Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Геологическое строение массива. 7
1.1. История геологического изучения 7
1.2. Геологическое строение 9
Глава 2. Петрографическая характеристика пород 23
2.1. Дунит-гарцбургитовый комплекс 23
2.2. Верлит-клинопироксенит-габбровый комплекс 29
Глава 3. Петрогеохимическая характеристика пород, 35
3.1. Методика изучения 35
3.2. Петрохимия пород 36
3.3. Геохимия микроэлементов 46
3.4. Геохимия редкоземельных элементов 52
Глава 4. Состав и термобарометрия породообразующих, Рудных и акцессорных минералов 56
4.1. Состав минералов 56
4.2. Термобарометрия 62
Глава 5. Благородные металлы в породах и рудах 71
5.1. Платиноиды в слабоизмененных несульфидизированных породах массива 71
5.2. Золото в слабоизмененных несульфидизированных породах базит- гипербазитового комплекса 75
5.3. Благородные металлы в хромитовых рудах и сульфидизированных породах 76
Глава 6. Рудные полезные ископаемые массива . 80
6.1. Хромитовое оруденение 80
6.2. Золотое оруденение 88
Глава 7. Метаморфизм гипербазитов массива. 101
7.1. Методика работ 101
7.2. Метаморфизм 101
Глава 8. Перспективы таловского массива на хромитовое и благороднометальное оруденение 107
8.1. Перспективы массива на хромитовое оруденение 107
8.2. Перспективы массива на благороднометальное оруденение 112
Глава 9. Геодинамические условия формирования таловского Габбро-гипербазитового массива 115
9.1. Сопоставление петрогеохимических особенностей пород массивов.115
9.2. Сопоставление массивов по благородным металлам 128
9.3. Геодинамическая позиция становления таловского массива 130
Заключение 138
Литература.
- Геологическое строение
- Верлит-клинопироксенит-габбровый комплекс
- Геохимия редкоземельных элементов
- Термобарометрия
Введение к работе
Актуальность. История развития складчатых сооружений, особенно ранних ее этапов, теснейшим образом связана с проблемой формирования габбро-гипербазитовых массивов. Кроме того, они являются вмещающими породами для целого ряда полезных ископаемых, в том числе хромитов, золота, элементов группы платины, никеля, меди и т.д.
В силу широкого развития и высокой степени изученности гипербазиты Урала представляют в этом отношении эталонный объект. Работами ряда исследователей было показано, что габбро-гипербазитовые массивы Урала укладываются в две формации: альпинотипную дунит-гарцбургитовую (хромитоносную) и зональную дунит-клинопироксенит-габбровую (платиноносную). В пределах Южного Урала, куда входит рассматриваемый нами Таловский массив, известна только первая из них. Однако, в силу своего структурного положения различными исследователями он относился то к дунит-гарцбургитовой, то к дунит-клинопироксенит-габбровой формациям, что автоматически предопределяло ту или иную его потенциальную рудоносность, так как ранее предполагалось, что платиноносными могут быть только породы дунит-клинопироксенит-габбровой формации, а хромитоносными - породы дунит-гарцбургитовой формации.
Вместе с тем, в последние десятилетия накопилось много данных, противоречащих этому положению. В частности, появилась информация о высоких содержаниях элементов группы платины в сульфидизированных породах и хроми-товых рудах дунит-гарцбургитовой формации (Смирнов и др., 1993; Волченко и др., 1993; Знаменский и др., 1994; Сначёв и др., 1995; Савельев, 2000), о многочисленных месторождениях и проявлениях золота в метасоматически измененных и тектонически преобразованных альлинотипных гипербазитах (Берзон, 1983; Сазонов, 1987).
Определенный интерес представляет и вопрос о геодинамической обстановке формирования Таловского габбро-гипербазитового массива, выяснение которой поможет сделать еще один шаг в понимании истории развития области сочленения Южного и Среднего Урала.
Целью настоящей работы является установление на основе изучения геологического строения, петрогеохимических особенностей пород и руд, химического состава породообразующих и акцессорных минералов формационной принадлежности и геодинамической позиции Таловского массива, а так же оценка его перспектив на хромитовое и благороднометальное оруденение.
Фактический материал. Работа написана на основе материала собранного и проанализированного автором за период 1997-2002 г.г. в процессе выполнения хоздоговорной темы "Изучение магматизма, метаморфизма и металлогении Ми-асской площади (лист №-40-VII, новая серия)" с ФГУГП "Челябинскгеосъемка". Описано около 150 прозрачных шлифов, 60 полированных шлифов, обработано 227 силикатных анализов, в том числе 62 собственных (химическая лаборатория
ИГ УНЦ РАН, аналитик С.А. Ягудина), изучено 60 проб слабо измененных габб-роидов и гипербазитов нейтронно-активационным методом на редкоземельные и малые элементы и 25 проб на элементы группы платины в испытательном центре "ЦЛАВ" при ГЕОХИ (г. Москва, зав. лаб. Г.М. Колесов). Определение содержаний благородных элементов в хромитовых рудах и сульфидизированных породах проводилось химико-спектральным методом с выделением суммы металлов на органическом сорбенте и спектральным окончанием в ИГЕМе (г. Москва, зав. лаб. В.В. Дистлер). Изучение химического состава породообразующих и акцессорных минералов (75 анализов) проведено в Институте минералогии УрО РАН (г. Миасс, аналитик Е.Н. Чурин) на рентгеноспектральном микроанализаторе Superprobe-733 JEOL. В Институте геологии УНЦ РАН проанализировано 60 проб гипербазитов термическим методом (аналитик Т.И. Черникова), а также изохронным Rb-Sr методом выполнено абсолютное датирование диоритов и плагиограни-тов (анализ выполнен В.М. Горожаниным). Анализ расплавных включений в кварце диоритов и плагиогранитов проведен в ИГЕМе (проф. В.Ю. Прокофьев).
Научная новизна проведенных исследований заключается в следующих основных положениях.
Уточнено геологическое строение Таловского массива, составлена карта степени его серпентинизации.
Детально изучены геохимические особенности всех разновидностей пород (РЗЭ, ЭПГ, малые элементы) от кислых до ультраосновных.
Обоснована принадлежность Таловского массива к альпинотипной ду-нит-гарцбургитовой формации.
Показано, что массив сложен породами двух комплиментарных друг другу комплексов - реститовым гипербазитовым и магматическим базитовым, имеющих различный механизм формирования.
Обоснована полигенность и полихронность образования известных в пределах Таловского массива золоторудных объектов. Установлен возраст связанного с диоритовыми интрузиями продуктивного золотого оруденения, а так же температура и глубина их образования.
Изучен химический состав породообразующих, акцессорных и рудных минералов в породах базитового и гипербазитового комплексов, рассчитаны температуры их образования.
Проведена оценка хромитовой, сульфидной и золоторудной минерализации на элементы группы платины.
Впервые в пределах золоторудных объектов Таловского массива выявлены минералы группы платины.
Дана прогнозная оценка на хромитовое оруденение, составлена карта ду-нитовой составляющей восточного фланга массива.
Практическая ценность. Результаты исследований по Таловскому габбро-гипербазитовому массиву вошли составной частью в отчет Миасского отряда ФГУГП "Челябинскгеосъемка" по завершению геолого-съемочных работ в преде-
лах листа N-41-VII (новая серия, Миасский лист, масштаб 1:200000). Отнесение массива к дунит-гарцбургитовой формации позволяет положительно оценить его перспективы на хромитовые руды и благороднометальную минерализацию. Проведенные исследования по изучению благородных металлов в различных типах рудной минерализации указывают на необходимость постановки более детальных работ на ряде выделенных участков развития пород дунит-гарцбургитового комплекса. Дана оценка перспектив массива на флангах уже известных золоторудных и хромитовых объектов, а так же на выявление новых хромитовых тел. Переданные в ФГУГП "Челябинскгеосъемка" материалы используются для направления поисковых работ в пределах Таловского массива. Защищаемые положения.
Таловский габбро-гипербазитовый массив относится к альпинотипной дунит-гарцбургитовой формации и сложен породами двух комплиментарных друг другу комплексов - реститовым дунит-гарцбургитовым и магматическим верлит-клинопироксенит-габбровым.
Хромитовое оруденение массива является высокохромистым и приурочено к жильным дунитам дунит-гарцбургитового структурно-вещественного комплекса. Оно образовано в интервале температур 1280-1330С и преобразовано в коровых условиях в антигоритовую фацию метаморфизма ультрабазитов.
Благороднометальная минерализация Таловского массива формировалась на протяжении длительного интервала времени, начиная от становления ги-пербазитовой его составляющей до внедрения малых тел габбро-диорит-плагиогранитного состава.
По комплексу характеристик Таловский массив заметно отличается от других массивов Главного Уральского разлома и сформировался в океанической структуре щелевого типа.
Объем и структура работы. Диссертация состоит из введения, 9 глав и заключения. Она изложена на 148 страницах текста и сопровождается 62 иллюстрациями и 21 таблицей. Список литературы включает 142 наименования.
Апробация работы. Основные положения диссертации докладывались на VI, VII и VIII научных студенческих школах "Металлогения древних и современных океанов" (Миасс, 2000-2002 г.г.), научном симпозиуме студентов, аспирантов и молодых ученых "Проблемы геологии и освоения недр" (Томск, 2002), на IV Республиканской геологической конференции "Геология и перспективы расширения сырьевой базы Башкортостана и сопредельных территорий" (Уфа, 2001), на конференциях молодых ученых по проблемам геологии Урала (Уфа, 1999-2000), а также на заседаниях Ученого Совета ИГ УНЦ РАН, лаборатории "Изотопной геологии и рудных месторождений". По теме диссертации опубликовано 7 работ.
Работа выполнена в лаборатории "Рудных месторождений" Института геологии УНЦ РАН под руководством доктора геол.-мин. наук В.И. Сначёва, которому автор выражает особую признательность. Автор благодарит кандидата геол.-мин. наук Д.Е. Савельева за ценные советы при обсуждении результатов исследо-
ваний, кандидатам геол.-мин. наук М.В. Рыкусу и Н.Г. Рыкус и другим сотрудникам лаборатории - Р.А. Насибуллину, А.Ф. Габидуллину, Е.Н. Савельевой, А.В. Сначёву за помощь на всех стадиях подготовки диссертации.
Геологическое строение
Миасская площадь, в пределы которой входит Таловский габбро-гипербазитовый массив, издавна интересовала исследователей широким развитием магматизма, обилием рудопроявлений и месторождений полезных ископаемых. История исследования этого района рассмотрена в большом количестве рукописных и печатных работ. Первые общие сведения о его геологическом строении содержаться в работах Гофмана и Гельмерсена, Г. Розе, И.В. Мушкетова, А.П. Карпинского, A.M. Зайцева, Ф.Н. Чернышева, А.В. Николаева, Н.Д. Соболева, В.В. Наливкина, Н.К. Высоцкого, Н.Н. Дингелыптедта, Л.С. Либровича, О.А. Нестоянова, Н.Н. Бородаевского, Е.А. Кузнецова и многих других. Научное исследование района начато в XIX столетии в связи с открытием старателями сначала россыпных, а в 1870 г. коренных месторождений золота. Основные представления о геологическом строении рассматриваемой территории были заложены в трудах выдающихся геологов прошлого: Д.С. Белянкина, А.Е. Ферсмана, Б.П. Кротова, А.Н. Заварицкого, Е.А. Кузнецова, Е.А. Муравьевой, Т.Н. Хакиной.
Начало наиболее детальному изучению геологии района положил B.C. Коптев-Дворников в 1938 г. Под его руководством были проведены работы по составлению геологической карты масштаба 1 : 25000 для южной части Миас-ского района. В отчете обобщен большой материал по всем имеющимся рукописным и печатным работам и уточнены все новые, на то время, данные по стратиграфии, тектонике и полезным ископаемым. В пределах Магнитогорского синк-линория B.C. Коптевым-Дворниковым выделены следующие свиты: поляковская - S2, мало-кумачинская - верхи Db ирендыкская - Di_2, каримовская - верхи D2, аушкульская - верхи D2, ара-тауская - D3, верхне-атлянская - D3.
Во время и после второй мировой войны различными геологическими организациями здесь проводились многочисленные поисковые работы. Большей частью они велись на схематических геологических картах и планах, что потребовало создание сводных детальных геологических карт, которые бы обобщили и увязали весь имеющийся материал. Такими работами с 1948 по 1965 г.г. занималась петрографическая экспедиция МГУ под руководством Е.А. Кузнецова и Т.Н. Фроловой. По результатам этих работ составлена сводная геологическая карта в масштабе 1 : 50000 вдоль зеленокаменной полосы Тагило-Магнитогорского прогиба. Помимо геологического картирования авторы провели детальные исследования по петрографии, магматизму, тектонике и рудоносности зеленокаменного комплекса, которые потом были обобщены и опубликованы в многочисленных статьях и отчетах. В этот период были проведены поисковые и разведочные работы на многие полезные ископаемые, открыты, разведаны и отрабатывались месторождения золота (как коренные, так и россыпные), железа, хрома, ниобия, вольфрама, талька, флюсовых известняков, каолинитов, маршаллита, охр и мно гие другие. Значительный вклад в открытие и изучение этих месторождений вне сли П.И. Кутюхин, А.П. Сигов, А.И. Бородаевский, Б.З. Горбунов, Н.И. Кураев, И.С. Рожков, К.З. Абдрахимов, М.Н. Альбов, И.А. Кочергин, В.А. Ершов, Б.А. Успенский, М.Н. Цимбаленко, П.Г. Пантелеев, Л.В. Еселевич, Г.А. Голованов, А.О. Кайзер, А.Ф. Петров, М.А. Георгиевский, Ф.К. Тарханеев, А.С. Корженевская, А.И. Понамарев.
В конце 50-х - первой половине 60-х г.г. была проведена геологическая съёмка масштаба 1 : 10000 на территории Ильменского заповедника под руководством В.Я. Левина. В 1960-е - первой половине 1970-х годов геологосъемочные работы носили более углубленный характер, сопровождаясь геофизическими работами, бурением, проходкой шурфов и канав. В 1958-61 г.г. под руководством С.А. Зорина проводилась геологическая съемка масштаба 1 : 50000. В пределах Центрально-Уральского поднятия им выделено две свиты рифейского возраста -таганайская и уреньгинская. В Магнитогорском мегасинклинории вдоль западного борта Таловского массива выделена лишь одна куштумгинская свита нижнепалеозойского возраста, представленная переслаивающимися слюдяно-кварцевыми, глинистыми, углисто-глинистыми, углисто-кремнистыми сланцами, песчаниками, мраморами, амфиболитами и порфиритами. По результатам электроразведочных работ выделена Тургоякская аномальная зона для поисков медно-никелевых руд.
В 1962 г под редакцией И.Д. Соболева завершено составление полистной геологической карты масштаба 1 : 200 000 на всю территорию Урала.
В 1977-82 г.г. Челябинской геологоразведочной экспедицией под руководством В.В. Бабкина проводилось геологическое доизучение масштаба 1 : 50000 Миасской площади с целью составления отвечающей требованиям того времени геологической карты, оценки перспектив картируемой площади. Проведены сопутствующие поисково-оценочные работы на выявление месторождений железных руд, меди, золота, хромитов и других полезных ископаемых.
Верлит-клинопироксенит-габбровый комплекс
Петрографические особенности пород Таловского массива изучались исследователями на протяжении многих лет. Одними из первых авторов довольно полного, для того времени, петрографического описания пород массива являются С.А. Вахромеев, И.А. Зимин, К. Е. Кожевников, А.Н. Ласьков, Г.М. Мазаев. Их работы относятся к 20-30 гг. прошлого века. Более поздние работы выполнены такими исследователями как P.O. Берзон, К.К. Золоев, В.А. Степанов, В.В. Бабкин и др.
В связи со значительной степенью серпентинизации массива выполнено большое число исследований в различной степени серпентинизированных разновидностей гипербазитов. В этом отношении следует особо отметить достижения А.С. Варлакова, Д.С. Штейнберга, И.С. Чащухина и др.
Однако, несмотря на весь накопленный литературный материал, касающийся петрографии массива, детальные особенности взаимоотношений минералов отражены недостаточно. Как правило, исследования массива были направлены непосредственно на выявление золоторудных, хромитовых или асбестовых объектов. В результате чего петрографии уделялось второстепенное значение.
В данной главе будет приведено описание различных разновидностей пород Таловского массива с выявлением и частичной интерпретацией некоторых петрографических особенностей. Исследования проводились с помощью поляризационного и рудного микроскопов. В большинстве своем материал основан на собственных данных.
Следует оговориться, что определенные оптическим методом ромбические пироксены верлит-клинопироксенитовой ассоциации при микрозондо-вом исследовании оказались моноклинными разновидностями. Тем не менее, ниже будет приведено описание пироксенсодержащих пород без учета мик-розондовых результатов.
Описание гипербазитов приводится в соответствии с классификацией и номенклатурой, одобренной Терминологической комиссией Петрографического комитета ОГГГ АН СССР (Магматические..., 1983) (табл. 2.1).
. Серпентиниты. Базит-гипербазитовым массивам зоны ГУРа свойственна большая степень серпентинизации, чем другим подобным альпинотип ным массивам - Крака, Нурали, Рай-Из и др.. Таловский массив не является исключением, степень серпентинизации его гипербазитовой части - 90-100 %. Серпентиниты можно разделить на две группы: 1) с реликтами первичной породы (апогарцбургитовые и аподунитовые) и 2) без каких либо признаков первичной породы.
Первые распространены, главным образом, на восточном борту массива. Внешне это светло- темносерые плотные породы. В апогарцбургитовых разностях хорошо заметны баститовые псевдоморфозы по энстатиту до 1-1,5 см в диаметре (рис. 2.1). Вообще, среди описываемых пород преобладают именно апогарцбургитовые разности серпентинитов, типичные же аподунитовые разновидности серпентинитов присутствуют незначительно в виде отдельных блоков.
Аподунитовые серпентиниты характеризуются мелкозернистой структурой хорошо заметной под микроскопом. Визуально от типичных железистых дунитов их отличает только отсутствие бурой корки "загара", характерной для альпинотипных магнезиальных дунитов.
Среди апоперидотитовых серпентинов преобладает антигорит, но нередко встречается и хризотил. Основные структуры антигорита - перекре-щенноигольчатая и пластинчатая (штубахитовая) (рис. 2.2). Он образует гребенчатые шнуры поперечно-волокнистого и радиально-лучистого строения, а также мелкочешуйчатые агрегаты. Хризотил образует поздние прожилки продольно-волокнистого и поперечно-волокнистого строения и развит по трещинкам как в реликтах оливина, так и в антигорите.
Всегда присутствует магнетит в количестве 5-10 %. Представлен двумя генерациями. Вторая генерация образована короткопрожилковыми или гнездовыми выделениями (0,0п-0,п мм) тонкозернистого (0,00п мм) магнетита (рис. 2.3). Он в разной степени (от практически незатронутых до почти полных псевдоморфоз) замещается гематитом. Этот магнетит также обрастает вокруг небольших (0,0п мм) зерен хромшпинелидов, содержание которых составляет доли процента.
Магнетит первой генерации представлен отдельными идиоморфными слегка удлиненной неправильной формы вкрапленниками (0,п-п мм) (рис. 2.4). Неправильная форма выделений обусловлена неравномерным замещением его нерудным минералом. Судя по тому, что есть случаи обрастания этой разновидности магнетитом второй генерации - он является первичным, содержание его в породе - также доли процента. Замещается магнетит либо а) гематитом (и/или маггемитом), причем мелкие зерна интенсивнее, либо б) пластинчатым (чешуйчатым, таблитчатым) нерудным минералом. Некоторые зерна магнетита первой генерации содержат мелкую (0,00п мм) сыпь пирита, халькопирита и пентландита. С магнетитом второй генерации связано небольшое количество (сотые доли процента) очень мелкого аваруита.
Геохимия редкоземельных элементов
Для уточнения генезиса различных комплексов и ассоциаций, для оценки качества руд и выявления перспектив обнаружения новых месторождений наряду с изучением петрохимических особенностей различных структурно-вещественных комплексов Таловского массива и закономерностей распределения в них редких и малых микроэлементов нами проведено изучение химического состава породообразующих и акцессорных минералов. Важность и даже необходимость таких исследований, в первую очередь, обусловлена высокой информативностью их состава, которая отражает даже незначительные изменения условий при минералообразовании (Царицын, 1979; Савельева, 1987; Паланджян, 1990; Макеев, 1992). Например, по особенностям состава породообразующих минералов в базит-гипербазитовых комплексах возможно выявление скрытой зональности не доступной для установления какими либо другими методами (Уэйджер, Браун, 1970; Дистлер и др., 1979; Шарков, 1981, 1983 и др.). Большое значение имеет изучение рудообразующих и акцессорных хромшпинелидов, состав которых зависит от состава вмещающих комплексов пород (Соколов, 1949; Павлов и др., 1979 и др.).
Изучение состава отдельных минералов позволяет точно диагностировать минералы с переменным химическим составом, такие как пироксены, шпинелиды и др.
К тому же существует ряд термометрических пересчетов химических анализов минералов - орто-клинопироксеновый, ортопироксеновый, клинопироксено-вый, оливин-хромшпинелевый, на основе которых довольно точно устанавливаются температуры минералообразования (Перчук, 1977; Майсен, Бетчер, 1975 и ДР-) Изучение особенностей состава минералов позволяет разделять сходные по петрографическим и другим характеристикам ультраосновные породы и относить их к той или иной формации или тому или иному комплексу внутри нее. К примеру, оливины дунитов габброидного комплекса дунит-гарцбургитовой формации более железисты, чем такие же дуниты ультрабазитового комплекса (Савельева, 1987; Магматические ..., 1988; Макеев, 1992), а хромшпинелиды дунит-гарцбургитовой формации более хромисты, менее железисты, чем хромшпинелиды дунит-клинопироксенит-габбровой формации.
Изучение химического состава минералов проводилось нами методом рент-гено-спектрального микрозондирования. С недавних пор эта методика прочно вошла в минералогическую практику, поскольку позволяет получать достоверные сведения о составе минералов не опасаясь загрязнения, которое неизбежно с применением силикатного анализа монофракций (механические примеси, различные включения и т.д.). Определение химического состава минералов проведены на рентгено-спектальном микроанализаторе Superprobe-733 JEOL в лаборатории экспериментальной минералогии ИМин УрО РАН (г. Миасс, аналитик Е.И. Чурин, зав. лабораторией В.Н. Быков).
Оливины одни из главнейших минералов гипербазитов, где они могут слагать до 99 % объема породы. Породообразующие оливины дунит-гарцбургитовой формации, так же известной под названием альпинотипной, являются высокомагнезиальными с содержанием фаялитового минала в пределах 7-10 %. Оливины дунитов Таловского массива согласуются с этой характеристикой. Они имеют стабильный состав с высоким содержанием MgO (50-51 %), низким FeO (в среднем 8,14 %) и общей железистостью в 8,25-8,71 %, что указывает на их рестито-вую природу (табл. 4.1, рис .4.1). Содержания Si02 находится на уровне 40-42 %. Из проанализированных элементов-примесей наибольшее распространение имеет NiO. Содержания его в дунита стабильны на уровне 0,22-0,23 %, а в аподунито-вых серпентинитах из скважины с глубины 140,5 м (Попова и др., 1994) происходит разброс значений от 0,16 до 0,4 %. Концентрация МпО не превышает 0,16 % и даже часто находится на уровне ниже возможности определения. Содержания СаО также невелики - до 0,056 %.
Примечательно, что в оливинах из верлитов, в которых соотношение оливина к клинопироксену составляет 1:3, железистость доходит до 18-20 %, а в кли-нопироксенитах, где количество клинопироксена увеличивается до 90 %, - до 24 % фаялитового минала (рис. 4.1, табл. 4.1). Таким образом, железистость оливина прямо пропорциональна количеству клинопироксена в породе. Содержание MgO обратно пропорционально железистости и находится на уровне 39-44 %. Оно также, как и FeO, связано с количеством клинопироксена в породе, но имеют обратную зависимость.
Резкий отрицательный скачек содержаний магния и положительный железа при переходе от дунитов к верлит-клинопироксенитам говорит о различном генезисе этих образований. Это подтверждает состав оливина из лерцолита, содержание MgO и FeO в котором, соответствует средним значениям между истощенными реститами и магматическими перидотитами.
Содержание NiO в оливинах верлитов и клинопироксенитов значительно ниже, чем в оливинах ультрабазитовой ассоциации (0,068-0,1%), в то же время в них отмечается постоянное присутствие МпО (0,24-0,37%). На диаграмме FeO-NiO для гипербазитов Таловского массива видно уменьшение содержания никеля и резкое увеличение железа при переходе от дунитов к магматическим верлит-клинопироксенитам (рис.4.2). Вместе с этим нужно добавить, что изменение химического состава оливина при переходе от гипербазитов к пироксенитовой части разреза происходит довольно резко и здесь наблюдается более широкий диапазон вариаций состава. Этот факт говорит в пользу участия в генезисе пород верлит-клинопироксенитовой ассоциации процессов кристаллизационной дифференциации.
Хуомшпинелиды - одни из самых распространенных типоморфных минералов гипербазитов, где они содержатся в количестве 1-2 %, иногда образуя по вышенную вкрапленность в дунитах и гарцбургитах до 5-10 %. К тому же хромшпинелиды являются рудообразующими минералами хромитовых руд. 0,45 МО 0, Рудообразующие хромшпинелиды проявлений Таловского массива характеризуются высокой хромистостью (СггОз 50%) и магнезиальностью (MgO=12-15 %) (табл. 4.2), что сближает их с хромитовыми месторождениями дунит-гарцбургитовой формации. Суммарное содержание FeO находится на уровне 15-18 % с незначительным преобладанием трехвалентного железа над двухвалентным. Содержание AI2O3 и ТіОг весьма выдержаны на уровне 15,6-16 и 0,2-0,32 % соответственно. Лишь в одном зерне концентрация титана завышена до 2,6 %. Практически во всех зернах рудообразующих хромшпинелидов содержание NiO ниже чувствительности прибора.
В то же время, акцессорные хромшпинелиды из дунитов и серпентинитов обладают несколько иными характеристиками состава, чем рудообразующие, в частности более высокой железистостью. Как правило, эти хромшпинелиды обладают и большей концентрацией А1203, доходящей до 37 % (в среднем 25 %). Акцессорные хромшпинелиды, в противоположность рудообразующим, менее хро-мисты и магнезиальны - в среднем 40 и 10 % соответственно. К тому же окисное железо здесь преобладает над закисным в больших пропорциях - в среднем 1:3. Из диаграммы Al-Cr-Fe видно, что состав акцессорных хромшпинелидов дунитов подтверждает принадлежность гипербазитов Таловского массива к дунит-гарцбургитовой формации (рис. 4.3). На наш взгляд повышение содержания в хромшпинелидах из серпентинитов трехвалентного железа связано с наложенными на первичные гипербазиты процессами антигоритизации.
Термобарометрия
Типы минерализации металлов платиновой группы. Группу металлов платиновой группы слагают шесть элементов - Ru, Ro, Pd, Os, Ir, Pt. По удельному весу они образуют две триады: легкая - первые три элемента и тяжелая - вторые три. По степени температуры плавления разделяются на относительно легкоплавкие - Pd (1555С), Pt (1755С), Rd (1985С) и тугоплавкие - Ir (2440С), Ru (2450С), Os (2700С).
В последнее время, для решения различных геологических задач - определения формационной принадлежности, сопоставления условий формирования различных массивов, выявления новых месторождений - большое значение приобретает изучение геохимических особенностей МПГ в породах и рудах базит-гипербазитовых комплексов. На пример, Ю.А. Волченко, В.А. Коротеев (1986, 1981, 2000 и др.) и др. считают, что различным форма-ционным типам базит-гипербазитовых комплексов свойственны только им присущие особенности распределения МПГ. В.В. Дистлер, В.В. Крячко и др. (1986) делают предположение о возможности определения Р-Т условий формирования гипербазитов в зависимости от концентрации и химической формы нахождения различных платиноидов.
Кроме этого, возможно определение абсолютного возраста ультраосновных пород Re-Os методом (Лазаренков, 1996). Эта методика дает сходные результаты с Sm-Nd и U-Pb методиками. 1Я7 1 Я В настоящее время отношение изотопов Os/ Os используется для установления происхождения минералов и пород. Так, для платиноидов минералов и горных пород офиолитов и зональных пород Урал а-Аляскинского 1Я7 1Я типа отношение Os/ Os равно 0,95/1,1, а для образований расслоенных массивов разброс значений гораздо больше - 0,939/2,05 (Лазаренков, 1996).
Как известно, в базит-гипербазитовых комплексах платиноиды могу образовывать более менее значимые концентрации лишь в ассоциации с сульфидами, хромшпинелидами и титаномагнетитами трех формационных типов - расслоенных, концентрически-зональных и альпинотипных.
Среди собственно магматических месторождений МПГ выделяют пять рудных формаций (Додин и др., 2000): 1) Сульфидная Pt-Cu-Ni (Норильский, Мончегорский, Садберий-ский и др. типы); 2) Малосульфидная платинометальная (Стиллуотерский, Скаерга-ардский, Рифа Меренского типы); 3) Платиносадержащая хромитовая (Нижнетагильский, Алданский, Бушвельдский типы); 4) Платиносодержащая титан-магнетитовая с ванадием и медью (качканарский и др. типы); 5) Платиносодержащая нефелиновая, апатит-магнетитовая, хромитовая и титан-магнетитовая щелочно-мафитовых и щелочно-ультрамафитовых комплексов (Маймеча-Котуйский и Гулинский типы).
На Урале выделены базит-гипербазитовые комплексы с первыми четырьмя формационными типами концентрации МПГ. Однако, к настоящему времени промышленное значение имеет лишь платиносодержащая хромитовая, связанная с дунит-пироксенит-габбровой формацией Среднего Урала (Заварицкий, 1928, Высоцкий, 1933, Пушкарев, 2000 и др.). В связи с чем эта формация является наиболее изученной в отношении геохимии платиноидов.
В массивах Платиноносного пояса Урала выделяется четыре типа пла-тинометальной минерализации (Волченко, Нечеухин 1976, Месторождения ...,1999):
1) Нижнетагильский или Уральский - наиболее ранняя минерализация в дунитах, верлитах и оливиновых пироксенитах с хромитовым, хром-магнетитовым и малотитанистым магнетитовым оруденением. Этому типу свойственен ряд убывания содержаний благородных элементов -Pt-»Ru-»Os-»Pd-»Rh-»Ir-»Au;
2) Качканарский - в высокожелезистых ультрабазитах с вкрапленным или сплошным титаномагнетитовым оруденением. К этому типу приурочено сульфидное палладиевое оруденение;
3) Волковский - в габбро-норитах и метасоматитах по ним с титаномагнетитовым и сульфидным оруденением Pd, Pt, Au;
4) Баронский тип палладиевого и котульский тип малосульфидного оруденения в апатитовых оливинитах и апатитовых клинопироксенитах с медно-сульфидно-апатит-титаномагнетитовым и титаномагнетитовым оруденением.
В последнее время ведется интенсивная работа по изучению закономерностей распределения платиновых металлов, выявлению новых промыш-ленно значимых объектов в альпинотипных гипербазитах. Следует отметить серию работ сотрудников ИГ и ГУрО РАН (Волченко и др., 1981, 1989, 1996, 1998, 2002), ИГ СО РАН (Леснов и др., 1994, 2000, 2001) и др.
Ценность результатов этих исследований заключается в том, что авторы рассматривают платиноиды не только как возможный объект промышленной добычи, но и как геохимические реперы, дающие возможность геоло-го-формационного расчленения базит-гипербазитовых комплексов. К тому же изучаются не только платинонесущие минералы (хромшпинелиды, сульфиды и др.), но и вмещающие их породы, что раньше упускалось из вида.
К примеру, выявлено четыре типа геологических обстановок в альпи-нотипных гипербазитах, в которых образуются различные типы совместной хромитовой и платинометальной минерализации (Волченко и др., 1998, Месторождения ..., 1999): кемпирсайский, кракинский, нуралинско-верхнейвинский и шандашинский.
Кемпирсайский тип платинометальной минерализации характеризуется приуроченностью к высокохромистым, низкоглиноземистым, маложелезистым хромитовым рудам, залегающим, главным образом, в дунит-гарцбургитовом структурно-вешественном комплексе. Здесь преобладает тугоплавкая триада (Ru, Os, Ir). Геохимически контрастная специализация МПГ свидетельствует о их резком фракционировании в процессе хромитообразо-вания.
Кракинский тип приурочен к высокохромистым, высокоглиноземистым хромитам лерцолит-гарцбургитового комплекса. В противоположность кем-пирсайскому типу он характеризуется относительно равномерным субхонд-ритовым распределением МПГ. Геохимическая специализация определяется платиной и тугоплавкими платиноидами.
Нуралинско-вернейвинский тип приурочен к дунит-гарцбургитовому разрезу в области перехода его к полосчатому дунит-верлит-клинопироксенитовому. Ассоциирован с железистыми среднехромистыми, низкотитанистыми хромитовыми объектами. Этот тип определяется сульфидами платины и тугоплавкой триады с примесями железа и никеля.
Шандашинский тип приурочен к хромитовым рудам полосчатых комплексов габбро-гипербазитовых массивов. Хромшпинелиды - носители платиноидов - представлены железистыми среднехромистыми, высокоглиноземистыми и высокотитанистыми разновидностями. Высококонтрастная Pt-Pd специализация представлена многокомпонентными твердыми растворами, интерметаллидами, сульфидами, сульфоарсенидами и антимонитами.
Наиболее изученными в отношении поведения МПГ в альпинотипных гипербазитах являются Кемпирсайский и Рай-Изский массивы. Средние содержания платиноидов в гипербазитах массива Рай-Из находятся на уровне 10-20 мг/т, а в породах полосчатого комплекса 30-70 мг/т доходя в пегматоидных дунитах до 100 мг/т. В хромитовых рудах разброс значений более существенен -5-300 мг/т, причем средние содержания платиноидов растут от бедновкраплен-ных к густовктапленным и массивным рудам (Строение..., 1990).
В хромитах Кемпирсайского массива отмечается накопление тугоплавкой триады - Os - 50-200, Ir -45-265, Ru - 74-200 мг/т (Талхамер, 1996). Концентрация платиноидов заметно увеличивается от мелкозернистых к крупнозернистым рудам. Содержание легкоплавких платиноидов здесь на порядок ниже - Pt - 2-48, Pd - 2-55, Rh - 8-18 мг/т.
