Содержание к диссертации
Введение
1. Постановка задачи и обоснование выбора районов исследований, их еологическое строение —11
1.1. Состояние проблемы и постановка задачи 11
1.2. Особенности геологического строения районов исследований —18
1.2.1. Юго-восточная часть Восточного Саяна 18
1.2.1.1. Офиолитовый комплекс 22
1.2.2. Джидинская зона 34
1.2.2.1. Джидинский гипербазитовый пояс 37
2. Особенности вещественного состава рудоносных метасоматических пород 43
2.1. Углеродистые метасоматиты 43
2.1.1. Оспинско-Китойский массив 44
2.1.2. Ехэ-Шигнинский массив 61
2.1.3. Джидинский гипербазитовый пояс 65
2.2. Родингиты -76
2.2.1. Петрография и минералогия метасоматических пород 77
2.2.2. Петрохимия и геохимия метасоматических пород 84
2.3. Сульфидизированные серпентиниты 90
2.3.1. Минералогия и петрография сульфидизированных серпентинитов 91
2.3.2. Петрохимия и геохимия сульфидизированных серпентинитов 94
2.4. Листвениты 105
2.4.1. Петрография и минералогия лиственитов 106
2.4.2. Петрохимия и геохимия лиственитов 112
3. Характеристика рудной минерализации метасоматических ород 122
3.1. Углеродистые метасоматиты- 122
3.2. Родингиты -127
3.3. Сульфидизированные серпентиниты 129
3.4. Листвениты 134
4. Геохимия и минералогия благородных металлов 138
4.1. Углеродистые метасоматиты 139
4.2. Родингиты 149
4.3. Сульфидизированные серпентиниты 155
4.4. Листвениты 159
5. Условия и обстановки формирования благороднометалльной минерализации -165
5.1. Углеродистые метасоматиты 165
5.2. Родингиты 171
5.3. Сульфидизированные серпентиниты 176
5.4. Листвениты- 179
5.5. Перспективная оценка нетрадиционных типов благороднометалльной инерализации 181
Заключение 185
- Особенности геологического строения районов исследований
- Родингиты
- Сульфидизированные серпентиниты
- Сульфидизированные серпентиниты
Введение к работе
Актуальность темы. Восточный Саян и Джидинская зона уже более века считаются золотоносным районами (Золото Бурятии, 2000). С начала XX века в золотоносных россыпях, приуроченных к выходам пород офиолитового комплекса, отмечаются находки платиновых минералов (Высоцкий, 1933). Поиски платиноидного оруденения, проведенные в последние годы, позволили установить, что источниками платиновых минералов в россыпях являются породы офиолитового комплекса (Жмодик и др., 2000). С офиолитами связаны и многие месторождения и рудопроявления золота. Однако ранее поиски платинометалльного оруденения проводились, прежде всего, в рудных образованиях, традиционно считающихся платиноносными (хромититы, Cu-Ni-руды). В то же время, существуют минералого-геохимические предпосылки обнаружения комплексной золото-платиноидной минерализации в апогипербазитовых и апобазитовых метасоматитах, связанных с офиолитами: родингитах, лиственитах и др. Самородные металлы, а также сульфидная никель-кобальтовая минерализация отмечаются в серпентинитах. Повышенные содержания благородных металлов характерны для углеродсодержащих пород офиолитовой ассоциации. В шлиховых пробах, в пределах исследуемых районов, в ассоциации с минералами элементов платиновой группы (ЭПГ) были обнаружены минералы (гранат, аваруит, пирит, магнетит, гематит), которые также установлены в родингитах, зонах развития сульфидной и магнетитовой минерализации в серпентинитах и амфиболитах, тальк-карбонатных породах и лиственитах. Особенностью гипербазитов Оспинско-Китойского массива Восточно-Саянского офиолитового пояса является присутствие обуглероженных разностей (Шестопалов, 1938; Белов, Богидаева, 1962; Колесник, 1965; Пинус, Колесник, 1966; Коржинский, 1967; Летников и др., 1996; Галимов и др., 1998, 2000; Данилова, Данилов, 2001 и др.). Известно, что углеродистые породы углеродизированные образования эндогенного происхождения (черные сланцы) часто содержат комплексную благороднометалльную минерализацию, оруденение других типов (Созинов и др., 1979; Гурская, 2000; Коробейников, 1993, 1995; Томсон и др., 1995; Чернышев, Коробкина, 1995 и др.).
Упомянутые метасоматические образования практически не изучались на предмет платиноносности. Отдельные рудопроявления золота, никеля, кобальта, локализованные в таких породах, описаны в отчетах производственных организаций, проводивших геолого-съемочные и поисково-разведочные работы, но они ограничены краткой характеристикой руд и подсчетом прогнозных ресурсов. Все эти данные послужили основанием для прогнозирования и изучения нетрадиционных типов благороднометалльной минерализации, локализованных в родингитах, лиственитах, зонах пирит-магнетит-хлоритовой минерализации в амфиболитах (пирит-магнетит-хлоритовых метасоматитах), зонах сульфидизации серпентинитов и углеродизированных породах (гипербазитах, альбититах и др.). Кроме того, актуальность данной проблемы обусловлена необходимостью выявления ресурсов и подсчета запасов золота для обеспечения запланированного темпа роста золотодобычи предприятиями Бурятии, а также прогнозной оценкой Западного Забайкалья на платинометалльное оруденение.
Цель работы. Изучение вещественного состава нетрадиционных типов благороднометалльной минерализации в офиолитах Восточно-Саянского и Джидинского поясов, оценка условий их формирования.
Задачи исследований.
1. Изучение минерального состава и геохимических особенностей потенциально рудоносных метасоматитов.
2. Исследование изотопно-геохимических характеристик углеродизированных пород.
3. Изучение распределения благородных металлов в породах и минералах.
4. Оценка Р-Т-условий формирования потенциально рудоносных образований с благороднометалльной минерализацией.
Научная новизна. Установлено, что золото- и платиноносными являются продукты метасоматической переработки ультраосновных и основных пород офиолитовой ассоциации, представленные родингитами, пирит-магнетит- хлоритовыми метасоматитами, лиственитами, углеродизированными образованиями в гипербазитах и альбититах, зонами сульфидизации в серпентинитах. Во всех изученных породах установлены повышенные содержания Pt, Pd, Au и Ag, впервые выделены и проанализированы минералы золота, серебра и платиноидов, а также рудные минералы, ассоциирующие с благороднометалльной минерализацией. Обнаружены ассоциации минералов благородных металлов в родингитах и пирит- магнетитовых метасоматитах (интерметаллид Au и Sn, самородное, ртутистое и медистое золото, сперрилит), в углеродизированных гипербазитах (соединения платины и палладия состава Pt0.iPd - PtPd15, интерметаллиды Pt, Pd и Sn (масленицковит - (PtPd)3Sn, (Pt,Pd)4Sn), ртутистое и медистое золото, интерметаллид Sn и РЬ). Проведено исследование минералогических, петрохимических и геохимических особенностей потенциально рудоносных метасоматитов, выполнены изотопно-геохимические исследования углерода из углеродизированных пород. На основе полученных данных оценены Р-Т-условия и геодинамические обстановки формирования прогнозируемых нетрадиционных типов благороднометалльной минерализации.
Практическая значимость. Изучение нетрадиционных типов благороднометалльного оруденения получило широкое развитие в последние годы в различных регионах России. Это связано с тем, что большинство ныне эксплуатируемых месторождений в настоящее время в той или иной мере отработаны и возникла проблема расширения минерально-сырьевой базы благородных металлов. На этом фоне месторождения нетрадиционных типов приобретают все большее значение, поскольку они, в большинстве случаев, являются комплексными, и могут, кроме золота и платиноидов, содержать другие полезные компоненты, например U, Hg, Sb, Sn, V, Mo и др.
В настоящей работе приводятся результаты детальных минералого-геохимических исследований нетрадиционных типов благороднометалльной минерализации, локализованных в родингитах, лиственитах, зонах сульфидизации и углеродизации в гипербазитах и связанных с ними метасоматитах, а также даны петрогеохимические и минералогические особенности вмещающих оруденение метасоматических пород. На основе полученных данных, проведена оценка условий формирования метасоматитов и сопутствующей благороднометалльной минерализации. Подобные образования в будущем, могут стать источниками комплексной благороднометалльной минерализации, несмотря на сравнительно низкие по отдельности содержания рудных компонентов. Некоторые из них могут рассматриваться в качестве возможных крупнообъемных месторождений. Установленные особенности вещественного состава, в таком случае, будут полезны при разработке поисковых признаков и критериев оруденения, а также при создании методики отработки таких руд.
ОСНОВНЫЕ ЗАЩИЩАЕМЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ
1. Основными носителями нетрадиционного благороднометаллъного оруденения в офиолитах Восточно-Саянского и Джидинского поясов являются родингиты, пирит-магнетит-хлоритовые метасоматиты, листвениты, зоны углеродизации и сульфидизации локализованные в породах основного и ультраосновного состава.
2. Выделенные типы минерализации содержат комплексную Au-Ag-Sn- Pt-Pd минерализацию, но каждый тип характеризуется своим набором благородных металлов и сопутствующих элементов.
Углеродизированные породы, родингиты и пирит-магнетит- хлоритовые метасоматиты имеют Au-Pt-Pd геохимическую специализацию. Кроме того, в углеродизированных породах присутствует Ag, а в родингитах и пирит-магнетит-хлоритовых образованиях - Sn. В сулъфидизированных серпентинитах отмечаются повышенные содержания Pt, а листвениты вмещают Cu-Pb-Zn-Au-Ag минерализацию. 3. Формирование благороднометалльного оруденения в изученных петрографических типах пород связано с процессами метаморфо генно - метасоматического изменения пород офиолитовой ассоциации: высокотемпературной углеродизацией пород под воздействием углеродсодержащих мантийных флюидов, родингитизацией и хлоритизацией глаукофансодержащих метабазитов при низких температурах (200 — 300°С) и давлениях (2 — 4 кбар), антигоритовой серпентинизацией, лиственитизацией и сопутствующей сульфидизацией гипербазитов.
Фактический материал. В основу работы положены материалы, собранные автором и сотрудниками лаборатории геохимии ГИН СО РАН во время полевых работ 1996 - 2000 годов. В работе было использовано около 150 анализов на петрогенные элементы и более 400 анализов на элементы-примеси, в том числе на золото, серебро, платину, палладий, РЗЭ. Часть проб проанализирована на ЭПГ, углерод (органический и карбонатный). Выполнено около 30 определений изотопного состава углерода и более 300 микрозондовых анализов породообразующих и рудных минералов. Описано более 200 шлифов и аншлифов.
Методика исследований. При полевых исследованиях проводилось рядовое и крупнообъемное (вес пробы 15-25 кг) геохимическое опробование, необходимое для действительной оценки концентраций благородных металлов. Вещественный состав пород и минералов исследовался в шлифах, аншлифах и преператах концентратов искусственных шлихов. Для изучения распределения благородных металлов, а также элементов-примесей в породах и минералах, использовался комплекс аналитических исследований. Общий химический анализ пород был проведен рентгено-флюоресцентным методом в ОИГГиМ СО РАН и в ГИН СО РАН методом "мокрой химии" (аналитики В.А.Иванова, И.В.Боржонова). Содержания элементов-примесей (в том числе РЗЭ) в породах и углеродистом веществе определялись атомно-абсорбционным, инструментальным нейтронно-активационным (ОИГГиМ СО РАН, аналитик С.Т.Шестель), рентгенофлюоресцентным (ГИН СО РАН, аналитик Б.Ж.Жалсараев) и приближенно-количественным спектральным (Республиканский Аналитический Центр РБ, аналитик И.Н.Рандина) методами, а также методом ICP-MS в Институте геохимии СО РАН (аналитики Смирнова Е.В., Пахомова Н.Н.). Концентрации Au, Ag, Pt и Pd определялись химико-атомно-абсорбционным (ОИГГиМ СО РАН), химико- спектральным (ГИН СО РАН, аналитики А.Б.Куликова, А.А.Цыренова, Л.В.Митрофанова), пробирно-спектральным (Республиканский Аналитический Центр РБ) и микропробирным нейтронно-активационным (ГЕОХИ РАН, аналитик Д.Ю.Сапожников) методами. Содержания благородных металлов предварительно анализировались СЭС методом в ИГХ СО РАН. Полный анализ на шесть ЭПГ был проведен в ЦНИГРИ: на Pt, Pd и Rh - атомно-эмиссионным методом с пробирным концентрированием; на Ir, Os и Ru - кинетическим методом. Отдельные зерна минералов анализировались с использованием сканирующего электронного микроскопа "Jeol" с приставкой "Kevex", микрозондов "Camebax Micro" (ОИГГиМ СО РАН, аналитик О.С.Хмельникова) и МАР-3 (ГИН СО РАН, аналитики Н.С.Карманов, С.В.Канакин, Г.Н.Загузин). Изотопный состав углерода определялся в лабораториях ГЕОХИ РАН (аналитик А.А.Ширяев), ИГЕМ РАН (аналитик Л.П.Носик) и ОИГГиМ СО РАН (аналитик В.В.Пономарчук) на масс-спектрометрах VARIAN-MAT-230.
Названия амфиболов даны согласно существующей классификации (Номенклатура амфиболов..., 1997). Обработка геохимических данных производилась с помощью компьютерных программ Excell, Minpet 2.0, TPF, графические изображения получены с помощью программ Photostyler, CorelDraw, Picture Publisher.
Публикации и апробация работы. По теме диссертации опубликовано 12 работ, в том числе 4 статьи и 8 тезисов докладов. Результаты исследований докладывались на IV Международном научном симпозиуме студентов, аспирантов и молодых ученых "Проблемы геологии и освоения недр" (Томск, 2000), на научной конференции "Проблемы геологии и геохимии юга Сибири" (Томск, 2000), на XIX всероссийской молодежной конференции "Строение литосферы и геодинамика" (Иркутск, 2001), на Всероссийском совещании "Современные проблемы формационного анализа, петрология и рудоносность магматических формаций" (Новосибирск, 2003), а также на ежегодных научных сессиях Геологического института СО РАН.
Объем и структура работы. Диссертация состоит из введения, пяти глав и заключения. Общий объем работы - 221 стр., 48 рисунков, 36 таблиц, в том числе 7 приложений. Список литературы состоит из 163 наименований.
Работа выполнена в лаборатории геохимии ГИН СО РАН под руководством д.г.-м.н., прфессора А.Г.Миронова, которому автор искренне благодарен за постановку задачи исследований, всестороннюю помощь и поддержку в работе. Полевые и научные исследования проводились в тесном сотрудничестве с Ю.Ч.Очировым, С.М.Жмодиком. Кроме того, в работе были использованы материалы А.А.Куликова. В процессе работы автор неоднократно обращался за консультациями к Д.А.Орсоеву, Н.А. Дорониной, А.А.Цыганкову, Н.Н.Егоровой, Т.Т.Врублевской, А.В.Татаринову. Автор выражает свою признательность Н.С.Карманову, С.В.Канакину и Г.Н.Загузину за проведение микрозондовых анализов, а также Л.Б.Дамдиновой за помощь в оформлении работы. Аналитические работы выполняли Б.Ж.Жалсараев, А.А.Цыренова, Л.В.Митрофанова, Э.М.Татьянкина, А.Б.Куликова, В.А.Иванова, И.В.Боржонова и другие сотрудники лабораторий ФМА и ХСМА Геологического института СО РАН, а также А.А.Ширяев, Д.Ю.Сапожников (ГЕОХИ РАН); В.В.Пономарчук, С.Т.Шестель, О.С.Хмельникова (ОИГГМ СО РАН); Л.П.Носик (ИГЕМ РАН); Е.В.Смирнова, Н.Н.Пахомова (ИГХ СО РАН); И.Н. Рандина (РАЦ РБ). Всем перечисленным коллегам автор глубоко благодарен.
Особенности геологического строения районов исследований
Многие вопросы геологического строения юго-восточной части Восточного Саяна дискуссионны, что не позволяет составить однозначного представления о докайнозойском геологическом развитии и тектонической эволюции региона. Наиболее убедительными, по мнению автора, представляются материалы Н.Л.Добрецова, В.Г.Беличенко, Р.Г.Бооса, А.Б.Кузьмичева и др. (Беличенко и др., 1988, Добрецов и др., 1989, Кузьмичев, 2002). ложность геологического строения юго-восточной части Восточного Саяна, обусловлена сочетанием различных структур (рис.1). Занимая окраинное положение в структуре полеозоид Центральной Азии, регион находится в северо-восточной части Тувино-Монгольского массива, включает в себя Ильчирскую структуру (террейн), являющуюся окраинной частью Джидинской палеоокеанической зоны, и Окинскую структуру, представляющую собой палеоаккреционную призму (Кузьмичев, 2002). С северо-востока эти структуры по сложной зоне глубинных разломов граничат с выступом фундамента Сибирской платформы.
Крупные надвиги в Восточном Саяне и Прибайкалье были известны давно, тем не менее, они не были признаны большинством геологов и оставались в течение длительного времени дискуссионными. Опираясь на новые фактические данные, эти взгляды возрождены Н.Л.Добрецовым (Добрецов и др., 1985) юго-восточной части Восточного Саяна выделяются шесть основных групп формаций (или формационных комплексов) (Добрецов и др., 1989).
Самыми древними образованиями являются выступы древнего кристаллического континентальных блоков, традиционно именуемых глыбами": Гарганская, Бутугольская и Шутхулайская (рис.1). Сюда же тносится также Хара-Тологойский блок метаморфических пород, который лагает тектоническую пластину метаморфизованных сланцев. Наиболее представительной в юго-восточной части Восточного Саяна является арганская глыба, сложенная породами плагиоплерогнейсовой формации: плерогнейсами, плероамфиболитами, плероплагиоклазовыми нейсогранитами, гнейсогранодиоритами. В гнейсогранитах присутствуют реликты метаморфических пород: гнейсов, амфиболитов, кристаллических сланцев. Породы иркутной (гарганской, монгошинской) свиты и ильчирской толщи налегают непосредственно на Гарганскую глыбу со стратиграфическим несогласием и датируются поздним рифеем, формируя чехол континентального блока (Беличенко и др., 1988). ркутная свита представляет собой существенно карбонатную толщу, сложенную мраморами, доломитами, известняками, мусковито-кварцевыми сланцами и, в подчиненном количестве, аркозовыми песчаниками (в основании). Ильчирская толща залегает в основании офиолитового покрова, в виде отдельной чешуи. Характерны тектонические контакты и с подстилающей карбонатной толщей (иркутной свитой). Основная часть толщи сложена осадочно-вулканогенными отложениями, включающими зеленокаменные измененные базальты и андезиты, тесно ассоциирующие с рассланцованными туфами и туффитами, а также, в меньшей мере углеродисто-кремнистыми и углеродисто-глинистыми сланцами, чередующимися с песчаниками и алевролитами. В основании толщи, среди углеродистых сланцев отмечаются прослои сульфидных руд. В отдельных местах, в составе ильчирской толщи наблюдаются олистостромовые горизонты. Матрикс этих образований представлен преимущественно зелеными сланцами, первично-вулканогенными породами и темно-серыми филлитовидными, иногда карбонатными сланцами, часто с сульфидами. Олистолиты и олистоплаки сложены известняками, карбонатными сланцами, тальк-карбонатными породами, гипербазитами, иногда диабазами и габбро, т.е. членами офиолитовой ассоциации.
Разрез чехла Гарганской глыбы в целом амагматичен и интерпретируется как шельфовый комплекс пассивной континентальной окраины (Кузьмичев, 2002). Рифейско-палеозойские образования в пределах рассматриваемого района представлены пестроцветными осадочно-вулканогенными (сархойская серия) и, главным образом, карбонатными (боксонская серия) отложениями, а также офиолитами, обрамляющими Гарганскую глыбу. 1.2.1.1. Офиолитовый комплекс Ультраосновные и габброидные массивы выделялись предыдущими исследователями как самостоятельные интрузивные или протрузивные образования, относимые к двум самостоятельным комплексам венд-нижнекембрийского возраста (ильчирский и боксонский соответственно) и риуроченные к зонам глубинных разломов (Лодочников, 1936, Пинус и др., 1958, Пинус и Колесник, 1966 и др.). По их мнению, становление интрузий альпинотипных гипербазитов связывается с начальными этапами развития геосинклинали и в дальнейшем процессе её эволюции не повторяется. Это вызвано нарастанием сиалической коры, в результате чего энергии тектонических напряжений становится недостаточно для продвижения перидотитовой магмы в верхние слои коры. Отсутствие проявлений контактового метаморфизма при внедрении гипербазитов объясняется тем, что гипербазитовый расплав внедрялся в верхние горизонты земной коры в виде кашеобразной массы кристаллов оливина, содержащей также водную фазу, кремнезем и окись хрома.
По современным представлениям, гипербазитовые и габброидные тела, распространенные в юго-восточной части Восточного Саяна, находятся в аллохтонном залегании и являются, вместе с дайковым комплексом и вулканитами, членами офиолитовой ассоциации. Выходы офиолитов образуют два прерывистых пояса (Ильчирский и Боксон-Харанурский), обрамляющие с трех сторон образования Гарганской глыбы (см. рис. 1). На их пересечении расположен наиболее крупный в регионе Оспинско-Китойский гипербазитовый массив (Добрецов и др., 1989а). Кроме двух перечисленных поясов, выделяется Бельско-Дугдинский офиолитовый пояс, расположенный в северной части изучаемой территории (в центральной части Восточного Саяна) (Секерин и др., 2002). Пояс включает серию базит-гипербазитовых тел, простирающихся в субширотном направлении от верховьев рек Бий-Хем, Каа-Хем до рек Белая и Урик, наиболее крупным из которых является Ехэ-Шигнинский базит-гипербазитовый массив. На основе К-Аг датировок и находок палеозойской фауны в отложениях, перекрывающих и подстилающих офиолиты, а также непосредственно в вулканогенно-осадочной части офиолитового разреза (оспинская свита), обосновывается рифей-нижнекембрийский возраст офиолитов Ильчирского и Боксон-Харанурского поясов (Добрецов и др., 1985а). Подобный возраст поздний рифей - венд) определен и для офиолитов Бельско-Дугдинского пояса, на основе геологических построений и Rb-Sr датировок гранитов, прорывающих гипербазиты (Секерин и др., 2002). изученной части Восточного Саяна обнаружены, хотя и во фрагментах, все члены офиолитовой ассоциации. В большинстве случаев внутри офиолитового покрова выделяются три чешуи: верхняя ультрабазитовая, средняя - сложенная породами полосчатого и габбрового комплексов и нижняя вулканогенно-осадочная. Подобная последовательность свидетельствует об опрокинутом залегании офиолитов. Это связано с тем, что относительно приподнятая Гарганская глыба явилась препятствием, которое вызвало подворачивание фронтального края покрова и дальнейшее его перемещение уже в опрокинутом залегании (перемещение подобно гусенице танка) (Кузьмичев, 1995). Во всех случаях в основаниях офиолитовых покровов закартированы зоны серпентинитового меланжа или меланжево-олистостромового комплекса, а также чешуи, сложенные породами ильчирской толщи (углеродистые сланцы, вулканогенно-терригенные образования).
Родингиты
Впервые термин "родингит" был предложен П. Маршалом в 1911 г, для названия пород Са-силикатного состава, сложенных диаллагом, пренитом, гроссуляром и встреченных в бассейне р. Родинг в Новой Зеландии (Marshall et al., 1911). В отечественной литературе этот термин вошел в обиход петрографов с 1965 г, после работ Г. В. Пинуса и Ю.Н. Колесника (1966). Эти породы могут быть представлены от мономинеральных хлоритовых до мономинеральных гранатовых с большим количеством промежуточных парагенезисов, в которых могут участвовать около 20 минералов (везувиан, волластонит, диопсид и др.). Считается, что родингиты являются продуктами Са-метасоматоза при серпентинизации, образующимися при температурах 430 - 470С и при высоком давлении, связанном с процессами тектонического сжатия при внедрении серпентинизированных ультраосновных пород (Юркова, 1981). Ю.Н. Колесник считает, что родингиты, альбититы, нефриты и углеродизированные гипербазиты являются продуктами единого метасоматического процесса, а формирование их связано с изменением химических потенциалов кальция, натрия, калия и углекислоты в гидротермальных растворах (Колесник, 1966).
Родингиты были обнаружены как в древних офиолитовых комплексах, так и на дне современного океана, в пределах Срединно-Атлантического хребта, где они сложены низкотемпературными минеральными ассоциациями (клинопироксен, гидрогранат, везувиан, пренит, эпидот, хлорит и др.) (Колесник, 1981). 2.2.1. Петрография и минералогия метасоматических пород. В пределах Восточного Саяна родингиты обнаружены во многих гипербазитовых массивах (Пинус, Колесник, 1966). Нами подобные образования изучались в пределах Хурай-Жалгинского гипербазит-базитового массива, а также в районе Хушагольского месторождения нефрита (Оспинско-Китойский массив). Хурай-Жалгинский гипербазит-базитовый массив. Наибольшим распространением в массиве пользуются апобазитовые амфиболиты, сложенные в основном эпидотом, магнезиальной роговой обманкой (прил.4) и хлоритом. В подчиненном количестве в породе присутствует кварц. Рудные минералы представлены магнетитом, пиритом и халькопиритом. Амфиболиты характеризуются пониженным содержанием щелочей (до 0,7 вес.% в сумме), и относительно повышенным - железа (до 19.08 вес.% в сумме), алюминия (до 12.6 вес.%) и кальция (до 15.5 вес.%). Содержание элементов-примесей в амфиболитах примерно соответствует среднему составу габбро (прил. 3) (Богатиков и др., 1987).
Серпентиниты присутствуют в массиве в виде тонких протяженных прослоев и линз. Породы сложены антигоритом с прожилками хризотил-асбеста и примесью тремолита, хлорита и реликтов орто- и клинопироксенов. Рудные минералы (3-5%) представлены пиритом, халькопиритом, магнетитом и зигенитом, образуя рассеянную вкрапленность и редкие прожилки. Для серпентинитов характерно повышенное содержание железа (до 16.79 вес.% в сумме), и кальция (до 4.82 вес.%) (прил. 3). Первичные гипербазиты были существенно обогащены хромитом, о чем свидетельствует обнаружение в серпентинитах хромшпинелидов (около 30% от количества магнетита) состава (мас.%): Сг203 15.3 - 26.4; FeO 47.7 - 64.1; А1203 4.8 -15.7; МпО 1.9 - 5.0; MgO 0.3 - 3.4. Габброиды массива изменены до плагиоклаз-эпидотовых пород с реликтами роговой обманки и пироксенов. Породы отличаются повышенной щелочностью, причем Na20 преобладает над К20 (прил. 3). По отношению Na/K выделяется два типа габброидов: в первом, это отношение изменяется от 2.39 до 3.31 (натрий-калиевая серия), во втором - от 14.86 до 38.71 (натриевая серия). По химическому составу породы отвечают субщелочному габбро (Классификация и номенклатура..., 1981). Родингиты отмечаются в виде линз и будин мощностью до 2 - 3 м, приуроченных к тектоническим контактам амфиболитов с ультраосновными породами (серпентинитами). Они представляют собой зеленовато-желтые и светло-зеленые интенсивно сульфидизированные породы. Минеральный состав пород изменяется от гранатовых до гранат-хлоритовых, гранат-диопсидовых и диопсидовых разностей. Гранатовые и гранат-хлоритовые родингиты сложены идиоморфными зернами граната (гроссуляр, андрадит), промежутках, между которыми встречается хлорит (пеннин-клинохлор), диопсид, с редкими реликтами роговой обманки (рис. 23, прил. 5). Диопсидовые родингиты на 70% сложены диопсидом, слагающим вытянутые зерна в массе хлорита, в подчиненном количестве в породах присутствуют тремолит, тальк и серпентин. Гранат-диопсидовые родингиты характеризуются относительно малым количеством хлорита. С родингитами пространственно связаны протяженные (до 900 м) зоны пирит-магнетит-хлоритовой минерализации в амфиболитах.
Породы, слагающие эти зоны, были названы пирит-магнетит-хлоритовыми метасоматитами. Они представляют собой интенсивно пиритизированные и магнетитизированные амфиболовые породы темно-зеленого цвета, часто рассланцованные и трещиноватые. Иногда содержат небольшие количества углеродистого вещества. Эти породы сложены в основном амфиболами, хлоритом (пеннин-клинохлор), реже встречается эпидот, кварц и клинопироксен, кроме того, присутствует значительное количество пирита и магнетита (до 30 - 40 об.%). Амфиболы представлены тремя разновидностями, отчетливо различающимися в шлифах (рис. 24): первая -имеет темно-зеленый, до светло-коричневого цвет, представлена ферричермакитом, вторая - имеет голубой цвет, представлена феррибарруазитом и винчитом и третья, представленная магнезиорибекитом, присутствует в виде оторочек фиолетового цвета (прил. 4). При движении зонда от центра к краю зерна амфибола видно, что содержание Na в минералах увеличивается, тогда как Са и А1 - понижается (рис.25) Минералы присутствуют в виде вытянутых, реже изометричных зерен, в массе хлорита, в котором отмечаются также редкие реликты клинопироксена и гнезда эпидота. По соотношениям минералов в шлифах видно, что хлорит замещает амфиболы, что свидетельствует о более поздней хлоритизации амфиболитов. В районе Хушагольского проявления родингитов, ультраосновные породы (серпентиниты) содержат два небольших штока габбро-диабазов, которые сопровождаются многочисленными мелкими телами того же состава, мощностью до 8 м.
Они имеют обычно линзообразную форму, незакономерно ориентированы в пространстве. Родингиты замещают основные породы и образуют зональные линзовидные и дайкообразные тела, вмещаемые серпентинитами. Серпентинит, вмещающий тела родингитов, не претерпевает существенных изменений. Только местами в непосредственной близости от пироксенитовой оболочки появляются перекристаллизованные разности серпентинитов, состоящие из игольчатого агрегата антигорита. Детальное петрографическое описание родингитов этого района дано в работах Г.В. Пинуса и Ю.Н. Колесника (Колесник, 1965; Пинус, Колесник, 1966). Породы образуют линзовидные, дайкообразные тела в серпентинитах. Характерно зональное строение тел. Центральные части их сложены волластонит-везувиановой породой с гранатом. Волластонит образует таблички и иглы различных размеров, промежутки между которыми заполнены везувианом. Количественные взаимоотношения между минералами меняются от чисто везувиановых до чисто волластонитовых разностей. По обоим минералам развивается гранат в виде отдельных хорошо образованных кристаллов (до 0.5 мм), которые иногда сливаются в сплошную массу, где остаются только мелкие реликты везувиан-волластонитового агрегата. Ближе к контактам тел, везувиан-волластонитовая порода сменяется везувиан-диопсидовои, где волластонит присутствует в виде тонких жилок. Непосредственно на границе с серпентинитом остается один диопсид, образующий мономинеральную массу, которая связана с предыдущими зонами постепенными переходами. Характерно большое разнообразие форм выделения диопсида. Иногда в породе встречаются отдельные чешуйки биотита, редкие зерна везувиана.
Сульфидизированные серпентиниты
Сульфидизированные серпентиниты вмещают прожилково-вкрапленные сульфидные Ni-Co-руды, кроме того, они содержат магнетит и хромшпинелиды. Магнетит присутствует в виде тонкозернистой рассеянной массы, округлых и неправильных изометричных зерен и шлировидных выделений размером до 1 - 2 см, реже - в виде октаэдрических кристаллов. Хромшпинелиды встречаются, как правило, в виде реликтов в центральных частях крупных зерен магнетита. Сульфидные минералы серпентинитов представлены пиритом, миллеритом, зигенитом, халькопиритом, реже галенитом и Fe-Ni-Co минералом, отвечающим по составу железистому зигениту (Fe-зигенит). Минералы присутствуют в виде редкой вкрапленности и мелких прожилков, не образуя крупных скоплений. Основная масса сульфидных минералов приурочена к антигоритовым и серпофит-антигоритовым серпентинитам. Химические составы сульфидных минералов показаны в табл. 15. Пирит слагает мелкие зерна и метакристаллы кубической формы, реже крупные зерна размером до 0.6 см, иногда образует срастания с халькопиритом, реже, халькопирит находится в виде включений. Характерно присутствие примеси Со в пирите, достигающее содержаний 2.37 вес.%, тогда как никель, на уровне чувствительности анализа обнаруживается лишь в единичных пробах.
Сульфиды никеля и кобальта слагают округлые вытянутые зерна, часто находятся в срастании друг с другом, а также с пиритом. Миллерит образует зернистые агрегаты ярко-желтого цвета, отчетливо отличающиеся по эффектам анизотропии, присутствует в срастании с железистым зигенитом (рис.43). Минерал характеризуется постоянной примесью железа (до 7.22 вес.%), в некоторых зернах отмечается примесь кобальта (до 0.69 вес.%). Необычным минералом является Fe-зигенит, который слагает зерна изометричной вытянутой формы, имеет слабый кремовый оттенок. Часто находится в срастании с миллеритом, редко - в виде включений в галените (рис.43, 44). Содержания железа в минерале варьируют от 7.29 до 9.96 вес.%. Зигенит присутствует в виде редких включений в пентландите и галените. Минерал характеризуется примесью РЬ (0.21 вес.%), отношение Ni/Co составляет 1.98. Галенит слагает единичные зерна размером до 1.5 мм с угловатыми краями (грани кубических кристаллов) в серпофит-антигоритовых серпентинитах.
Никелевые минералы в отдельных зернах рассечены кристаллами антигорита (рис.45), но в большинстве случаев слагают цельные, нерассеченные зерна. Такое соотношение антигорита и сульфидов свидетельствует о том, что формирование никелевых минералов происходило одновременно с процессом антигоритизации пород. Следует отметить, что, несмотря на присутствие в серпентинитах сульфидов никеля и кобальта, содержания этих элементов близки к кларковым для ультраосновных пород (см. рис. 35). Такое положение свидетельствует, о формировании сульфидных минералов за счет перераспределения никеля и кобальта, изначально присутствующих в породе, без привноса их извне. В результате, отсутствуют крупные скопления Ni-Co-содержащих минералов. Небольшой привнос фиксируется лишь для РЬ и As. Известно, что при серпентинизации никель и кобальт выносятся из оливина, и, при повышенной фугитивности серы в растворе, связываются в сульфиды (Штейнберг, Чащухин, 1977). Кроме того, снижение температуры ниже 300-400 С ведет к возрастанию сродства металлов к сере, и, следовательно, появлению сульфидных минералов (Павлов, 1976). В заключение, можно отметить, что серпентиниты вмещают никель-кобальтовые сульфидные руды, отсутствуют минералы меди. Формирование прожилково-вкрапленных руд происходит в результате перераспределения никеля и кобальта, изначально присутствующих в первичных гипербазитах. Процесс сульфидизации приурочен к наиболее поздней стадии серпентинизации - антигоритизации. 3.4. Листвениты
Сульфидные минералы в лиственитах присутствуют в виде вкрапленности, прожилков, крупных гнезд, и представлены пиритом, халькопиритом, галенитом, сфалеритом, блеклыми рудами, отмечаются также магнетит и гематит. Сульфиды приурочены чаще к кварцевым Рис. 45. Сульфидные минералы, Отраженный свет, увел. 250. рассеченные кристаллами серпентина. прожилкам в лиственитах (хотя встречаются и в карбонатной составляющей), тогда как магнетит и гематит тяготеют к фукситу (магнетит) и карбонатам (гематит). В крупных гнездах сульфидов, пирит образует срастания со сфалеритом, халькопирит присутствует в срастаниях и во включениях в пирите. В рудоносных кварц-тальк-карбонатных лиственитах сульфидные минералы ассоциируют с гематитом (рис. 46). Фуксит-магнетитовые агрегаты являются продуктами разложения хромшпинелидов. Следует отметить, что сульфидными минералами обогащены рудоносные листвениты, тогда как рядовые - лишь местами содержат редкую вкрапленность пирита, образующего правильные кубические кристаллы. Лиственитизированные породы
Ильчирского проявления содержат борнит, хромит, гематит. Таким образом, отдельные тела лиственитов содержат Fe-Cu-Pb-Zn сульфидные руды, приуроченные в большинстве случаев к кварцевым прожилкам. В заключение данной главы, можно сказать, что каждая метасоматическая порода характеризуется своим набором рудных минералов. Так углеродизированные гипербазиты вмещают сульфидные (реже арсенидные) Fe-Ni-Cu руды, слагающие редкую вкрапленность. Углеродизированные метасоматические породы (листвениты, диопсидиты, альбититы и др.) отличаются появлением сульфидов Си, РЬ и Zn (галенит, сфалерит, борнит, блеклые руды и др.), но имеют схожий характер распределения сульфидных минералов. Родингиты и пирит-магнетитовые метасоматиты вмещают пирит-халькопирит-магнетитовые густовкрапленные (до массивных) руды, без минералов Pb, Zn и др. Сульфидизированные серпентиниты содержат никель-кобальтовые сульфидные прожилково-вкрапленные руды, где преобладающими минералами являются миллерит, кобальт-пентландит, пирит, халькопирит, зигенит, редко появляется галенит. Листвениты отличаются от серпентинитов присутствием сульфидов Pb, Zn (галенит, сфалерит), а также пирита, халькопирита, блеклых руд, местами борнита и др. Сульфидов никеля и кобальта в породах не отмечается.
Сульфидизированные серпентиниты
Многочисленные экспериментальные исследования процесса серпентинизации оливина, проведенные разными исследователями выявили прямую зависимость температуры от давления и установили, что верхним пределом устойчивости серпентина являются 400 - 500С, ассоциации брусит-серпентин - 350 - 400С, нижний предел устойчивости оливина 350 -400С (Боуэн, Таттл, 1950; Pistorius, 1963; Johannes, 1968; Чащухин, 1977; Варлаков, 1986 и др.). Формирование ранних серпентиновых минералов (лизардита и хризотила) связано с воздействием метеорных вод, и происходит при становлении (кристаллизации и остывании) ультраосновных пород (Штейнберг, Чащухин, 1977). Поэтому, на дне современных океанов (в частности, в срединно-океанических хребтах) фиксируются серпентиниты и серпентинизированные гипербазиты (Зоненшайн, Кузьмин, 1993; Штейнберг, Чащухин, 1977 и др.). Низкотемпературный характер процесса обусловлен тем, что высокая теплопроводность воды способствует быстрому охлаждению гипербазитов (Варлаков, 1986). Последующая антигоритизация является следствием увеличения температуры при прогрессивном метаморфизме продуктов ранней серпентинизации, связанном с прогревом пород при воздействии интрузий, либо при региональном метаморфизме. Однако она протекает в области неустойчивости оливина, поскольку не сопровождается его регенерацией. На основании изотопных исследований водорода и кислорода в серпентинитах, источником воды в них считаются океанические, метеорные и метаморфогенные воды, в подчиненном количестве могут присутствовать и воды магматического генезиса, что, однако является спорным вопросом (Буякайте и др., 1983; Варлаков, 1986; Уханов и др., 2002; Штейнберг, Чащухин, 1977). В изученных участках, серпентиниты представлены несколькими разновидностями, среди которых выделяются: лизардитовые, антигоритовые, хризотил-анитгоритовые, серпофит-антигоритовые разности. Формирование ранних серпентинитов происходит в близповерхностных условиях, возможно при кристаллизации ультраосновных пород, в результате фреатической серпентинизации (по А.С.Варлакову (1986)). С серпентинизирующими растворами, по-видимому, привносятся некогерентные элементы (Zr, U, Th, Pb и др.).
Учитывая, что рудоносными являются преимущественно антигоритовые серпентиниты, можно считать, что температурные условия рудообразования отвечают условиям антигоритизации: 220 - 460, до 610С (Варлаков, 1986; Уханов и др., 2002; Wenner, Taylor, 1973). В нашем случае, причиной антигоритовой перекристаллизации серпентинитов являлся, по всей вероятности, прогрев пород при тектонических движениях (покровообразовании), поскольку интрузивных тел в контакте с серпентинитами не отмечается. Источником воды для антигоритовой серпентинизации являются как ранние серпентиниты (вода связанная в минералах), так и океаническая вода, попавшая в зону меланжа. Прожилково-вкрапленная сульфидная минерализация (3-5 об.%) приурочена к наиболее поздним и высокотемпературным антигоритовым и серпофит-антигоритовым серпентинитам. Однако, несмотря на присутствие сульфидной Ni-Co-минерализации, содержания этих элементов в сульфидизированных серпентинитах близки к кларку для ультраосновных пород (см. табл. 7), следовательно, формирование сульфидных руд происходит при перераспределении рудных компонентов, содержащихся в первичных ультраосновных породах и ранних серпентинитах. Известно, что повышенные содержания Pb, Zn, Au, Ag характерны для пород, сформированных в условиях задуговой зоны спрединга, где эти компоненты поступают как из мантии, так и из погружающейся плиты (Зоненшайн, Кузьмин, 1993). Появление сульфидной минерализации в серпентинитах связано с повышением активности серы в растворах (Штейнберг, Чащухин, 1997). Концентрация благородных металлов происходит в сульфидных минералах, что доказано изучением распределения Au, Pt и Pd в сульфидном, магнитном и хромитовом концентратах, выделенных из сульфидизированных серпентинитов, а также выражается в прямой корреляции платины с РЬ. Следовательно, именно присутствие или отсутствие серы в серпентинизирующих растворах является решающим фактором появления сульфидной и благороднометалльной минерализации в изученных серпентинитах.
Как известно, для реститовых гипербазитов характерна Ru-Ir-Os геохимическая специализация, где ЭПГ концентрируются в хромитовых рудах (Рудашевский и др., 1983; Паланджян и др., 1994; McElduff, Stumpfl, 1990; Liipo, 1999). При серпентинизации таких пород происходит перераспределение платины и появление повышенных содержаний этого элемента в сульфидизированных разностях. Тяжелые платиноиды ведут себя инертно и остаются в реликтах хромитовых руд, что в результате приводит к обогащению хромитсодержащих серпентинитов как Pt, так и Ru, Іг и Os.
В заключение можно отметить, что благородными металлами обогащены сульфидизированные разности серпентинитов антигоритового и серпофит-антигоритового состава. Они характеризуются платиновой геохимической специализацией, в отдельных пробах повышены содержания золота и серебра. Формирование рудной и благороднометалльной минерализации в серпентинитах связано с перераспределением компонентов в ходе антигоритовой перекристаллизации ранних серпентинитов при обдукции офиолитовых пластин. 5.4. Листвениты. Морфология тел лиственитов показывает, что породы приурочены к протяженным зонам дробления среди серпентинитов. Карбонатизации подвергаются преимущественно антигоритовые серпентиниты. Сначала, происходит замещение серпентина тальком. В ходе дальнейшего процесса появляется кварц, тальк постепенно исчезает из минеральной ассоциации, и формируются кварц-карбонатные ("серые") листвениты. В заключительную стадию в результате разложения хромшпинелидов и привноса калия в ассоциации появляются хлорит-фуксит-магнетитовые агрегаты и образуются фуксит-кварц-карбонатные ("зеленые") листвениты.
По соотношениям рудных и породообразующих минералов в лиственитах видно, что формирование рудной минерализации происходит в наиболее позднюю стадию лиственитизации и приурочено к появлению кварца в минеральной ассоциации. Следовательно, рудоносной является ассоциация кварц-(тальк)-брейнерит-фуксит-пирит-халькопирит- галенит-сфалерит. Кроме того, на ранней стадии лиственитизации базитов, местами могут формироваться локальные участки, обогащенные рудными минералами, но проявления благороднометалльной (платиноидной) минерализации в них приурочены к первичным хромитовым рудам. В этом случае, рудоносной является ассоциация серпентин+карбонат+хлорит+хромит. Однако следует иметь в виду, что рудоносные листвениты встречаются только в отдельных телах, в то время как в большинстве такие породы являются безрудными. Рудоносные листвениты отличаются от безрудных по гехимическим характеристикам: низкие концентрации некогерентных элементов - Rb, Ва, Sr, Zr Nb, РЗЭ, повышенные содержания Си, Pb Zn, и, соответственно, благородных металлов.
Формирование лиственитов связано с более поздними процессами метасоматического изменения серпентинитов, при воздействии углекислых растворов повышенной щелочности. Наличие гематита в продуктах ранней стадии лиственитизации (тальк-карбонатных и серпентин-хлоритовых породах) свидетельствует о повышенном окислительном потенциале среды минералообразования. Появление кварца в ассоциации с железистыми карбонатами происходит при падении рН существенно щелочных растворов от 10.1 до 7.2 (Павлов, 1976). Дальнейший рост кислотности растворов способствует процессу выпадения кварца, разрушению комплексных золотосодержащих соединений и осаждению самородного золота, параллельно с этим происходит разрушение тиосульфидных комплексов и формируется сульфидное оруденение.
