CC BY
32
3. Егоров Jl. С., Гольдбурт Т. Л., Шихорина К. М. Геология и петрография ма тических пород Гулинской интрузии//Тр. НИИГА—1961—Т. 122.—272 с.
4. Жариков В. А. Скарновые месторождения//Генезис эндогенных рудных ме рождений.— М.: Недра. 1968 — С. 220—302.
5. Зарайский Г. П., Жариков В. А., Стояновская Ф. М., Балашов В. Н. Эксп ментальные исследования биметасоматического скарнообразования,—М.: Наука, 198-5-231 с.
6. Иванов О. К. Флогопитовые гипербазиты Сарановского массива (Срел.п Урал)//Тр. Свердловского горного ин-та.— Свердловск, 1976. Вып. 124,—С. 91 — ^
7. Иванов О. К. Новый тип апатитового оруденения в концентрически-зональна ультрамафических массивах Урала //Мат-лы к минералогии рудных районов Урала-Свердловск: УрО АН СССР, 1988 —С. 106—111.
8. Иванов О. К. Концентрически-зональные ультрамафическне массивы склал-тых областей (на примере Урала): Автореф. дис. [... д-ра геол.-мин. наук.—Л.: ЛП 1990,—44 с.
9. Иванов О. К. Критерии различия мантийных и коровых ультрамафитов//Ге динамические условия формирования, геохимические аспекты генезиса базитов и гипе базитов.— Иркутск, 1990.— С. 70—74.
10. Иванов О. К. Расслоенные хромитоносные ультрамафиты Урала—М.: Нам 1990,—243 с.
11. Иванов О. К. Новые генетические типы магнезиальных скарнов магматическс стадии в связи с ультрамафнтами // Современные проблемы минералогии и сопредел^ ных наук —СПб, 1992,—С. 132—144.
12. Иванов О. К., Зворская С. А. Новые данные о структуре Качканарско-Гусеэ:-горского габбро-пироксеннтового плутона (Урал)//ДАН СССР.—1990.—Т. 313, №4 — С. 931—935.
13. Иванов О. К., Калеганов Б. А. Калий-аргоновый возраст флогопитовых клине-пироксенитов Светлоборского массива//Ежегодник.— Свердловск, 1991. ИГИГ УрО РАН,—Екатеринбург, 1992,— С. 61—62.
14. Кухаренко А. А., Орлова М. П., Булах А. Г. и др. Каледонский комплекс ультраосновых, щелочных пород и карбонатитов Кольского полуострова и Северноё Карелин.— М.: Недра, 1965,—771 с.
15. Решитько В. А. Геологическое строение Качканарского габбро-перидотнтовогс массива на Среднем Урале//Мат-лы первой научной конф. аспирантов.— Ростов: Ростовский ун-т, 1959,—С. 53—61.
16. Ушакова Е. И. Биотиты метаморфических пород.— М.: Наука, 1971.—344 с
17. Фоминых В. Г., И. В. Ларина, Л. К. Воронина. Сульфидная минерализация в Кучумском титаномагнетитовом рудопроявлении на Среднем Урале//Ежегодник — 1988 ИГнГ УНЦ,— Свердловск. 1989,—С. 73—75.
18. Шабынин Л. И. Формация магнезиальных скарнов —М.: Наука, 1973.—214 с.
19. Шабынин Л. И., Лицарев М. А., Перцев Н. Н., Шмакин Б. М. Шпинелево-пироксеновые породы как метасоматические образования//Физико-химические проблемы формирования горных пород и руд.— М.: АН СССР, 1961,—С. 440—483.
20. Ярош П. Я. О первоисточнике хрома в дуннтах и природе акцессорного хромита //ЗВМО,—1980 — № 1.— С. 98—105.
УДК 553.491+470.5
И. А. Малахов, И. В. Савохин, Г. А. Сычева
О ГЕНЕЗИСЕ ПЛАТИНОВОГО ОРУДЕНЕНИЯ В ЗОНАЛЬНЫХ МАССИВАХ ПЛАТИНОНОСНОГО ПОЯСА УРАЛА (На примере Нижне-Тагильского массива)
Собранный и проанализированный нами обширный фактический материал по геологии Нижне-Тагильского массива, петрографии и геохимии слагающих его ультраосновных пород, ассоциирующих с ними хромитов и приуроченного к ним платинового оруденения позволяет во многом по-новому трактовать вопросы их формирования и происхождения. Вопросы детального изучения и оценки перспектив его рудоносности приобретают особое значение в связи с тем, что Нижне-Тагильский и другие зональные пироксенит-дунитовые массивы Платиноносного пояса являются типоморфными на хромитовый тип металлов платиновой группы (МПГ), среди которых резко преобладает самородная платина, а также иридий.
Данные исследований А. Н. Заварицкого [3], А. Г. Бетехтина [1], I А. Кашина [5], Л. В. Разина [11, 12] свидетельствуют, что повышенные концентрации платины и ее спутников, в первую очередь иридия, -есно связаны с хромшпинелидами. Поэтому, рассматривая вопрос о Месторождениях платины в Нижне-Тагильском и подобном ему масси-алх, все исследователи акцентируют внимание на выделении среди ду-кятов хромитовых шлиров, жил и крупных сегрегационных обособлений. Об этом же свидетельствуют обнаружение и разработка с целью -олучения платины целого ряда коренных месторождений платины в вентральной части Нижне- Тагильского массива, в районе г. Соловье-эой, включая и наиболее крупное трубообразное тело платиноносных хромитов (Госшахта).
К концу 30-х годов текущего столетия в связи с резким уменьшением числа легко открываемых коренных месторождений платины хро-«итового типа в пределах Нижне-Тагильского массива интерес к проблеме коренной платины на Урале упал и ее добыча здесь практически прекратилась. Как свидетельствуют результаты исследований, проведенных целым рядом ученых за последние несколько десятилетий, плати-ноносными являются не только хромиты, но и вмещающие их дуниты. Правда, содержание в них платины и других металлов платиновой группы, по крайней мере, на два порядка ниже, чем в хромитах. Таким образом, платиноносность отдельных участков и зон в пределах дунитовой части массива площадью более 25 кв. км находится в прямой зависимости от количества содержащихся в них хромитовых шлиров и обособлений и, как было установлено ранее проведенными исследованиями, выше всего в центральной части, в пределах г. Соловьевой.
В последние годы в пределах массива в значительных объемах добываются дуниты, используемые для производства форстеритового кирпича, в связи с чем весьма актуальной проблемой является комплексная их переработка, с попутным извлечением МП Г в процессе их переработки.
Таким образом, к числу первоочередных задач относятся вопросы выделения среди дунитов Нижне-Тагильского массива участков и зон, наиболее насыщенных хромитовыми телами, связь их с определенными системами трещин и тектонических нарушений, оценка условий формирования и влияния вторичных процессов метаморфизма на состав и масштабы платинового оруденения.
Геологическое положение и строение Нижне-Тагильского зонального пироксенит-дунитового массива детально рассмотрено в нашей монографии [10]. Расчленение дунитов по крупности с выделением крип-тозернистых, мелкозернистых, среднезерннстых и крупнозернистых фаций было выполнено О. К. Ивановым [4]. Необходимо еще отметить, что как в западной части массива, так и в северной хромитовые шлиры и сегрегации практически отсутствуют, а подавляющее их большинство располагается в центральной части массива, в пределах участка горы Соловьевой.
Тектоника и геолого-структурное положение платинового оруденения
Поскольку платиновое оруденение связано в первую очередь с хромитами, первостепенное значение приобретает вопрос относительно их концентрации и структурного положения, включая связь с определенными направлениями трещин. Максимальная насыщенность хромитовыми шлирами и жилами района г. Соловьевой, находящегося в центральной и наиболее широкой части Нижне-Тагильского массива и практически полное их отсутствие в северной части массива, несомненно определяется различной степенью последующих тектонических дефор-
маций дунитов после их внедрения в вулканогенно-осадочную толщу западную краевую зону Тагильского погружения.
В соответствии с выполненными нами ранее массовыми замерам трещиноватости в северной и западной частях Нижне-Тагильского мао сива [10] здесь преобладают трещины северо-восточного простирана и крутого западного падения. Замеры же сланцеватости и кливажа а этих дунитах, непосредственно связанные с тектоническим сжатие! массива после его становления, свидетельствуют о явном преобладание среди них субмеридиональных направлений с относительно пологи! (30—50°) западным или восточным падением.
Выполненные нами специально многочисленные (более 450) замерь трещин отдельности в. наиболее хромитоносных дунитах горы Соловье вой показали явное преобладание среди них относительно пологюс (40—45°) трещин субмеридионального (СВ 5°) или северо-восточного направления или же практически вертикальных явно северо-западного (300°) направления. В меньшей степени распространены пологопа-дающие трещины северо-западного простирания, близкого к меридиональному, и вертикальные северо-западного направления (310°). Замеры элементов расслаицевания в дунитах в этом районе показали явное преобладание очень пологих (10—20°) субмеридиональных направлений, а также северо-западных направлений с почти вертикальным падением.
В связи с тем, что большое количество хромитовых шлиров и жил в настоящее время уже выработано, судить об истинном их простирании можно по их удлинению и замерам контактов. Как свидетельствуют выполненные замеры, большая их часть характеризуется субширотным простиранием. Широко развиты также северо-западные и северо-во-сточные их простирания при повсеместном относительно крутом падении (свыше 60°).
Интересно отметить, что два рудопроявления хромитов с относительно богатым платиновым орудененкем обладают также северо-за-падным простиранием — около 330°, однако это направление не совпадает с отмеченным направлением подавляющего большинства хромитовых шлиров и жил, генетически связанных с трещинами, оперяющими основной разлом северо-западного простирания, в окаймлении которого располагается большая группа наиболее крупных горных выработок — наклонных и вертикальных шахт с квершлагами и рассечками.
Состав МПГ и главных петрогенных минералов рудоносных дунитов и хромититов
Выполненное нами опробование средне- и крупнозернистых околорудных дунитов и хромитовых шлиров в районе г. Соловьевой позволило установить широкие пределы колебаний содержаний металлов платиновой группы в проанализированных пробах. Поскольку, как уже отмечалось, содержание МПГ в хромитах значительно выше, чем в дунитах, для повышения точности определения анализировался обогащенный тяжелой фракцией материал черных шлихов, представленный в основном хромшпинелидами. Результаты анализов представлены в табл. 1, а содержания МПГ в исходных дунитах и хромитах, с учетом количества хромита в них, приводятся в табл. 2.
Как следует из приведенных данных, подтверждается общая зависимость увеличения содержания платины и платиноидов от количества содержащегося в породах и рудах хромшпннелидов, однако массивные руды, слагающиеся существенно магнезиальным хромитом, содержат их явно меньше, чем густо- и даже средневкрапленные руды. Интересно также отметить, что металлы платиновой группы обладают различной
а;лвижностью: в дунитах, где отмечается минимальное содержание ШГ, отношение платины к осмию обычно колеблется от 45 до 165. Столь же низкое это отношение отмечается в хромититах (проба № 16). Ь бедно- и срсдневкрапленных рудах оно значительно выше и достигает «ногих сотен и даже четырех-пяти тысяч.
Соотношение платины с другими платиноидами не дает столь четкую картину, что объясняется присутствием помимо свободной платины,
Таблица 1
Содержание МП Г в хромшпинелидах из дунитов и хромитов Нижне-Тагильского массива (усл. ед.)
Номер пробы Название Содержание МПГ
Р1 Оэ 1г Р<1 1?и ИИ
1 Дунит 4,1 0,065 0,24 0,02
2 Дунит 3,15 0,07 0,39 0,02
3 Дунит 48.8 0,04 2,35 0,10 0,8
4 Дунит 8,2 0,05 3,25 0,15
5 Дунит 9,05 0,055 0,20 0,11
6 Бедновкраплен. руда 100,95 0,14 25,6 0,9 0,12 0,85
в дунитах
7 » 71,7 0,16 7,25 0,56 1,65
8 » 6,9 0,14 0,7 0,15
9 » 4,35 0,09 0,8 1,95 0,16 0,75
10 » 6,15 0,10 0,5 0,29
11 » 15,5 0,07 0,75 0,10 0,75
12 Средневкр. руда в ду- 34,25 0,08 1,05 0,15 0,05- 0,8
нитах
13 » 539,5 0,10 6.1 4,25 0,455 5,45
14 » 341 0,07 17,5 1,35 0,055 2,55
15 Густовкр. руда в дуни- 64 0,10 4,6 0,25 0,03 0,4
тах
16 Массивный хромит 2,55 0,05 0,1 0,15 0,11 0,65
в виде изоферроплатины, лишь самородного осмистого иридия. Для всей хромититовой ассоциации в дунитах Нижне-Тагильского массива очень характерно низкое содержание палладия, которое обычно в 100—200 раз ниже содержаний платины. Лишь в одной из бедновкрапленных хроми-товых руд оно оказалось повышенным (проба 28). Количество палладия существенно увеличивается и в хромитовых жилах, для которых характерно также повышенное количество родия (табл. 3).
В целом доля платины во всех проанализированных нами пробах и с учетом ранее полученных данных обычно составляет 70—95% от суммарного содержания МПГ и лишь в одном случае опускается до 54 %.
К числу весьма важных общих закономерностей относится различная крупность индивидов оливина и дунитов массива: в северной и западной частях Нижне-Тагильского массива резко преобладают крупнозернистые и мелкозернистые фации дунитов, в пределах же центральной части массива, на участке горы Соловьевой, широко распространены средне- и крупнозернистые дуниты. Характерно, что крупность зерен относится не только к оливину, но и к сопутствующему ему хром-шпинелиду. Однако наиболее крупнозернистые и пегматоидные дуниты обычно содержат пониженное количество хромитовых индивидов, распределенных очень неравномерно.
Таким образом, рассматривая проблему генезиса в массиве платинового оруденеиия, необходимо непременно иметь информацию о составе главных рудогенных и петрогенных минералов — хромшпннелидов и оливинов.
Как было показано Т. Н. Ирвайном [16], хромшпинелнды, обладающие малой термодинамической прочностью и весьма сложным соста-
Таблица 1
Расчетное содержание МП Г в дунитах и различных типах руд Нижне-Тагильского массива (усл. ед.)
Номер проб п/п Название % хром-шпине-лнда Содержание МПГ в исходной породе или руде
Р1 о$ 1г Рё Яи
1 Дунит 1,5 0,00 0,001 0,004 0,0003
2 > 2,4 0,08 0,002 0,01 0,0006
3 > 2,3 1.12 0,001 0,054 0,0022 0,018
4 » 0,7 0,06 0,0004 0,023 0,001
5 > 1,2 0,11 0,0007 0,003 0,0013
6 Бедновкр. РУДа 8,9 8,98 0,012 2,28 0,08 0,011 0,076
в дунитах
7 » 12,95 9,29 0,021 0,939 0,073 0,214
8 > 11,4 0,79 0,016 0,08 0,017
9 » 17,2 0,75 0,015 0.138 0,336 0,028 0,129
10 > 5,0 0,35 0,006 0,028 0,016
11 » 7,8 1,21 0,005 0,059 0,008 0,059
12 Средневкр. руда 40,9 14,0 0,033 0,43 0.06 0,018 0,327
13 в дунитах
» 35,1 189.1 0,033 2.14 1,49 0,16 1,913
14 » 20,8 70,93 0,015 3,64 0,28 0,011 0,53
15 Густовкр. руда 70,3 45,0 0,074 3,234 0,176 0,021 0,281
16 в дунитах 100 0,15
Массивный хро- 2,55 0,05 0,105 0,105 0,65
мит
вом, могут использоваться в качестве надежного индикатора условий формирования пород и руд и связанного с ними платинового орудене-ния, имеющего явно эпигенетический характер [1]. Детальное изучение
Таблица 3
Соотношение МПГ в проанализированных пробах хромшпинелидов из пород и руд
Нижне-Тагильского массива
Номер проб Соотношение МПГ
Р^И
Р1/0$ Р(/1г Р1/Ра Гг/Оз
5 63,1 17.4 3,6
11 45,0 8,1 5,6
33 1220 20,8 58,7
60 164 2,5 65,0
84 164,5 45,2 3.6
22 721,1 3,9 112,2 118,8 182,8
23 434,5 9.9 43,5 43,9
25 47,1 94 5,0
28 51,2 5.4 2,2 5,8 9,4
32 61,5 12.3 5,0
53-1 221,4 2С7 10,7
80 428,1 32,6 228,3 42,8 13,1
82 5663 88.4 126,9 99.0 64,2
83 4871 19,5 252,6 133,7 250,0
36 609,5 13,9 256 160 43,8
30 51,0 24,3 17,0 3,9 2,1
состава хромшпинелидов, встречающихся в качестве акцессорного минерала в дунитах и слагающих многочисленные шлиры и жилы, представляет большой интерес и с точки зрения выявления зависимости
•;ежду их составом и содержанием МПГ, а также оценки оптимальной температуры формирования зональных массивов. Выполненное нами ганее обобщение составов акцессорных и рудообразующих хромшпи-аелидов этого массива [10] показало, что состав последних характеризуется повышенной магнезиальностыо, что связано с процессами последующего высокотемпературного метаморфизма, сопровождавшегося перераспределением магния и железа между сосуществующими оливином н хромитом и повлиявшего на химизм акцессорных хромшпинелидов [8].
В табл. 4 приводится серия новых анализов хромшпинелидов из ду-ннтов и вкрапленных и массивных руд, обогащенных МПГ, полученных с помощью рентгеновского микроспектрального анализатора. Здесь же приводится пять новых силикатных анализов хромшпинелидов из вкрапленных и массивных руд, свидетельствующих о большом сходстве с составами из тех же проб, полученных с помощью микрозонда.
Как следует из приведенных величин расчетных параметров составов проанализированных хромшпинелидов, отмечается широкое колебание их железистости — от 41 до 56%- Интересно отметить, что более железистый состав фиксируется в хромитах из бедновкрапленных руд, а также для более мелкозернистых типов руд, в то время как микро-зондовые определения свидетельствуют о явно более магнезиальном составе густовкрапленных и массивных хромитов, не претерпевших сколько-нибудь значительный высокотемпературный метаморфизм. Таким образом, хромшпинелиды с железистостью менее 40 % можно рассматривать как первичные, не сопровождавшиеся последующими изменениями. По этому параметру они вполне аналогичны хромитам из неметаморфизованных руд многих хромитоносных массивов Урала и других регионов. Повышение железистости при подобном метаморфизме хромитов, как правило, сопровождается увеличением содержания окисного железа в их составе, максимально достигающего 15—16%.
Из представленных в табл. 4 результатов силикатных и микрозон-довых анализов хромшпинелидов выявляется еще одна закономерность в их составе — повышение содержания оксида железа обычно сопровождается соответствующим уменьшением количества оксида хрома при стабильном содержании в них глинозема. Таким образом, повышение содержания нормативного магнетита сопровождается понижением количества магнохромитовой составляющей при постоянстве шпинелевого и хромитового миналов.
Результаты 33 определений состава зерен оливина из тех же проб обычных дунитов и из бедно- и средневкрапленных руд свидетельствуют о типичном для дунитов массива составе — чаще всего они содержат от 8 до 9,5 % нормативного фаялита. Вариации их состава по отдельным пробам приводятся в табл. 5. Вполне надежно судить о составе оливина можно и по их показателям преломления — на основе использования теодолитно-иммерсионного метода В. Г. Фекличева на приборе ППМ-1. Данные 78 замеров состава оливинов из тех же проб свидетельствуют о систематически получаемой расчетной более низкой железистости, которая меньше полученной с помощью микрозонда на величину от половины до двух процентов. Эти расхождения определяются прежде всего тем, что микрозондовые определения состава относятся к центральным частям зерен оливина, а оптические производились для краевых частей. Из сопоставления приведенных данных следует, что во всех случаях, без исключения, мы фиксируем зональное строение с образованием в периферических зонах оливиновых индивидов кайм более магнезиального состава.
Подобная закономерность, когда зональное строение хромитов определяется присутствием в периферических частях зерен более железистого состава, а в оливинах, наоборот, более магнезиального, харак-
Таблица ^
Состав хромшпииелидов из хромитовых руд Нижне-Тагильского массива по данным микрозондового и силикатного анализов
Состав 5 11 22 23 25 28/1 28/2» 30/1 30/2* 32 33/1 33/2
ТЮ2 0,54 0,55 0,43 0,49 0,51 0,37 0,48 0,35 0,36 0,49 0,51 0,34
АЬОз 8,93 8,70 7,15 7,58 7,83 8,45 8,76 8,82 8,97 8,20 7,73 7,50
Сг203 48,44 50,03 51,03 49,83 49,79 52,67 51,54 56,14 54,96 48,25 49,89 52,81
Ре203 12,55 12,28 14,77 14,13 15,11 11,50 10,92 7,84 7,90 14,85 12,58 12,58
РеО 19,21 19,58 18,86 16,02 16,42 19,44 17,41 15,76 15,аз 20,07 16,60 18,29
МпО 0,55 0,46 0,54 0,48 0,46 0,57 0,31 0,39 0,29 0,50 0,49 0,60
МйО 9,00 9,12 9,64 11,00 11,15 9,35 10,43 11,65 11,42 8,73 10,38 9,89
Сумма 99,22 100,72 102,42 99,53 101,27 102,35 99,85 100,95 99,73 101,09 98,18 102,01
Главные расчетные минеральные группировки
Ульвошпинель 1,4 1,4 1,1 1.2 1,3 0,9 1,2 0,9 0,9 1,2 1,3 0,9
Шпинель 17,8 17,1 13,9 15,0 15,2 16,4 17,2 17,0 17,5 16,2 15,5 14,6
Магнохромнт 27,6 28,3 33,5 40,0 39,5 29,5 34,6 39,8 38,8 27,4 37,1 34,1
Хромит 37,2 37,8 33,1 26,0 25,3 39,0 33,3 32,7 33,0 36,5 29,9 34,9
Магнетит 16,0 15,5 18,4 17,8 18,7 14,2 13,7 9,7 9,8 18,7 16,1 15,6
Основные расчетные параметры
100-РеО
/ — ■ 54,5 54,6 52,3 45,0 45,2 53,8 48,4 43,1 43,8 56,3 47,3 50,9-
МпО+РеО
100-Сг,0,
У о 78,4 79,4 82,7 81,5 81,0 80,7 79,8 81.0 80,4 79,8 81,2 82,5
~ А1203+Сг203
100-Ре203 18,0
16,2 15,7 18,6 19,0 14,4 13,9 9,7 9,9 18,9 16,3 15,8
А1203+Сг203+Ре 20„
Темп. < °С по Фабри 925 925 990 1085 1050 1000 1060 1115 1100 910 _ —.
Темп. /вС по палетке 1005 1105 1080 1100 1090 1040 1080 1155 1150 1000 1200 1185
Средн. <°С 965 1015 1035 1090 1070 1020 1070 1135 1125 955 1200 1185
Продолжение I пОлии и 4
Состав 36/1 36/2» 50 53-1 53-2/1 53-2/2 53-2/3* 80/1 80/2« 82 83 84
ТЮ2 А1203 Сг203 Ре203 РеО МпО МйО Сумма 0,40 7,74 53,98 10,98 13,53 0,39 12,56 98,90 0,38 8,62 55,47 8,11 14,78 0,24 12,12 99,72 0,41 9,88 51,36 10,40 19,00 0,47 9,63 101,15 0,43 7,39 51,39 13,64 19,25 0,46 9,36 101,92 0,60 6,79 47,36 15,60 18,06 0.47 9,39 98,27 0,47 6,38 49,26 16,48 18, &5 0,60 9,30 101,34 0,55 8,10 47,58 14,66 19,87 0,38 8,71 99,85 0,47 10,47 49,89 11.63 14,12 0,39 12.64 99,61 0,40 8,71 53,02 9,76 16,68 0,28 10,86 99,71 0,36 12,39 50,27 9,30 16,68 0,36 11,38 101,74 0,48 8,18 49,05 14,25 17,57 0,43 10,22 100,18 0,60 9,46 47,83 11,98 19,41 0,55 8,84 98,67
Г
100-Ре0 Мь'О+РеО ЮО-СгоО,
А1203+Сг20, 100-Ре203
Ульвошпинель 1,0 1,0 1.0 1.1 1,6 1,2
Шпинель 15,2 16,7 19,2 14,5 13,8 12,6
Магнохромит 47,1 42,8 28,1 31,9 34,4 33,9
Хромит 23,9 29,4 38,8 35,6 30,0 31,5
Магнетит 12,9 10,1 12,9 17,0 20,2 20,8
Главные расчетные минеральные группировки
1,4 10.2
27.8
35.9 18,7
Основные расчетные параметры
1.2 20,1 41,4 23,0 14,3
1,0
17.1
36.8
32.9
12.2
0,9 23,6
31.2 33,0
11.3
1,2 16,1
34.8 30,0
17.9
7
Л1203+Сг203+Ре20., Темп. СС по Фабри Темп. по палетке Средн. 1 °С
• По данным силикатного анализа (Полевская лаборатория Уралгеолкома), остальные по данным мнкрозонда (Институт геол. и геохим. УрО АН СССР, оператор--. В. А. Вилисов). В головке таблицы даны номера проб.
37,6 40,6 52,5 53,6 51,9 53,2 56,3 38,5 46,3 45,1 49,1 55,2
82,4 81,2 77,7 82,3 82,4 83,8 79,8 76,2 80,3 73,1 80,1 77,2
13,0 10,2 13,0 17,2 20,5 21,1 19,0 14,5 12,3 11,4 18,1 15,5
1200 1200 1200 1165 1185 1175 1140 1140 960 1165 1060 980 1175 1080 975 1175 1075 930 1185 1060 1220 1220 970 1105 1040 1015 1150 1080 1010 1180 1095 1100 1100
ю
Состав оливина в хромитовых рудах и околорудных дунитах Нижне-Тагильского массива
Таблица 5-
Номер пробы
Центр зерен
Мнкрозондовый анализ
определения
5 8,4 8,7
11 7.5 8,0
22 9.2 9,3
23 6.8 8,9
25 8,9 9,1
28 9,3 9,3
32 8,6 8,7
36 7,6 7,5
40 8,5 8,2
53-1 9,0 9,0
53-2 8,5 9,9
60 7,6 7.7
67 7,6 7.5
82 7,3 7,3
83 7,8 7.8
9,2
8,5 7,8
среднее
8,55 7,75
9.2 7,85 9,0
9.3 8,65 7,55 8,35 9,0 9.0 7,65 7,55 7,3 7,8
Краевая часть зерен
1
6,6 6.6 7,0 7,2 7,2
7.5 7,0 6,8 6,8 6,8 7,9 6,8 6,8
6.6 7,4
Оптический иммерсионно-теодолитный метод
6,8 6,6 7,4 7,2 7,0 7,9 7,2 7,0 6,8 7,0
7.4 6,6 6,8 6,8
7.5
определения
6,8 6.4 7,4
7.4
7.5 7,7 7,2 7,2 7.0
6.6
7.5
6.6 7,2 6,6 7,0
6,8
6.3 7,5 7.5 6,8 7,5 7,0 7,0 7,0 6.8
7.4 7,2 6.8 6,4 7.4
6.4 7.2
7.2
7.5 7,0 6,8 6,8
6.6 7,2 6,8 7,0 6,4 7,9
7,4 7,0 6,8
7,0
7,2
среднее
6.7
6.5 7,3
7.3 7,1
7.6 7,1 6,9 6,9
6.8
7.5 6,8 7,0
6.6
7.4
Понижение железнстости в краевой части зерен по сравнению с центром
1,9 1.3 1,9 0,6 1,9 1,7 1,6 0.7 1,5 2,2 1,5 0,9 0,6 0,7 0,4
-ерна для наложенных метаморфических процессов. Поскольку подоб--ый процесс, связанный с понижением температуры и повышением | гугитивности кислорода, очень характерен для вкрапленных руд, не-гущих платиновое оруденение, и пространственно часто совпадает с I образованием участков и зон крупнозернистых дунитов, широко распространенных в центральной части Нижне-Тагильского массива, есть зге основания рассматривать формирование наложенного платинового оруденения как процесс, сопровождающийся метаморфическими преобразованиями оливин-хромитовых парагенезисов вмещающих их дунитов.
Связь платинового оруденения с хромитами более железистого со-гтава, отличающимися от типично магматических — более магнезиальных и высокохромистых, характерна и для хромитов широко извест-I вого Бушвельдского комплекса, характеризующегося уникальной пла-тиноидной рудоносностью. Среди Критической зоны этого расслоенного -лутона, сложенной габброидами и гипербазитами, в рифе 1Ю-2, состоящем из платиноносных хромититов, их состав повсеместно весьма железистый и характеризуется минимальным содержанием магния и высоким содержанием оксида железа [6].
Оценка температуры формирования хромитов и платинового оруденения
Существует целый ряд термометров, позволяющих определять температуру кристаллизации ультраосновных пород: один из них — оли-зин-хромитовый, впервые предложенный Е. Д. Джексоном [2], был нами ранее использован при оценке температуры формирования ультраосновных пород и хромитовых руд, входящих в состав альпинотипных комплексов Урала [8]. Позднее Дж. Фабри [15] был предложен новый термометр для оценки температур образования гипербазитов на основе учета состава оливин-хромитовых равновесий. Однако предложенное им уравнение позволяло достаточно надежно определять лишь нижний предел температуры образования пород и руд, поскольку расчетная температура фиксировала окончание обменных реакций между оливином и хромитом. Таким образом, если относить полученные значения температур к условиям кристаллизации дунитов и хромитовых шлиров и сегрегаций, то они будут явно заниженными.
В качестве характерного примера такого несоответствия можно было бы сослаться на выполненный нами расчет температур оливин-хромитовых равновесий для включений этих минералов в алмазах из кимберлитов. Она составляет 930°С, т.е. находится явно за пределами оптимальных температур образования алмазов в кимберлитах, определяемого Н. В. Соболевым [14] диапазоном от 1200 до 1400 °С. С учетом этих данных нами была предпринята попытка скорректировать уравнение Фабри, исходя из наиболее вероятной температуры образования подобных включений в алмазах кимберлитов в 1350°С. В этом случае модернизированное расчетное уравнение оценки температур образования дунитов и хромитов по олнвин-хромитовым равновесиям будет иметь вид:
6.300-КГг+1343
Т =-^--273,
1п Кр+1 ,825КСг4 0,571
где Т — расчетная температура кристаллизации в градусах Цельсия, Уст — доля хрома среди трехвалентных окислов, а величина /(р характеризует распределение железа и магния между сосуществующими хромитом и оливином.
При этом необходимо иметь в виду, что если повышение доли хрома в хромшпинелндах существенно повышает расчетную температуру оли-
8 Заказ 134
113
впн-хромитовых равновесий и соответственно температуру кристгглЯ зации этих равновесных минералов, то железистость шпинелей, н^-ffl тив, находится в обратной зависимости от температуры их образо^И ния. Ранее нами было также показано, что в случае резкого несоот:-вя ствия масс минералов, между которыми происходили обменные реаЛ ции, сопровождающиеся перераспределением магния и железа, нение их состава происходило неадекватно: состав минерала, которой много в породе или руде, изменяется очень слабо, а при малом жании — весьма значительно. Характерным примером могут служлИ дуниты Нижне-Тагильского массива, перекристаллизация которых, провождающаяся образованием более низкотемпературных napareueje сов, в очень слабой степени сказывается на составе оливина (пониян ние железистости в среднем лишь на 1,3% фаялитовой составляющей]! в то время как железистость аксессорного и бедновкрапленного xpoMirJ с 35—40% повышается до 50—60 %. Напротив, в густовкрапленных « массивных рудах при метаморфизме и образовании более низкотем-чЯ ратурных парагенезисов состав хромита остается относительно crt бильным, а железистость оливина составляет лишь 3—5% Fa. Эти обстоятельством и объясняется тот факт, что целый ряд образцов пл>-тиноносных хромитов массива, проанализированных еще в начале ст> летия Л. Дюпарком и другими исследователями, как следует из сводеж А. Г. Бетехтина [1], обладает существенно магнезиальным составок Результаты подобных расчетов температур для платиноносных хромитов с вкрапленным оруденением приводятся в табл. 4. Здесь же приводятся цифры по оценке температуры по специально разработанно? и составленной нами палетке [9], базирующейся на данных 70 равновесных пар оливин-хромитовых и оливин-ортопироксеновых равновесий Поскольку расчетные цифры по модернизированному термометру Фабр,-были получены с учетом состава краевых зон оливина, их следует рас- < сматривать как нижний температурный предел кристаллизации вкрапленных хромитов. Она колеблется обычно от 925 до 1100°С. Еслл учесть, что среди хромшпинелидов вкрапленных руд совершенно отсутствуют зональные индивиды, столь характерные для оливин-антигорн-товых парагенезисов в альпинотипных гипербазитах Урала, характеризующихся температурой образования 450—500°С и обычно принадлежащих к эпидот-амфиболитовой фации метаморфизма [7], то можно считать, что эпигенетическое платиновое оруденение в хромититах Нижне-Тагильского и других зональных массивах Платиноносного пояса Урала, представленное самородной платиной и интерметаллидами МПГ, формировалось в условиях диапазона температур от 900 до 550°С. При этом выделению платины из кристаллической решетки хромшпинелидов существенно способствовали наложенные процессы их метаморфизма, попутно приводящие и к повышению их железистости.
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИИ СПИСОК
1. Бетехтин А. Г. Платина,—М,—Л.: Изд. АН СССР, 1935,—148 с.
2. Джексон Е. Д. Вариации химического состава сосуществующих хромита и оливина в хромитовых зонах комплекса Стилуотер // Магматические рудные месторождения,—М.: Недра, 1973.
3. Заварицкий А. Н. Коренные месторождения платины на Урале.— Материалы по общей и прикладной геологии,—М.: Геолком, 1928, вып. 108,—56 с.
4. Иванов О. К. Шилов В. А., Шилова Т. А. Дуниты Нижне-Тагильского массива (Урал) //Изв. АН СССР. Сер. геол.—1980,—№ 10 —С. 29—45.
5. Кашин С. А., Козак С. С., Николаева Л. А., Тихомиров К. П. Минералогические и петрохимическне особенности пород платиноноснои формации Среднего Урала и некоторые закономерности распределения платины.— М.: ОНТИ НИГРИзолото, 1956.— 113 с.
6. Кривцов А. И. Месторождения платиноидов//Итоги науки и техники. Рудные «есторождения". Том 18,—М., 1988—132 с.
7. Малахов И. А. О термодинамических условиях серпентинизации // Проблемы урологии Урала —Свердловск: УНЦ АН СССР," 1973,—С. 38—52.
8. Малахов И. А. Петрохимия главных формационных типов ультрабазитов.— И.: Наука, 1983,—224 с.
9. Малахов И. А. Хромшпинелиды как модель формирования и потенциальной i-мазоносности кимберлитов Среднего Тнмана // Межвуз. сб. Иркутского политехи, о-та.— Иркутск, 1990.
10. Малахов И. А., Малахова Л. В. Ннжне-Тагильский пироксенит-дунитовый macros и вмещающие его породы//Тр. Ин-та геологии и геохимии УФ АН СССР.—Сверд--овск: УФ АН СССР, 1970. Вып. 83,—166 с.
11. Разин Л. В. К вопросу о генезисе платинового оруденения форстеритовых дуни--зз // Геология рудных месторождений.—1968 — .Ve 6,— С. J0—25.
12. Разин Л. В., Хоменко Г. А. Особенность накопления осмия, рутения и осталь-*ых металлов группы платины в хромшпинелидах платиноносных дунитов//Геохимия.— .969,-№ 6,- С. 659-671.
13. Смирнов В. И., Гинзбург А. И., Григорьев В. М., Яковлев Г. Ф. Курс рудных ■есторождений,—М.: Недра. 1986,—1986 —360 с.
14. Соболев Н. В. Глубннные включения в кимберлитах и проблема состава верх-®ей мантии.— Новосибирск: Наука, 1974.—263 с.
15. Fabries G. Spinel-oüvine geothennomerry in peridotites from ultramafic Comdexes.—Contrib. Mineral, and Petrol., 1979, v. 60, N 4, p. -329—336.
16. Irvine T. N. Chromian spinel as a petrogenetic indicator. Pt I. Theory.— Cañad. G. Earth Sei., il-9651 v. 2. N 6. p. 648—67Й.
УДК 553.896.422.6
А. Г. Бушев, Ю. А. Поленов, Г. Д. Аеров УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ЭНДОГЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ЖАДЕИТА
Выяснению вопроса жадеитообразования придается большое петрологическое и практическое значение, так как жадеит как дорогостоящее ювелирное сырье широко используется в странах Востока.
Строение месторождений
Жадеит известен в Бирме, США, Китае, Японии, Югославии, Италии, Индонезии и в Советском Союзе в связи с массивами ультраосновных пород в амфиболитовых поясах [4]. Однако крупные месторождения зыявлены лишь в Бирме (Таумау, Миенмау и др.) и в Казахстане (Ит-мурунды) и связаны, согласно Н. Л. Добрецову, с офиолитами третьего типа [4]. Для них характерно развитие таких высокобарических ассоциаций пород, как гранатовых перидотитов и пироксенитов, эклогитов, глаукофансодержащих метабазитов, наличие основных пород эвкрипти-тового (кальций-глиноземистого) состава со щелочным уклоном и натриевый, реже магнезиальный [9] тип метасоматоза.
Возраст офиолитовых поясов, продуцирующих месторождения жадеита, различен: от каледонского (Лево-Кечпельское на Полярном Урале, Борус в Саянах), герцинского (Итмурунды) до мезозойского (месторождения Бирмы, Гватемалы, Мексики, Японии и др.).
Жадеитоносные массивы относятся к габбро-перидотитовой или ду-нит-гарцбургитовой формации, для которой характерно сложное строение, обусловленное широким распространением различных по составу, но тесно взаимосвязанных между собой пород от ультраосновного до гранитного составов. Преобладающими породами являются гарцбургиты, слагающие 50—60 % объема массивов. В меньшей степени распространены лерцолиты и оливиновые лерцолиты, образующие самостоятельные интрузивные образования, а также линзовидные и жильные тела дунитов, горнбленднтов, пироксенитов, габбро, диоритов и плагиогранитов. Зональность массивов определяется сменой дунитовых пород, которые
8*
115
