, результаты минералого-геохимического изучения которых приводятся ниже.

Кроме того, в пределах Усть-Депского выступа можно ожидать присутствие от трех до пяти лиственитовых зон, которые скрыты на глубине и на поверхности проявляются как небольшие линейные участки карбонатизации серпентинитов, что отмечалось и в других регионах (Агафонов и др., 1987). Такого рода участки, как видно из рис. 1, приурочиваются к зонам рассланцевания и дайкам диабазов. Серпентиниты, подвергшиеся карбонатизации, становятся более прочными. В них наблюдаются порфиробласты карбоната, побуревшие от окисления. Под микроскопом видно, что зерна карбоната слагают округлые пятна, в центральной части которых присутствует кварц, иногда чешуйки талька, реже фуксита. Карбонат относится к анкериту. По краям зерен его и в трещинах наблюдаются скопления буроватых гидроокислов железа. В местах карбонатизации гипербазитов встречаются мелкие тела родингитов, которые, как известно на Урале, иногда содержат золото (Мурзин, Малюгин, 1987).

Рис. 2. Лиственит из зоны лиственитов в до-лине р. Гарь-2.

Светлые полосы в породе сложены карбонатами, а темные - фукситом и ранним квар-цем. В нижней части снимка те же минералы в более сложном распределении. Уменьшено в 1/2 раза. Обр. СГ - 54-7.

Ещё более широко листвениты распространены в бассейне р. Гарь-2 (Гарьский выступ), где они в большинстве случаев сильно выветрелы, окислены и превращены в бурые сухаристообразные породы, в которых наблюдаются многочисленные включения разной величины зеленовато-голубоватого фуксита (рис. 2). Такого рода породы довольно широко представлены в бассейне кл. Каракатица, где в свое время при обработке россыпи золота было извлечено много крупных самородков, содержащих значительные количества платины. До пяти зон выветрелых лиственитов локализуется на левобережье р. Гарь-2 среди рассланцованных и оталькованных серпентинитов между кл. Мурзилка и кл. Зональным. Три-четыре зоны выветрелых лиственитов размещены среди рассланцованных серпентинитов на участке, прилегающем с севера к кл. Победа. Одна крупная (до 700 м длины) и ряд мелких субширотных зон лиственитов найдены нами в русле р. Гарь-2 между устьями ключей Холодного и Зонального. Листвениты как свежие, так и выветрелые. По-видимому, несколько зон лиственитов находится под офиолитовыми вулканитами около прорывающих их даек меловых гранитоидов.

Состав пород и минералов

Рис. 3. Лиственит из зоны лиственитов в устье кл. Золотого.

В породе видны субпарал-лельные темные полосы и линзы, сложенные ранней ассоциацией из кварца и фуксита, а также более поздние светло-серые полоски и прожилки из анкерита и брейнерита. Все эти образова-ния поперек пересекаются крупными и мелкими прожилками позднего безрудного кварца. Уменьшено в 2.5 раза. Обр. Мо-50.

---

Листвениты - среднезернистые породы кварц-карбонатного состава линзовидно-полосчатого сложения и желтовато-зеленоватой окраски. В них четко различаются (рис. 3) зеленые линзочки и полосы, которые сложены ранним кварцем с рассеянными в нем чешуйками зеленого фуксита и зернами рудных минералов (пирита, самородного золота), изредка альбита и хромита, а также более поздние полоски и жилки светло-коричневого цвета, сложенные, главным образом, анкеритом, реже брейнеритом. Все эти образования пересекаются более крупными жилками молочно-белого позднего кварца, от которых местами отходят более мелкие прожилки полупрозрачного кварца.

В целом, лиственитовые руды в порядке образования сложены следующими ассоциациями: 1) ксеноморфными столбчатыми зернами облачноугасающего кварца с двойниками давления; в кварце рассеяны мелкие (0.01-0.05 мм) чешуйки слабо зеленоватого фуксита, образующего, иногда, узкие оторочки вокруг хромита, а также полоски, линзочки зерен или единичные зерна альбита, отдельные чешуйки мусковита на контакте с карбонатами; 2) агрегатами из неправильных или пластинчатых зерен (0.4-2.0 мм) анкерита с укрупненными чешуйками фуксита (перекристаллизация с образованием розеток) и примесью талька; анкерит плеохроирует от бесцветного до бледно-желтого цвета, по краям и трещинкам окрашен гидроокислами железа; 3) прожилками светлого в проходящем свете брейнерита; 4) скоплениями зеленого хлорита, который образует прожилки в анкерите; в хлорите много зерен гидроокислов железа; 5) прожилками самого позднего карбоната (кальцита), которые пересекают участки зеленого хлорита. Все отмеченные ассоциации рассекаются жилками молочно-белого кварца (Зимин и др., 1998).

Химический состав лиственитов (табл. 1), как и исходных для них ультраосновных пород массива (Батурин и др., 1988), характеризуется низкими содержаниями TiO₂, P₂O₅, K₂O, и Na₂O. Имеются и значительные отличия: исследованные листвениты заметно обогащены MgO, FeO, Fe₂O₃. Примечателен высокий уровень накопления в них, по данным количественного спектрального анализа, Cr (1400-1600 г/т) и Co (90-130 г/т).

Таблица 1

Примечание: Аналитик Л.А.Авдевнина.

Атомно-абсорционным анализом трех свежих образцов лиственитов из зоны бассейна кл. Золотого обнаружено Au в количествах – 0.6, 3.9, 18.8 г/т. В двух образцах окисленных лиственитов, найденых в отвалах дражного полигона р. Гарь-2, установлено Au в количествах – 1.5 и 3.4 г/т.

В строении лиственитов принимает участие широкий круг минералов.

Кварц образует две генерации – раннюю и позднюю. Первая представлена вытянутыми или ксеноморфными зернами, которые имеют многочисленные двойники давления и мозаичное угасание; содержит многочисленные параллельные полоски, в которых находятся мельчайшие газово-жидкие включения (менее 0.01 мм) и более крупные (0.1 мм) чешуйки слабо зеленоватого в проходящем свете фуксита. Поздний кварц образует прожилки молочно-белого цвета мощностью до 1.0-1.5 см, которые пересекают все минеральные агрегаты в лиственитах.

Анкерит обычно слагает серию светло-буроватых паралельных прожилков, пересекающих линзочки раннего кварца с зеленым фукситом (рис. 2); реликты его отмечены в позднем кварце. В проходящем свете видно, что анкерит образует пластинчатые зерна, содержащие в трещинках и по краям буроватые гидроокислы железа, выделяющиеся при его окислении; имеет плеохроизм от бесцветного до светло-желтоватог, чем заметно отличается от брейнерита. В массе анкерита содержатся агрегаты перекристаллизованного фуксита, скопления чешуек талька. В его химическом составе (табл. 2) преобладают MgO и FeO, в подчиненном количестве присутствует MnO. В соответствие с В.Е.Трегером (1968), минерал можно идентифицировать как анкерит.

Брейнерит уступает по распространенности анкериту. В проходящем свете видны его жилки пересекающие зерна анкерита. Брейнерит не плеохроирует и не содержит гидроокислов железа. По химическому составу (табл. 2), минерал близок к переходной разности от брейнерита к мезититу.

Фуксит – визуально зеленый, а в проходящем свете светло-зеленоватый минерал, слагающий полоски и линзочки в раннем кварце, а также рассеянные в нем чешуйки, величиной 0.01-0.2 мм. От талька отличается наличием псевдоабсорбции. Иногда он образует узкие оторочки вокруг зерен реликтового хромита. В крупнозернистых агрегатах листочки фуксита увеличиваются из-за перекристаллизации с образованием розеток. Химический состав фуксита (табл. 2) характеризуется присутствием довольно высоких концентраций Cr₂O₃, причем хрома больше в центре зерен, чем по краям.

Из образца лиственитов, содержащих 18.8 г/т золота, после тонкого дробления и отсадки в столбе воды, была выделена проба фуксита. Атомно-абсорбционным анализом (с экстрацией металла сульфидами нефти) в ней обнаружено присутствие Au до 8.2 г/т.

Мусковит обычно приурочен к границе кварца и фуксита с карбонатами. Химический состав его, приведенный в табл. 2, близок эталонному.

Альбит отмечается в виде единичных зерен среди кварца первой генерации или же, как реликтовый минерал при карбонатизации и амфиболизации даек диабазов в зоне лиственизации. Из табл. 2 видно, что его химический состав отвечает стехиометрическому.

Хромит встречается чаще всего в линзочках раннего кварца в виде единичных реликтовых зернышек или их скоплений. Вокруг него иногда наблюдаются узкие оторочки фуксита. Как следует из табл. 3, изученные хромиты, сравнительно с акцессорными шпинелями Усть-Депского массива гипербазитов (Батурин и др., 1988), характеризуются низкой титанистостью и железистостью и высокой хромистостью. По концентрациям Cr₂O₃ они близки рудным разновидностям этого минерала. Выявлена зональность в распределении компонентов внутри зерен минерала: от центра к краю падают концентрации Cr₂O₃ и MgO и растут - FeO. Соответственно изменяется степень окисленности. Не исключено, что высокохромистые шпинели выносились гидротермальными растворами из недр Усть-Депского массива по зонам повышенной проницаемости, что свидетельствует о возможном присутствии залежей рудных хромитов на глубине.

Тальк наблюдается в альбит-карбонатных разностях пород, развитых около даек диабазов в серпентинитах. Это в основном тонкозернистые (не типичные для лиственитов) породы, в которых в проходящем свете отмечаются как пелитоморфные, так и кристаллические разности карбонатов. В скоплениях пелитоморфного карбоната тальковые чешуйки очень мелкие (0.01-0.03 мм), а в раскристаллизованных – крупнее (0.1-0.3 мм). Все эти агрегаты пересекаются жилками зеленоватого хлорита, образующего иногда венчики вокруг кристаллов более раннего пирита.

Хлорит образован позже анкерита и брейнерита, но раньше кальцита. Это зеленый минерал с коричневыми аномальными цветами интерференции. Химический состав его приведен в табл. 2. По степени концентрации FeO, Al₂O₃, MgO и железистости, согласно В.Е. Трегеру (1968), минерал является переходной разностью от амезита к дафиниту (на уровне прохлорита), но с большим содержанием глинозема.

Пирит распространен в лиственитах неравномерно. Он образует как мелкие, так и крупные кристаллы кубической формы величиной до 0.5 см, слагающие редкую или густую вкрапленность в породах, подверженных окварцеванию. Химический состав пирита приведен в табл. 4, из рассмотрения которой видно, что концентрации Ni в краевой части зерна больше, чем в центре. Содержания Co меняются в обратном порядке. Цинк присутствует лишь в краевой части зерен пирита. По данным атомно-абсорбционного анализа (с экстракцией металла сульфидами нефти) в пирите присутствуют Au в количестве 20 г/т.

Таблица 4

Примечание: 1 – центр зерна; 2 – край зерна.

Халькопирит обнаружен в виде мелких включений в пирите. В его составе отмечаются Ni (0.33 мас.%) и Zn (0.11 мас.%).

В тяжелой фракции протолочек лиственитов, помимо пирита, отмечены самородные алюминий и золото. Самородный алюминий представлен мелкими частицами (не более 0.15-0.2 мм в поперечнике). Химический состав его, согласно микрозондовым исследованиям, практически стерилен в отношении примесей.

Самородное золото чаще всего образует интерстициальные выделения среди агрегатов жильных минералов. Иногда фиксируются проволоковидные и пластинчатые обособления. Размер частиц золота редко превышает 0.10-0.15 мм.

Методом рентгеноспектрального анализа выделены золото-серебряная и золото-серебряно-ртутистая фазы самородного золота. Состав первой варьирует в широких пределах: концентрации серебра меняются от 9.6 до 19.0 мас.%

Ртутистое золото представлено как низкопробной, так и высокопробной разновидностями. При этом концентрации Hg и Ag обнаруживают прямую корреляционную связь. Содержания Hg возрастают от 0.8 ат.% в высокопробном золоте (5.3 ат.% Ag) до 17.3 ат.% в низкопробном (8.7 ат.% Ag). Аналогичная картина получена при изучении ртутистого золота из родингитов Урала (Малюгин, Мурзин, 1987).

В развалах зоны лиственитов выявлены две фазы металла: золото-серебряно-медистая и золото-серебряная. Макроскопически медистые разновидности – комковидные частицы золотисто-желтого цвета с красноватым оттенком. Примеси Cu и Ag в них достигают соответственно 2.3 и 6.3 ат.%. Золото, содержащее медь, ранее обнаружено в зонах родингитации Урала (Малюгин, Мурзин, 1987). В серебристой фазе содержания Au меняются от 81.3 до 94.2% массы, а Ag от 6.9 до 18.5% массы. В близких интервалах варьируют концентрации Au, Ag и Cu в самородном золоте из аллювиальных отложений кл. Золотого (Сорокин и др., 1989).

Присутствие в лиственитовых рудах самородного алюминия, медь-ртутьсодержащих разновидностей самородного золота свидетельствует о специфике метасоматических процессов в гипербазитах. Согласно современным представлениям, появление ртути в самородном золоте является следствием глубинного происхождения рудоносных растворов. Соотношение серебра и ртути при этом регулируется активностью серы в минералообразующем процессе, по (Barton, Noulmir, 1964; Patter, Barnes, 1978). Если принять во внимание тенденцию уменьшения равновесной примеси серебра с увеличением активности серы, то равновесное вхождение ртути в золото становится объяснимым. При этом ртутистым разновидностям золота должны соответствовать наиболее низкопробные. Присутствие меди в самородном золоте указывает на восстановительный режим рудообразования и невысокую активность серы (Малюгин, Мурзин, 1987). Самородный алюминий также рассматривается нами в качестве индикатора особого типа восстановительного метасоматоза. По мнению С.А.Ананьева и др. (1990), появление восстановительных газовых компонентов в гидротермальных растворах может быть вызвано инверсией режима системы с окислительного на восстановительный в случае взаимодействия флюидов с ультраосновными боковыми породами, играющими роль восстановительного барьера. В нашем случае, по-видимому, роль последнего мог играть органический материал юрских отложений, вмещающих гипербазиты.

Среди гипербазитовых массивов Усть-Депской офиолитовой зоны широко распространены золотоносные лиственитизированные породы. Особенности их минерального состава (присутствие самородного алюминия, медь-ртутьсодержащих разновидностей самородного золота) фиксируют восстановительные условия формирования метасоматитов. Выявление хромита, близкого по составу рудным разностям минерала, свидетельствуют о возможном присутствии на глубине залежей рудных хромитов. Проведенные исследования позволяют рассматривать листвениты как источники не столько россыпного, сколько рудного золота.

Агафонов Л.В., Ступаков С.И., Доильницин Л.Ф. и др. Апогипербазитовые карбонатсодержащие породы Монголии, компонентный состав, изотопы углерода и кислорода карбонатов // Гипербазитовые ассоциации складчатых областей. Новосибирск. ИТиГ СО АН СССР. 1987. С. 111-124.

Ананьев С.А., Ананьева Т.А. Восстановительный метасоматоз в гидротермальном процессе // Геология и разведка. 1990. № 10. С. 54-59.

Батурин С.Г., Боровик И.В. Вещественный состав пород и минералов Усть-Депской зоны офиолитов Буреинского массива (Верхнее Приамурье) // Природа базитов и гипербазитов Востока Азии. Владивосток. ДВО АН СССР. 1988. С. 16-28.

Дэна Дж. Д., Дэна Э.С., Пэлач У. и др. Система минералогии. Т. II. М.: Мир. 1966. 430 с.

Зимин С.С., Молчанов В.П., Октябрьский Р.А. Металлогения платины Буреинского срединного массива // Металлогения, нефтегазоносность и геодинамика Северо-Азиатского кратона и орогенных поясов его обрамления. Материалы 2 Всеросийского металлогенического совещания. Иркутск. 1998. С. 252-253.

Мурзин В.В., Малюгин А.А. Типоморфизм золота зоны гипергенеза (на примере Урала). Свердловск. УНЦ АН СССР. 1987. 96 с.

Сорокин А.П., Моисеенко В.Г., Беженар М.Г. Золотоносность мезозойских орогенных впадин юга Дальнего Востока // Минералогия Приамурья. Владивосток. ДВО АН СССР. 1989. С. 99-110.

Barton P.B., Noulmin J.B. The elektrum-tarnisch metnod for the determination of the fugasity sulfur in laboratory sulfide systems // Geochim. et cosmochim acta. 1964. V 28. P. 619-640.

Patter R.W., Barnes H.L. Phase relation in the Binary Hg-S // Amer. Mineralagist. 1978. V. 63. № 11-12. P. 1143-1153.