Aнортозиты малосульфидного платиноносного горизонта (Риф I) в Верхнерифейском Йоко-Довыренском массиве (Северное Прибайкалье): новые данные по составу, ЭПГ-Cu-Ni минерализации, флюидному режиму и условиям образования
- Авторы: Орсоев Д.А.1
-
Учреждения:
- Геологический институт СО РАН
- Выпуск: Том 61, № 4 (2019)
- Страницы: 15-43
- Раздел: Статьи
- URL: https://journals.eco-vector.com/0016-7770/article/view/15630
- DOI: https://doi.org/10.31857/S0016-777061415-43
- ID: 15630
Цитировать
Полный текст
Аннотация
Проведенные исследования позволили на основе новых данных минералогически, петро- и геохимически охарактеризовать анортозиты, являющиеся главным звеном и основным концентратором ЭПГ и Au в составе малосульфидного платинометалльного оруденения, локализованного в специфическом такситовом горизонте (Риф I) Йоко-Довыренского массива. Выявленные особенности состава и строения этого горизонта свидетельствуют о том, что формирование анортозитов обусловлено как собственно магматическими, так и поздне- и постмагматическими процессами с высокой активностью летучих компонентов. Возникновение горизонта можно объяснить с позиций гипотезы “компакции” и явления термоусадки. На границе контрастных по составу и свойствам пород при их охлаждении образуются ослабленные зоны вплоть до трещин и полостей, в которые в результате декомпрессионного эффекта “засасывается” интерстициальный лейкократовый расплав и летучие, выжимаемые из нижележащих горизонтов массива. Выявленные закономерности изменения составов Pl (82–88% An), Ol (78–81% Fo), Cpx (40–44% En, 9–18% Fs, 41–47% Wo) и Opx (74–78% En, 16–24% Fs, 2–5% Wo) свидетельствуют о фракционной кристаллизации остаточного расплава. Процессы флюидно-магматического взаимодействия привели к значительной неоднородности анортозитов и других пород, формированию неравновесных минеральных ассоциаций и концентрированию рудогенных компонентов. Сульфидные ассоциации рассмотрены как продукты субсолидусного превращения твердых растворов (mss и iss+poss), образовавшихся при кристаллизации несмесимой сульфидной жидкости, обогащенной Cu. Показано, что благородные металлы были связаны не только с ограниченным объемом сульфидной жидкости. Основная часть благородных металлов с “коровыми” компонентами (Sn, Pb, Hg, Bi, As, Sb, Te, S и др.) поступала в анортозитовые полости вместе с летучими компонентами и хлором, обуславливая тем самым обилие среди платиноидов собственных минералов. Оценена определяющая роль восстановленных газов (H2, CH4, CO), H2O и Cl в генезисе минералов благородных металлов.
Полный текст
ВВЕДЕНИЕ
Малосульфидный тип платинометального оруденения в Йоко-Довыренском расслоенном интрузиве был открыт в начале 90-х годов прошлого столетия геологами-производственниками Северо-Байкальской зкспедиции БГУ (г. Улан-Удэ) А.Г. Степиным и А.И. Власенко во время доразведки Байкальского Cu-Ni месторождения, а первые предварительные результаты были опубликованы в (Дистлер, Степин, 1993). Позднее, благодаря нашим исследованиям (Орсоев и др., 1994, 1995), было показано, что это оруденение приурочено к специфическому маломощному горизонту – Риф I, находящемуся в пределах “критической” зоны и протягивающемуся на многие километры согласно расслоенности массива. Термин “риф” мы используем традиционно для обозначения, по определению А.Дж. Налдретта (2003), “оруденелого слоя пород, имеющего характерные структурные и минералогические особенности”, выделяя тем самым специфический тип ЭПГ-содержащего горизонта в разрезе Йоко-Довыренского интрузива.
По основным характеристикам он близок к хорошо изученным рифам в ультрабазит-базитовых массивах Бушвельд, Стиллуотер, Федорово-Панский и др. Прежде всего их объединяет приуроченность к так называемым “критическим зонам” – областям смены кумулятивных минеральных парагенезисов или границам мегациклов. Зоны характеризуются сложным переслаиванием пород, нарушающим регулярную расслоенность массивов. Породные ассоциации отличаются наибольшей текстурно-структурной и минерально-петрографической неоднородностью, широкой вариацией составов породообразующих силикатов, отвечающей по масштабу изменению химизма минералов в целом всего массива.
Вместе с тем, каждый риф имеет свои индивидуальные особенности. Поэтому проблема происхождения горизонтов малосульфидной обогащенной благородными металлами минерализации активно обсуждается в литературе. Предложенные конкурирующие рудогенетические гипотезы можно объединить в две основные группы: ортомагматическую и флюидно-метасоматическую. Согласно первой, образование рифов обусловлено поступлением в камеру свежей порции магматического расплава, обогащенной сульфидными каплями, которые концентрируют ЭПГ при достижении сульфидного насыщения, и дальнейшей ее эволюцией в процессе смешения с основным объемом раннего расплава (Campbell et al., 1983; Barnes, Naldrett, 1986; Naldrett, 2011). Одна из проблем этой группы гипотез (Казанов, 1999) состоит в необходимости объяснения экстремально высоких коэффициентов распределения ЭПГ между силикатным и сульфидным расплавами (KD), с ней связана и другая трудность – очень высокие значения “R-фактора” (отношение масс разделяющихся силикатного и сульфидного расплавов). Также слабостью данных моделей является необходимость внедрений дополнительных порций, не имеющая явного геологического обоснования.
Отмеченные выше трудности и слабости, на наш взгляд, во многом объясняются с позиций флюидно-метасоматических моделей. Они опираются на факты постоянного присутствия в рифах признаков и следов деятельности флюидных компонентов на пост- и послемагматических стадиях развития рудно-магматической системы. В пользу этой гипотезы свидетельствуют широкое развитие крупнозернистых и пегматоидных образований, ассоциация сульфидов и платиновой минерализации с галоген- и гидроксилсодержащими минералами, имеющими более высокие значения Cl/F-отношения, чем во вмещающих риф породах, обилие в интеркумулусных минералах флюидных включений, в том числе обогащенных хлоридными соединениями, присутствие графита и другие свидетельства (Ballhaus, Stumplf, 1986, Barnes, Campbell, 1988; Boudreau et al., 1986; Boudreau, McCallum, 1992; Boudreau, 2009; Hanley et al., 2008 и др.). Выявленные факторы, не отрицая первично-магматических, привели исследователей к выводу о решающем влиянии поздне- и постмагматических процессов на формирование малосульфидного типа благороднометалльной минерализации. При этом в качестве источника ЭПГ и флюидов рассматриваются нижележащие относительно платиноносного горизонта слои кристаллизующихся кумулатов (поступление рудообразующих компонентов снизу). С позиций данной модели, в сочетании с экспериментальными данными, находят объяснение многие явления формирования рифов, поэтому, естественно, число ее сторонников неуклонно растет, особенно среди отечественных исследователей (Гроховская и др., 1992; Симонов, Изох, 1994; Служеникин и др., 1994; Орсоев и др., 1997; Рябов, 1999; Додин и др., 2000; Gongalsky, Krivolutskaya, 2019; и др.).
Ранее нами было показано, что в пределах малосульфидного горизонта Йоко-Довыренского массива основными концентраторами элементов платиновой группы (ЭПГ) и золота являются анортозитовые обособления и такситовые оливиновые лейкогаббро с небольшим содержанием сульфидов. Выявлены 20 минералов благородных металлов и показана роль процессов дифференциации и флюидного режима в переносе и концентрировании ЭПГ. Все эти данные были обобщены в монографии (Благороднометалльная …, 2008). Однако за 10 лет, прошедших со времени выхода этого издания, нами накоплен новый фактический материал по химическому и минеральному составу анортозитов Рифа I, содержанию в них газовой фазы, видовому составу платиновых минералов и Cu-Ni сульфидов. Все эти данные мы попытались осветить в настоящем сообщении, они позволили с позиций флюидно-метасоматической концепции c привлечением явления “компакции”, разработанной У.П. Мюрером и А.Е. Бодрю (Meurer, Boudreau, 1996), скорректировать модель формирования самих платиноносных анортозитов и прийти к выводу о значительной роли летучих компонентов в переносе и накоплении благородных металлов в рудном горизонте Рифа I Йоко-Довыренского массива.
Нам представляется, что выяснение факторов происхождения платиноносных горизонтов в базит-гипербазитовых расслоенных комплексах имеет не только важное петрологическое, но и практическое значение в связи с разработкой поисковых критериев на этот тип оруденения и промышленным его освоением.
ОБЪЕКТЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Проведенные исследования базируются на построении около двух десятков поперечных разрезов “критической” зоны вдоль Йоко-Довыренского массива. Обобщенный вертикальный разрез плутона составлен при совмещении трех детальных разрезов на участке Центральный, пройденных с помощью мерной ленты с отбором более 150 геохимических проб. Разрез через Риф I построен нами по канаве 1204, пройденной в 2002 году ОАО “Сосновгео” при выполнении прогнозно-поисковых работ на благородные металлы в пределах участка Центральный. Места отбора проб анортозитов отмечены на геологической схеме массива (фиг. 1а).
Большая часть аналитических данных получена с использованием оборудования Центра коллективного пользования “Аналитический центр минералого-геохимических и изотопных исследований” ГИН СО РАН (Улан-Удэ). Химический состав минералов определялся на модернизированном микроанализаторе МАР-3 и на электронном сканирующем микроскопе LEO 1430 VP, оснащенном энергодисперсионным спектрометром INCA Energy350. Определение содержаний петрогенных компонентов в породах выполнено стандартным силикатным анализом и сопровождалось определением рудных элементов, которое проводилось атомно-эмиссионно-спектральным (Pt, Pd, Au), атомно-абсорбционным (Cr, Co), рентгенофлуоресцентным (Ni, Cu) и гравиметрическим (S) методами.
Концентрации Rh определены сорбционно-атомно-абсорбционным методом, Os, Ru, Ir – кинетическим методом сотрудниками химико-спектральной лаборатории ЦНИГРИ (Москва). Анализ состава газов из монофракций плагиоклаза производился методом газовой хроматографии на установке ЛХМ-8МД с детектором по теплопроводности при газе-носителе гелии в ИГМ СО РАН (Новосибирск, аналитик С.А. Юрковский). Аппаратура данного метода описана в (Балыкин и др., 1983). Навеску исследуемого плагиоклаза (0.400 г) помещали в кварцевую ампулу и продували ее гелием при температуре 200–250 °C для устранения сорбированных на поверхности газов. Затем ампулу с образцом отсекали от газовой системы и прогревали 5 мин. при температуре 1000°С. После этого ампулу остужали до комнатной температуры и производили анализ выделившихся газов.
РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ
Краткая характеристика Йоко-Довыренского массива и малосульфидного платиноносного горизонта – Риф I
После открытия и разведки в 1960–1963 гг. промышленно значимых медно-никелевых руд в приподошвенных габбро-перидотитах (Байкальское месторождение) появилось огромное количество публикаций, затрагивающих многие вопросы геологического строения, петрогенезиса и рудоносности Йоко-Довыренского массива. Поэтому, опираясь на эти публикации, ограничимся лишь краткими сведениями по его строению и петрологическим особенностям.
Йоко-Довыренский интрузив является классическим примером контрастно расслоенного ультрабазит-базитового плутона с сопутствующей сульфидной ЭПГ-Cu-Ni минерализацией (Протерозойские …, 1986; Шарков, 2006). В плане он представляет собой линзовидное тело, залегающее субсогласно с терригенно-карбонатными вмещающими породами ондокской свиты верхнего рифея (фиг. 1а). На северо-восточном фланге массив перекрывается раннекембрийскими отложениями холоднинской свиты. Современное положение массива почти вертикальное вследствие складчатых деформаций, связанных с позднерифейскими (550–600 млн лет) коллизионными событиями в регионе (Неймарк и др., 1991). Они разбили интрузив на серию кососекущих мощных зон разломов, вдоль которых породы интенсивно серпентинизированы, хлоритизированы, нередко превращены в родингиты. Массив окружен широким ореолом контактово-метаморфизованных пород.
В его строении участвуют как ультраосновные породы (плагиодуниты, дуниты, верлиты), так и породы основного ряда (троктолиты, оливиновые габбро, габбронориты и нориты). Эти разновидности пород последовательно сменяют друг друга в разрезе массива снизу вверх, образуя пять основных петрографических зон с преобладающим кумулятивным парагенезисом, различия которых подчёркиваются, в первую очередь, распределением содержания петрогенных компонентов и, в частности, MgO, (фиг. 1б), а также количественным соотношением породообразующих минералов (Ariskinet al., 2018, fig. 5).
Смена кумулятивных парагенезисов и закономерная эволюция химического состава минералов и пород удовлетворительно объясняется с позиций гипотезы фракционной кристаллизации единого исходного высокоглиноземистого пикробазальтового расплава. Одной из особенностей строения массива является присутствие в дунитовой зоне многочисленных ксенолитов терригенных и карбонатных пород. В результате взаимодействия магматического расплава с ксенолитами образовалась мощная зона контаминированных ультраосновных пород (Wenzel et al., 2002). Продуктом такого воздействия, вероятно, является горизонт верлитов с жилами и гнездами диопсидитов, шлировидными сегрегациями и сгущениями хромититов в верхней части дунитовой зоны (Благороднометалльная …, 2008).
Фиг. 1. А – схема геологического строения Йоко-Довыренского дунит-троктолит-габбрового массива и положение “критической” зоны с малосульфидным платинононосным горизонтом Риф I. 1 – холоднинская свита; 2 – терригенно-карбонатные отложения ондокской свиты; 3 – метаморфизованные базальты, их туфы с прослоями вулканитов риолитового состава иняптукской свиты; 4–8 – довыренский интрузивный комплекс: 4 – габбро-перидотитовые силлы, 5 – силлы и дайки кварцсодержащих и гранофировых габброноритов, 6 – оливиновые габбро и габбронориты, 7 – чередование плагиодунитов и троктолитов, 8 – дуниты; 9 – зоны серпентинизации; 10 – платиноносный горизонт (Риф I); 11 – разрывные тектонические нарушения; 12 – геологические границы между породами; 13 – участки опробования анортозитовых тел Рифа I. б – обобщенный вертикальный разрез в центральной части массива (уч. Центральный) с главными кумулятивными парагенезисами, распределением содержаний MgO, S, Ni, Cu, положением Рифа I и Рифа II и детальным разрезом “критической” зоны с Рифом I. 1 – тонкое переслаивание плагиоклазсодержащих дунитов и меланотроктолитов; 2 – чередование клинопироксенсодержащих троктолитов и меланократовых оливиновых габбро; 3 – мезотроктолиты с прослоями плагиоклазсодержащих дунитов; 4 – троктолиты с прослоями клинопироксенсодержащих мезотроктолитов; 5 – частая перемежаемость клинопироксенсодержащих троктолитов и мезо- меланократовых оливиновых габбро; 6 – мезократовые оливиновые габбро; 7 – малосульфидный платиноносный горизонт – Риф 1; 8 – горизонт такситовых пород без сульфидов; 9 – тела анортозитов без сульфидов. На врезке – положение Йоко-Довыренского массива в структуре складчатого обрамления (белый фон) Восточно-Сибирской платформы.
Сульфидная минерализация в виде мелкой и редкой вкрапленности развита практически по всему разрезу массива, что наглядно демонстрируют кривые распределения S, Ni и Cu (см. фиг. 1б). При этом содержание Cu от ультраосновной части к габброидной постепенно увеличивается, а Ni, напротив, – уменьшается, что свидетельствует, скорее всего, о заметной роли силикатного Ni в оливиновых породах нижней части разреза. Все это говорит о том, что исходная довыренская магма была недосыщена сульфидной серой. Этот вывод был подтвержден численным моделированием, которое показало начало выделения ограниченного объема несмешивающейся сульфидной жидкости в дунитах при температуре ниже 1240 °С (Ariskinet al., 2013).
U-Pb возраст пород верхней габброидной зоны массива оценивается в 730±6 млн лет (Арискин и др., 2013). Ранее для этих же пород по бадделеиту был получен возраст 725±8.6 млн лет (Эрнст, Гамильтон, 2009).
Малосульфидный платиноносный горизонт – Риф I. Располагается в пределах “критической зоны”, представляющей собой область перехода расслоенной плагиодунит-троктолитовой серии в зону оливиновых габбро. Весь комплекс слагающих ее пород представляет ассоциацию, нарушающую нормальную “стратиграфическую” регулярность массива (Благороднометалльная …, 2008). Строение зоны (см. фиг. 1б) характеризуется тонким и частым переслаиванием троктолитов, плагиоклазсодержащих дунитов и оливиновых габбро, развитием горизонтов такситового строения, включающих как относительно мелкозернистые, так и пегматоидные породы, а также гнезда анортозитов. Риф I является, по результатам опробования, наиболее богатым благородными металлами горизонтом не только “критической” зоны, но и всего интрузива. Его главными типоморфными признаками являются крайняя неоднородность строения, выраженная пятнисто-блоковым распределением разновидностей пород с резким проявлением различия структурно-текстурных особенностей и минерального состава. Он сложен анортозитами и такситовыми троктолитами и оливиновыми лейкогаббро с широким диапазоном составов породообразующих минералов и развитием низкотемпературных флюид- и гидроксилсодержащих фаз. Следует отметить, что такой же близкий по строению и составу платиноносный горизонт – Риф II – наблюдается несколько выше Рифа I в области перехода оливингаббровой в габброноритовую зону, но он содержит значительно меньше платиноидов (см. фиг. 1б).
Мощность горизонта Рифа I варьирует от 1 до 5–6 м. Он прослежен нами в коренных обнажениях примерно на 14 км вдоль расслоенности массива (см. фиг. 1а). От центральной части к флангам массива горизонт постепенно затухает. В этом же направлении уменьшается содержание благородных металлов. Следует отметить, что породы с ЭПГ-Cu-Ni минерализацией образуют не сплошной слой, а линзовидные прерывистые сгущения тел анортозитов вперемешку с такситовыми породами, которые крайне невыдержаны как по простиранию, так и по падению. Мощность обособлений анортозитов, представленных гнездо- и жилообразными телами, варьирует в пределах 0.2–2.0 м. По данным ревизионных работ (Ю.Ч. Очиров, 2003ф), прогнозная оценка ресурсов ЭПГ по категории Р2 при среднем содержании по бороздовым пробам (Pt + Pd) = 1.7 г/т оценивается в 38.4 т.
Фиг. 2. Геологический разрез по канаве 1204 c распределением MgO и Al2O3. Расположение канавы см. фиг. 1а. 1 – мезотроктолиты; 2 – клинопироксенсодержащие мезотроктолиты; 3 – частая перемежаемость (слоистость) клинопироксенсодержащих троктолитов и мезо- меланократовых оливиновых габбро; 4 – мезо-меланократовые оливиновые габбро; 5 – лейкократовые оливиновые габбро; 6 – зона развития платиноносных анортозитов и такситовых пород – Риф I. Цифры – номера геохимических проб.
Детально взаимоотношения Рифа I с вмещающими породами нам удалось проследить в разрезе канавы 1204. Здесь такситовый горизонт располагается на участке перехода клинопироксенсодержащих троктолитов в зону частой перемежаемости этих троктолитов с мезо- меланократовыми оливиновыми габбро, которые к концу разреза переходят в лейкократовые оливиновые габбро (фиг. 2). Характер взаимоотношений пород подчеркивается распределением MgO, Al2O3 и других петрогенных компонентов. В канаве Риф I имеет мощность около 5 м и сложен гнездообразными телами анортозитов в матрице неоднородных (такситовых) лейкократовых оливиновых габбро и троктолитов. Анортозитовые тела имеют мощность до 1 м, и на их долю приходится около 70% от общего объема такситовых пород.
Петрографо-минералогическая характеристика анортозитов
Тела анортозитов обладают широкой изменчивостью всех основных структурных параметров. Характерны неравномернозернистое строение, неоднородная (такситовая) текстура, выраженная участками сгущения (обычно в виде полос) темноцветных минералов. Свойственны панидиоморфнозернистая структура с проявлениями порфировидной, офитовой и пойкилоофитовой микроструктур. Главный минерал кумулуса – плагиоклаз – слагает до 94% объема анортозитов. Второстепенные минералы – оливин, клинопироксен, ортопироксен, хромшпинелид, содержание которых увеличивается в такситовых оливиновых габбро и троктолитах. Вторичные минералы представлены кальциевыми амфиболами, биотитом, хлоритом, минералами группы эпидота. Обнаружены зерна ортоклаза, хлорапатита, циркона, бадделеита, ловерингита, уран- и торийсодержащих фаз, галенита, сфалерита, магнетита с решеткой ламеллей ильменита.
Плагиоклаз (Pl) образует две морфологические разновидности: первая (преобладающая) представлена мелкими короткопризматическими или округлыми (до 0.5 мм) зернами, вторая – крупными (до 3 мм) таблитчатыми кристаллами, которые, скорее всего, являются результатом субсолидусной перекристаллизации первой разновидности. Все зерна незональные, имеют простые, реже полисинтетические двойники. В габбро-пегматитах размер кристаллов плагиоклаза достигает 1–1.5 см. Состав минерала отвечает битовниту (82.3–87.5% An) при незначительной доле ортоклазового минала (0.4–0.7%) и содержании FeO 0.42–0.61 мас.% (табл. 1). При этом отмечается тенденция прямой зависимости между величиной % An в плагиоклазах и содержанием MgO в породах. На участках метасоматического изменения около сульфидов (развитие пренита, цоизита, эпидота) наблюдается более кислый плагиоклаз состава (An74-79Ab21-26) с повышенным содержанием FeO 1.34–1.85 мас.% (см. табл. 1, ан. 11, 12).
Оливин (Ol) представлен субидиоморфными зернами разного размера, наиболее крупные достигают 1–2, а в габбро-пегматитах – до 6 мм в поперечнике. Магнезиальность (содержание Fo-компонента) его варьирует в небольших пределах 78.3–81.2% и соответствует магнезиальности оливинов из вмещающих троктолитов и оливиновых габбро. Постоянно в составе фиксируются NiO 0.19–0.34 мас.% и MnO 0.23–0.27 мас.%. (табл. 2). По данным Э.М. Спиридонова с соавторами (20191), в крупных кристаллах магматического оливина отмечаются “метасомы” – срастания троилита и новообразованного оливина с пониженной магнезиальностью Fo45-42.
Таблица 1. Химический состав плагиоклазов из анортозитов Рифа I, мас.%
Компоненты | Д-52в-94 | Д-52г-94 | Д-52д-94 (8) | Д-19а-93 | Д-6-04 | Д-47/1-92 | Д-84-92 | Д-85-92 | Д-48/1-92 | Д-27-04 | ||
1 (3) | 2 (4) | 3 (8) | 4 (5) | 5 (2) | 6 (4) | 7 (5) | 8 (2) | 9 (1) | 10 (3) | 11 (1) | 12 (1) | |
SiO2 | 46.50 | 46.50 | 47.50 | 46.79 | 46.89 | 46.29 | 46.23 | 46.54 | 48.02 | 47.21 | 47.84 | 48.15 |
Al2O3 | 33.56 | 33.57 | 33.45 | 33.15 | 34.00 | 33.07 | 33.10 | 32.32 | 32.22 | 33.14 | 32.94 | 31.75 |
FeO* | 0.54 | 0.55 | 0.56 | 0.61 | 0.58 | 0.42 | 0.50 | 0.57 | 0.56 | 0.55 | 1.34 | 1.85 |
CaO | 17.10 | 17.45 | 16.48 | 17.35 | 16.80 | 17.22 | 17.23 | 17.09 | 17.82 | 17.05 | 16.29 | 14.12 |
Na2O | 1.66 | 1.66 | 1.90 | 1.74 | 1.60 | 1.77 | 1.96 | 1.86 | 1.35 | 1.74 | 2.36 | 2.80 |
K2O | 0.09 | 0.07 | 0.11 | 0.11 | 0.10 | 0.10 | 0.09 | 0.11 | 0.08 | 0.08 | - | - |
Сумма | 99.45 | 99.80 | 100.00 | 99.79 | 99.97 | 98.87 | 99.11 | 98.49 | 100.05 | 99.77 | 100.77 | 98.67 |
An, % | 84.6 | 84.9 | 82.3 | 83.8 | 84.8 | 83.8 | 82.5 | 83.0 | 87.5 | 83.9 | 79.3 | 73.6 |
Ab, % | 14.9 | 14.7 | 17.1 | 15.6 | 14.6 | 15.6 | 17.0 | 16.3 | 12.0 | 15.6 | 20.7 | 26.4 |
Or, % | 0.5 | 0.4 | 0.6 | 0.6 | 0.6 | 0.6 | 0.5 | 0.7 | 0.5 | 0.5 | ||
Коэффициенты кристаллохимических формул в пересчете на 8 (О) | ||||||||||||
Si | 2.153 | 2.148 | 2.182 | 2.163 | 2.156 | 2.158 | 2.152 | 2.179 | 2.209 | 2.177 | 2.189 | 2.241 |
Al | 1.830 | 1.826 | 1.809 | 1.804 | 1.841 | 1.815 | 1.815 | 1.782 | 1.745 | 1.800 | 1.777 | 1.743 |
Fe2+ | 0.021 | 0.021 | 0.022 | 0.024 | 0.022 | 0.016 | 0.019 | 0.022 | 0.022 | 0.021 | 0.051 | 0.072 |
Ca | 0.848 | 0.864 | 0.811 | 0.859 | 0.828 | 0.860 | 0.860 | 0.857 | 0.878 | 0.842 | 0.799 | 0.704 |
Na | 0.149 | 0.149 | 0.169 | 0.160 | 0.143 | 0.160 | 0.177 | 0.169 | 0.120 | 0.156 | 0.209 | 0.253 |
K | 0.005 | 0.004 | 0.006 | 0.006 | 0.006 | 0.006 | 0.005 | 0.007 | 0.005 | 0.005 |
Примечание. 1–10 – короткопризматический плагиоклаз, 11, 12 – плагиоклаз из ореола вокруг сульфидов. В скобках указано количество проанализированных зерен, использованных для расчета среднего состава. Здесь и в табл. 2, 3–5, 7 прочерк – компонент не обнаружен, * – суммарное железо,
Моноклинный пироксен (Cpx) образует чаще всего скелетные кристаллы и ойкокристы, реже мелкие интерстициальные выделения среди зерен кумулусного плагиоклаза. В габбро-пегматитах его кристаллы достигают размеров 120х40 мм. По составу отвечает авгиту с вариацией миналов в диапазоне (%): En 39.6–44.3, Fs 9.5–18.0, Wo 41.0–47.0 и железистости (f, %) – 18.0–31.4 (см. табл. 2). Нередко с авгитом ассоциирует магнетит с ламеллями ильменита.
Ромбический пироксен (Opx) встречается значительно реже, чем клинопироксен. Образует мелкие зерна вокруг оливина на границе с плагиоклазом, что свидетельствует об их перитектических (реакционных) взаимоотношениях. Размеры зерен ортопироксена в габбро-пегматитах значительно больше и достигают 50 мм. По классификации Н. Моримото все проанализированные зерна минерала соответствуют энстатиту. Состав его меняется в диапазоне (%): En 73.5–78.2, Fs 16.2–23.7, Wo 2.5–4.6, а железистость (f, %) – 17.0–24.3 (см. табл. 2).
Хромшпинелиды (Chr), как кумулусные минералы, встречаются постоянно, но в небольших количествах. Наблюдаются в двух структурных позициях: 1) в виде кубооктаэдрических кристаллов и округлых включений (0.01–0.2 мм) в плагиоклазе и оливине (фиг. 3а) и 2) более крупных зерен (до 2 мм) в интерстициях породообразующих минералов. Как те, так и другие незональны и имеют однородную структуру. В некоторых случаях зерна второй разновидности замещаются по периферии магнетитом (табл. 3, ан. 9).
На классификационной диаграмме Н.В. Павлова (фиг. 3б) составы проанализированных зерен хромшпинелидов (см. табл. 3) располагаются в полях ферриалюмохромита, субалюмоферрихромита и субалюмохроммагнетита, образуя единый с другими зонами массива тренд возрастания железистости в процессе замещения в октаэдрических позициях Al → Cr → Fe3+ (фиг. 3в). Выявленная закономерность эволюции состава хромшпинелидов Йоко-Довыренского массива в целом соответствует тренду для внутриплитных расслоенных интрузивов континентов. Кроме того, для хромшпинелидов расслоенных массивов, в отличие от других формационных типов, свойственны более высокие концентрации TiO2. Особняком, выпадая из общей картины эволюции состава, находятся хромшпинелиды из пород области контаминации дунитовой зоны. Они характеризуются максимальными значениями глиноземистости и располагаются в полях субферрихромпикотит-хромпикотит-пикотит (см. фиг. 3в).
Таблица 2. Химический состав оливинов и пироксенов из платиноносных анортозитов и такситовых оливиновых лейкогаббро Рифа I, мас.%
Компо- ненты | Д-52в-94 | Д-52г-94 | Д-52д-94 | Д-27-04 | Д-3-04 | Д-6-04 | Д-47/1-92 | Д-84-92 | ||||||
Ol (3) | Cpx(2) | Opx (3) | Ol (4) | Cpx(3) | Opx(2) | Cpx (8) | Cpx(2) | Cpx(3) | Opx(4) | Ol (7) | Opx(1) | Ol (2) | Opx(2) | |
SiO2 | 38.60 | 51.40 | 53.56 | 38.82 | 52.41 | 54.50 | 51.36 | 52.51 | 51.66 | 54.92 | 39.09 | 54.77 | 38.98 | 53.58 |
TiO2 | н/обн. | 0.63 | 0.35 | - | 0.43 | 0.28 | 0.80 | 0.43 | 1.00 | 0.26 | - | 0.16 | - | 0.35 |
Al2O3 | н/обн. | 2.00 | 1.04 | - | 1.10 | 1.27 | 2.02 | 1.12 | 4.40 | 1.28 | - | 1.34 | - | 1.33 |
Cr2O3 | н/обн. | 0.32 | 0.23 | - | 0.21 | 0.31 | 0.07 | - | - | 0.30 | - | 0.44 | - | 0.05 |
FeO* | 19.77 | 8.80 | 15.41 | 19.85 | 5.95 | 12.26 | 10.79 | 9.86 | 8.42 | 12.68 | 17.93 | 10.57 | 17.40 | 14.84 |
MnO | 0.26 | 0.24 | 0.29 | 0.27 | 0.15 | 0.27 | 0.27 | 0.24 | 0.14 | 0.28 | 0.23 | 0.23 | 0.26 | 0.32 |
MgO | 41.04 | 15.64 | 27.36 | 40.63 | 15.62 | 29.12 | 13.57 | 14.04 | 14.57 | 28.30 | 42.59 | 29.61 | 42.98 | 28.51 |
NiO | 0.34 | н/опр. | 0.13 | 0.22 | н/опр. | н/опр. | н/опр. | н/опр. | н/опр. | 0.11 | 0.27 | - | 0.26 | - |
CaO | 0.03 | 20.60 | 1.44 | 0.03 | 23.46 | 1.49 | 20.35 | 21.93 | 18.76 | 1.84 | 0.05 | 2.41 | н/опр. | 1.32 |
Na2O | - | 0.10 | - | - | 0.04 | - | 0.20 | - | 0.72 | - | - | - | - | - |
Сумма | 100.04 | 99.73 | 99.81 | 99.82 | 99.37 | 99.50 | 99.43 | 100.13 | 99.67 | 99.97 | 100.16 | 99.53 | 99.88 | 100.30 |
f, ат. % | 24.5 | 24.3 | 18.0 | 18.3 | 31.4 | 28.8 | 24.8 | 20.4 | 17.0 | 23.0 | ||||
Fo, % | 78.5 | 78.3 | 80.7 | 81.2 | ||||||||||
En, % | 44.0 | 73.5 | 43.5 | 78.2 | 39.5 | 39.6 | 44.3 | 76.7 | 79.2 | 75.1 | ||||
Fs, % | 14.3 | 23.7 | 9.5 | 18.9 | 18.0 | 16.0 | 14.6 | 19.7 | 16.2 | 22.4 | ||||
Wo, % | 41.7 | 2.8 | 47.0 | 2.9 | 42.5 | 44.4 | 41.1 | 3.6 | 4.6 | 2.5 | ||||
Коэффициенты кристаллохимических формул | ||||||||||||||
Si | 0.993 | 1.910 | 1.934 | 1.000 | 1.945 | 1.947 | 1.937 | 1.962 | 1.914 | 1.962 | 0.995 | 1.946 | 0.993 | 1.913 |
Ti | 0.018 | 0.010 | 0.012 | 0.008 | 0.023 | 0.012 | 0.028 | 0.007 | 0.004 | 0.009 | ||||
Al | 0.088 | 0.044 | 0.048 | 0.054 | 0.090 | 0.050 | 0.192 | 0.054 | 0.056 | 0.056 | ||||
Cr | 0.009 | 0.007 | 0.006 | 0.009 | 0.002 | 0.008 | 0.012 | 0.001 | ||||||
Fe2+ | 0.425 | 0.273 | 0.465 | 0.428 | 0.185 | 0.339 | 0.341 | 0.308 | 0.261 | 0.379 | 0.382 | 0.314 | 0.371 | 0.443 |
Mn | 0.006 | 0.008 | 0.009 | 0.006 | 0.005 | 0.008 | 0.009 | 0.008 | 0.004 | 0.008 | 0.005 | 0.007 | 0.006 | 0.010 |
Mg | 1.574 | 0.867 | 1.472 | 1.561 | 0.864 | 1.551 | 0.763 | 0.782 | 0.805 | 1.507 | 1.616 | 1.568 | 1.632 | 1.517 |
Ni | 0.007 | - | 0.004 | 0.005 | 0.003 | 0.006 | 0.005 | |||||||
Ca | 0.001 | 0.820 | 0.056 | 0.001 | 0.933 | 0.057 | 0.822 | 0.878 | 0.745 | 0.070 | 0.001 | 0.092 | 0.050 | |
Na | 0.007 | 0.003 | 0.015 | 0.052 |
Примечание. Fo – форстеритовый компонент в оливине. En – энстатитовый, Fs – ферросилитовый и Wo – волластонитовый миналы в пироксенах. f, aт. % (железистость) – 100 (Fe2+ +Mn)/(Mg+ Fe2+ +Mn); н/опр. – компонент не определялся. В скобках указано количество проанализированных зерен, использованных для расчета среднего состава. Расчет формульных коэффициентов для оливина проведен на 4 (O), пироксенов – на 6 (O).
Таблица 3. Химический состав хромшпинелидов из анортозитов Рифа I, мас.%
Компоненты | Д-52г-94 | Д-3в-93 | Д-47/1-92 | Дов-1 | Д-62в-93 | Д-52в-94 | |||
1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | 7 | 8 | 9 | |
TiO2 | 1.60 | 1.23 | 4.67 | 1.66 | 1.55 | 2.19 | 0.74 | 1.10 | 2.22 |
Al2O3 | 10.33 | 4.97 | 5.32 | 12.71 | 14.22 | 9.65 | 7.79 | 13.37 | 1.62 |
Cr2O3 | 36.03 | 38.87 | 22.72 | 42.57 | 36.49 | 33.44 | 27.55 | 36.83 | 9.11 |
V2O3 | 0.38 | 0.60 | 0.85 | н/опр. | н/опр. | н/опр. | н/опр. | 0.98 | 0.99 |
Fe2O3 | 19.59 | 22.84 | 34.45 | 14.18 | 17.65 | 22.86 | 33.52 | 17.42 | 53.72 |
FeO | 23.46 | 29.17 | 31.05 | 21.78 | 21.04 | 26.41 | 29.35 | 26.68 | 30.71 |
MnO | 0.13 | 0.30 | - | 0.59 | 0.42 | 0.52 | 0.37 | 0.49 | 0.13 |
MgO | 5.81 | 1.90 | 0.81 | 7.62 | 8.06 | 3.85 | 2.36 | 4.68 | - |
NiO | 0.12 | 0.13 | н/опр. | 0.17 | 0.08 | 0.08 | н/опр. | 0.11 | 0.26 |
Сумма | 97.45 | 100.01 | 99.87 | 101.28 | 99.51 | 99.00 | 101.68 | 101.66 | 98.76 |
XMg | 0.31 | 0.10 | 0.04 | 0.39 | 0.41 | 0.21 | 0.13 | 0.24 | 0 |
YCr | 0.51 | 0.57 | 0.36 | 0.57 | 0.49 | 0.48 | 0.39 | 0.50 | 0.15 |
YFe3+ | 0.27 | 0.32 | 0.52 | 0.18 | 0.23 | 0.31 | 0.45 | 0.23 | 0.82 |
Коэффициенты кристаллохимических формул в пересчете на 24 катиона | |||||||||
Ti | 0.338 | 0.268 | 1.033 | 0.330 | 0.310 | 0.465 | 0.157 | 0.223 | 0.514 |
Al | 3.420 | 1.697 | 1.847 | 3.959 | 4.466 | 3.213 | 2.589 | 4.230 | 0.588 |
Cr | 8.001 | 8.912 | 5.286 | 8.890 | 7.684 | 7.464 | 6.140 | 7.817 | 2.215 |
V3+ | 0.084 | 0.139 | 0.202 | 0.210 | 0.244 | ||||
Fe3+ | 4.157 | 4.984 | 7.632 | 2.821 | 3.540 | 4.858 | 7.114 | 3.520 | 12.439 |
Fe2+ | 5.511 | 7.076 | 7.645 | 4.816 | 4.688 | 6.236 | 6.921 | 5.992 | 7.901 |
Mn | 0.030 | 0.073 | 0.132 | 0.094 | 0.124 | 0.088 | 0.111 | 0.033 | |
Mg | 2.432 | 0.821 | 0.355 | 3.016 | 3.200 | 1.620 | 0.991 | 1.873 | |
Ni | 0.027 | 0.030 | 0.036 | 0.018 | 0.019 | 0.024 | 0.065 |
Примечание. 1, 4–6, 8 – ферриалюмохромит, 2, 3 – субалюмоферрихромит, 7 – субалюмохроммагнетит, 9 – хромистый магнетит. Количества FeO и Fe2O3 рассчитаны на основании стехиометрии состава; н/опр. – компонент не определялся; XMg = Mg/(Mg+Fe2+), YCr = Cr/(Cr+Al+Fe3+), YFe3+ = YFe3+/(Cr+Al+Fe3+).
Что касается конкретно хромшпинелидов из анортозитов Рифа I, то разнообразие их составов обусловлено широкими колебаниями отношения Mg/(Mg+Fe2+) при относительно узком диапазоне значений Cr/(Cr+Al+Fe3+) (фиг. 4), что свидетельствует о превалирующей роли изоморфизма Mg ↔ Fe2+. С другой стороны, наблюдается отчетливая обратная корреляция отношений Mg/(Mg+Fe2+) и Fe3+/(Cr+Al+Fe3+), отражающая эволюционный тренд составов шпинелидов в процессе фракционной кристаллизации остаточного (“анортозитового”) магматического расплава.
Геохимические особенности платиноносных анортозитов
Составы анортозитов по содержанию главных петрогенных компонентов варьируют в широком диапазоне, охватывая интервал (мас.%): по SiO244.20–48.69, Al2O3 21.12–35.00, CaO 11.75–16.82, FeO* 1.66–6.93 и MgO 0.34–13.15 (табл. 4), что можно объяснить их неоднородностью из-за развития в плагиоклазовой матрице участков темноцветных минералов. Породы характеризуются низкими содержаниями (мас.%) TiO2 (0.03–0.22), P2O5 (0.01–0.14), Cr2O3 (0.02–0.16) и по отношению к нижним зонам массива – повышенными концентрациями Na2O (0.63–1.97) и K2O (0.10–0.47). Бинарные петрохимические диаграммы (фиг. 5) демонстрируют отрицательные корреляции MgO с Al2O3, CaO, (Na2O+K2O) и положительную – с FeO*. Средний состав рудных анортозитов (мас.%): SiO2 45.99, TiO2 0.11, Cr2O3 0.07, Al2O3 29.43, Fe2O3 1.22, FeO 2.86, MnO 0.03, MgO 3.35, CaO 15.12, Na2O 1.63, K2O 0.18, P2O3 0.02. Он соответствует нормативно-минеральному составу по CIPW (%): Pl 86.25, Ol 7.46, Or 1.06, Di 1.96, Hyp 1.15, Mgt 1.77, Ilm 0.21, Spl 0.09 Ap 0.05.
Фиг. 3. Морфология и состав акцессорных хромшпинелидов из платиноносных анортозитов Рифа I. а – характер развития кристаллов хромшпинелида (Chr) в плагиоклазе (Pl); Ol – оливин, Srp – серпентин; полированный шлиф Д-52г-94, электронный микроскоп, изображение в обратно-рассеянных электронах); б – составы хромшпинелидов на классификационной диаграмме Н.В. Павлова; в – составы хромшпинелидов из зон Йоко-Довыренского массива; использованы данные (Медь-никеленосные …, 1990; Благороднометалльная …, 2008); из области контаминации дунитовой зоны (Пушкарев и др., 2003), а также из коллекции Т. Венцеля (ФРГ). 1 – хромшпинелиды анортозитов, 2 – магнетит, развивающийся по хромшпинелиду, 3 – тренд эволюции состава хромшпинелидов внутриплитных расслоенных интрузивов континентов по (Гущин, Гусев, 2012).
Фиг. 4. Диаграммы Mg/(Mg+Fe2+) – Cr/(Cr+Al+Fe3+) и Mg/(Mg+Fe2+) – Fe3+/(Cr+Al+Fe3+) соотношений с направлением эволюции состава в акцессорных хромшпинелидах из платиноносных анортозитов Рифа I. Поля расслоенных интрузивов по данным (Плаксенко, 1989; Engelbrecht, 1985; Sharpe, Hulvert, 1985), офиолитовых гипербазитов – (Геология ..., 2008; Dick, Bullen, 1984; Roeder, 1994; Seyler et al., 2007).
Фиг. 5. Петрохимические вариационные диаграммы для платиноносных анортозитов и такситовых оливиновых лейкогаббро Рифа I. Диаграммы построены по данным табл. 4. FeO* – суммарное железо. 1 – анортозиты, 2 – такситовые оливиновые лейкогаббро. анортозиты, 2 – такситовые оливиновые лейкогаббро.
Фиг. 6. Спектры распределения редкоземельных (а) и спайдерграмма редких элементов (б), нормированных соответственно на хондрит СI и примитивную мантию (McDonough, Sun 1995), в породах Йоко-Довыренского массива. 1 – дунит из дунитовой зоны; 2 – троктолит из зоны плагиодунитов и троктолитов; 3 – оливиновое габбро из зоны оливиновых габбро и габброноритов; 4 – платиноносный анортозит Рифа I.
Таблица 4. Содержание петрогенных компонентов, S, Ni, Cu, Co, Au и ЭПГ в анортозитах и такситовых оливиновых лейкогаббро из малосульфидного горизонта – Риф I Йоко-Довыренского массива
Компоненты | Д-60-93 | Д-85-92 | Д-19а-93 | Д-60д-93 | Д-55-07 | Д-27-04 | Д-52а-94 | ПР-2-99 | Д-3в-93 | Д-84-92 | Д-47а-93 | Д-52д-94 |
1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | 7 | 8 | 9 | 10 | 11 | 12 | |
SiO2 | 46.00 | 46.44 | 44.99 | 45.46 | 44.89 | 44.92 | 46.53 | 46.54 | 47.13 | 45.75 | 45.72 | 48.69 |
TiO2 | 0.13 | 0.05 | 0.05 | 0.09 | 0.08 | 0.07 | 0.14 | 0.06 | 0.21 | 0.06 | 0.10 | 0.22 |
Cr2O3 | 0.08 | 0.05 | 0.07 | 0.12 | 0.02 | 0.05 | 0.03 | 0.03 | 0.12 | 0.06 | 0.07 | 0.05 |
Al2O3 | 32.70 | 33.61 | 31.35 | 30.36 | 35.00 | 31.64 | 31.05 | 30.55 | 31.56 | 31.65 | 32.40 | 28.95 |
Fe2O3 | 0.75 | 0.20 | 3.78 | 1.64 | 0.26 | 1.29 | 1.30 | 1.78 | 0.32 | 1.80 | 1.81 | 1.16 |
FeO | 1.98 | 1.48 | 2.28 | 4.28 | 1.71 | 2.48 | 2.03 | 1.54 | 1.43 | 1.63 | 1.86 | 2.84 |
MnO | 0.01 | 0.02 | 0.02 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.03 | 0.02 | 0.01 |
MgO | 0.34 | 0.46 | 0.60 | 0.76 | 0.87 | 0.92 | 1.02 | 1.24 | 1.30 | 1.30 | 1.34 | 1.42 |
CaO | 16.17 | 15.99 | 14.97 | 15.45 | 15.46 | 16.82 | 15.88 | 16.31 | 15.92 | 15.99 | 14.92 | 14.25 |
Na2O | 1.67 | 1.60 | 1.70 | 1.70 | 1.56 | 1.66 | 1.85 | 1.80 | 1.87 | 1.62 | 1.47 | 1.97 |
K2O | 0.17 | 0.14 | 0.18 | 0.13 | 0.11 | 0.18 | 0.17 | 0.13 | 0.13 | 0.15 | 0.28 | 0.47 |
P2O5 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.04 | 0.02 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.01 |
S | 0.49 | 0.13 | 1.57 | 1.48 | 0.39 | 0.85 | 0.66 | 0.78 | 0.39 | 0.66 | 0.54 | 0.27 |
Co | 59 | 61 | 130 | 130 | 50 | 50 | 90 | 51 | 33 | 61 | 68 | 50 |
Ni | 1600 | 320 | 3200 | 2900 | 455 | 1270 | 1500 | 1500 | 540 | 1200 | 1500 | 420 |
Cu | 750 | 640 | 4800 | 3000 | 961 | 3550 | 2800 | 2800 | 600 | 2800 | 3100 | 690 |
Pt | 0.759 | 0.560 | 2.505 | 2.060 | 0.330 | 1.300 | 2.240 | 0.708 | 0.612 | 1.600 | 1.305 | 0.846 |
Pd | 0.151 | 0.330 | 4.910 | 1.834 | 0.058 | 0.330 | 4.950 | 0.180 | 0.174 | 0.460 | 0.267 | 0.264 |
Rh | 0.010 | 0.040 | 0.060 | 0.080 | - | - | 0.060 | - | 0.006 | 0.060 | 0.022 | - |
Ru | 0.002 | 0.002 | 0.002 | 0.009 | - | - | 0.016 | - | 0.004 | 0.005 | 0.002 | - |
Ir | 0.012 | 0.003 | 0.130 | 0.024 | - | - | 0.073 | - | 0.010 | 0.008 | 0.029 | - |
Os | 0.008 | 0.002 | 0.008 | 0.006 | - | - | 0.013 | - | 0.002 | 0.005 | 0.004 | - |
Au | 0.187 | 0.046 | 0.827 | 0.250 | 0.052 | 0.400 | 0.880 | 0.325 | 0.365 | 0.300 | 0.279 | 0.105 |
Cu/Ni | 0.47 | 2.00 | 1.50 | 1.03 | 2.11 | 2.79 | 0.87 | 1.87 | 1.11 | 2.33 | 2.07 | 1.64 |
Pt/Pd | 5.03 | 1.70 | 0.51 | 1.12 | 5.69 | 3.94 | 0.45 | 3.93 | 3.52 | 3.48 | 4.89 | 3.20 |
ƩЭПГ | 0.942 | 0.937 | 7.615 | 4.013 | 7.352 | 0.808 | 2.138 | 1.629 | ||||
ƩЭПГ/S | 1.92 | 7.21 | 4.85 | 10.29 | 11.14 | 2.07 | 3.24 | 3.02 |
Таблица 4. Окончание
Компоненты | Д-62а-93 | Д-6-04 | Д-52-94 | До-1-98 | ПР-1-99 | Д-48/1-92 | Д-52г-94 | Д-27-94 | Д-52в-94 | Д-7-04 | Д-54-94 | Д-47/1-92 |
13 | 14 | 15 | 16 | 17 | 18 | 19 | 20 | 21 | 22 | 23 | 24 | |
SiO2 | 45.63 | 45.17 | 45.98 | 46.24 | 45.58 | 44.20 | 48.15 | 45.82 | 46.63 | 47.38 | 45.35 | 44.27 |
TiO2 | 0.04 | 0.03 | 0.10 | 0.18 | 0.22 | 0.07 | 0.16 | 0.14 | 0.13 | 0.14 | 0.09 | 0.12 |
Cr2O3 | 0.08 | 0.05 | 0.04 | 0.06 | 0.04 | 0.05 | 0.09 | 0.16 | 0.08 | 0.07 | 0.06 | 0.11 |
Al2O3 | 32.83 | 31.26 | 30.92 | 29.07 | 27.78 | 30.42 | 24.99 | 26.09 | 24.59 | 23.18 | 23.10 | 21.10 |
Fe2O3 | 0.57 | 1.09 | 0.03 | 0.88 | 1.73 | 0.85 | 1.63 | 1.38 | 1.73 | 0.73 | 1.39 | 1.21 |
FeO | 2.04 | 2.50 | 2.12 | 2.77 | 3.35 | 2.59 | 5.03 | 3.51 | 4.10 | 4.11 | 5.68 | 5.33 |
MnO | 0.03 | 0.01 | 0.01 | 0.04 | 0.04 | 0.02 | 0.06 | 0.06 | 0.04 | 0.07 | 0.07 | 0.04 |
MgO | 2.61 | 2.75 | 2.83 | 2.92 | 3.35 | 3.46 | 4.93 | 5.29 | 8.12 | 8.16 | 11.31 | 13.14 |
CaO | 14.05 | 15.51 | 15.18 | 15.90 | 15.68 | 16.53 | 13.19 | 15.73 | 13.21 | 14.70 | 11.75 | 13.31 |
Na2O | 1.84 | 1.58 | 1.69 | 1.72 | 1.86 | 1.63 | 1.59 | 1.71 | 1.32 | 1.41 | 1.14 | 1.09 |
K2O | 0.30 | 0.10 | 0.14 | 0.23 | 0.35 | 0.19 | 0.27 | 0.10 | 0.11 | 0.11 | 0.11 | 0.14 |
P2O5 | 0.02 | 0.02 | 0.01 | 0.04 | 0.04 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.14 |
S | 0.46 | 0.92 | 0.37 | 0.10 | 0.78 | 0.31 | 1.50 | 0.65 | 0.55 | 0.57 | 0.17 | 0.62 |
Co | 74 | 100 | 70 | 49 | 55 | 59 | 130 | 50 | 80 | 50 | 45 | 67 |
Ni | 1400 | 1460 | 720 | 310 | 1440 | 770 | 2850 | 520 | 1500 | 870 | 640 | 1700 |
Cu | 2200 | 2510 | 1400 | 315 | 1590 | 760 | 3100 | 2400 | 2200 | 1350 | 900 | 1400 |
Pt | 1.800 | 0.263 | 1.021 | 0.200 | 1.290 | 0.310 | 2.038 | 0.585 | 0.263 | 0.251 | 0.112 | 0.330 |
Pd | 0.600 | 0.085 | 0.588 | 0.320 | 1.100 | 0.140 | 2.560 | 0.288 | 0.212 | 0.251 | 0.100 | 0.300 |
Rh | 0.030 | - | 0.020 | - | - | - | 0.080 | 0.010 | - | - | 0.010 | - |
Ru | 0.002 | - | 0.002 | - | - | - | 0.039 | 0.004 | - | - | 0.006 | - |
Ir | 0.019 | - | 0.017 | - | - | - | 0.099 | 0.005 | - | - | 0.005 | - |
Os | 0.010 | - | 0.018 | - | - | - | 0.002 | 0.002 | - | - | 0.002 | - |
Au | 0.752 | 0.091 | 0.133 | 0.030 | 0.955 | 0.038 | 0.794 | 0.162 | 0.063 | 0.112 | 0.030 | 0.093 |
Cu/Ni | 1.57 | 1.72 | 1.94 | 1.02 | 1.10 | 0.99 | 1.09 | 4.61 | 1.47 | 1.55 | 1.41 | 0.82 |
Pt/Pd | 3.00 | 3.09 | 1.74 | 0.62 | 1.17 | 2.21 | 1.18 | 2.03 | 1.24 | 1.00 | 1.12 | 1.10 |
ƩЭПГ | 2.461 | 1.666 | 4.663 | 0.894 | 0.235 | |||||||
ƩЭПГ/S | 5.35 | 4.50 | 3.11 | 1.38 | 1.38 |
Примечание. 1–20 – анортозиты, 21–24 – такситовые оливиновые лейкогаббро. Анализы пересчитаны на безводный «сухой» остаток. Оксиды и сера даны в мас.%, рудные элементы и благородные металлы – г/т.
Фиг. 7. Диаграммы зависимостей содержаний Ni (а), Cu (б), (Ni+Cu+Co) (в), Au (г) от содержания S и концентраций Pt (д) и Pd (е) от содержания Cu в платиноносных анортозитах (1) и такситовых оливиновых лейкогаббро (2) Рифа I. Диаграммы построены по данным табл. 4. Условные знаки см. фиг. 5.
Рудные анортозиты характеризуются более высоким суммарным содержанием несовместимых элементов, в том числе и редкоземельных (РЗЭ), относительно пород нижних зон и вышележащей оливингаббровой зоны. При этом анортозиты демонстрируют однотипные спектры с этими породами (фиг. 6а, б). Отрицательные аномалии Nb, Ti, и положительные – Pb, Sr и высокие отношения La к Sm в рассмотренных породах указывают, скорее всего, на признаки корового влияния на магматический расплав.
Малосульфидное платинометалльно-медноникелевое оруденение
Анортозиты характеризуются переменным содержанием рудных компонентов и благородных металлов. Так, содержание S колеблется в пределах 0.10–1.57 мас.%, Ni – 310–3200 г/т, Cu – 315–4800 г/т, Co – 33–130 г/т (см. табл. 4). При этом величина отношения Cu/Ni, как правило, больше 1 (среднее 1.67). Распределение концентраций Ni, Cu, Co как в отдельности, так и в сумме, обнаруживает жесткие положительные корреляционные связи с S (фиг. 7а-в).
Суммарное содержание ЭПГ варьирует в интервале 0.235–7.615 г/т (среднее 2.72 г/т, n = 13). Главными элементами являются Pt и Pd при преобладании, как правило, Pt над Pd (среднее Pt/Pd = 2.21, n = 24) и незначительных концентрациях Rh, Ru, Ir и Os. Одной из основных особенностей оруденения является высокая величина отношения ƩЭПГ/S (г/т / мас.%), варьирующая от 1.4 до 11.1 (среднее 4.6) (см. табл. 4), что в целом соответствует малосульфидному типу платинометалльного оруденения (Дистлер и др., 1994). Для вкрапленных сульфидных руд платино-медно-никелевых месторождений эта величина значительно меньше и находится в пределах 0.8–1.2.
Фиг. 8. Диаграмма Ni/Pd – Cu/Ir для различных типов ЭПГ-Cu-Ni оруденения Довыренского интрузивного комплекса. Для руд Байкальского месторождения использованы данные (Благороднометалльная …, 2008). Поля составов по (Barnes, Lightfoot, 2005). 1 – платиноносные анортозиты Рифа I; 2, 3 – Байкальское Cu-Ni месторождение: 2 – вкрапленные руды в плагиоперидотитах, 3 – жильные руды.
Фиг. 9. Спектр распределения нормированных по хондриту CI (McDonough, Sun 1995) содержаний ЭПГ и Au, пересчитанных на “100%-сульфид”, в горизонтах с малосульфидным платинометалльным типом оруденения из докембрийских расслоенных массивов. 1 – Риф J-M Стиллуотерского комплекса (Naldrett, 1981; Barnes et al., 1985), 2 – Риф Алла-Пеника II интрузива Пеникат (Halkoaho, 1994), 3 – нижний расслоенный горизонт массива Федорово-Панских тундр (Яковлев, Докучаева, 1994), 4 – область анортозитов Рифа I Йоко-Довыренского массива (n = 13, по данным табл. 4).
Фиг. 10. Характер развития сульфидных минералов и минералов группы эпидота в платиноносных анортозитах Рифа I. а – зерно кубанита (Cbn), окруженного выделениями пренита (Prh), клиноцоизита (Сzo), эпидота (Ep) и хлорита (Сhl) в плагиоклазе (Pl); б – пластинчатые выделения халькопирита (Ccp) и талнахита (Tal), как результат распада твердого раствора. На контакте плагиоклаз замещается цоизитом (Czo) и пренитом (Prh). Электронный микроскоп, изображение в обратно-рассеянных электронах.
Таблица 5. Химический состав главных сульфидных минералов из платиноносных анортозитов и такситовых оливиновых лейкогаббро Рифа I
№ п/п | № обр. | Минерал | Содержание элементов, мас.% | Формула | |||||
Fe | Ni | Сu | Co | S | Сумма | ||||
1 | Д-27-04 | Pn (2) | 38.64 | 26.35 | - | 0.70 | 33.57 | 99.26 | (Fe5.347Ni3.469Co0.092)8.908S8.092 |
Cbn (4) | 41.09 | 0.16 | 23.44 | - | 35.36 | 100.05 | Cu1.001(Fe1.997Ni0.007)2.004S2.995 | ||
2 | Д-52г-94 | Tr (6) | 63.47 | 0.09 | - | - | 36.24 | 99.80 | (Fe1.002Ni0.001)1.003S0.997 |
Pn (3) | 37.62 | 24.52 | - | 2.42 | 33.58 | 98.14 | (Fe5.254Ni3.257Co0.320)8.831S8.169 | ||
3 | Д-48/1-92 | HPo (2) | 61.85 | 0.18 | - | - | 37.87 | 99.90 | (Fe14.980Ni0.042)15.022S15.978 |
Pn (2) | 32.38 | 31.97 | - | 2.18 | 33.26 | 99.79 | (Fe4.483Ni4.210Co0.286)8.979S8.020 | ||
4 | Д-84-92 | Tr+HPo (1) | 62.18 | - | - | - | 36.72 | 98.90 | Fe0.986S1.014 |
Pn (3) | 35.53 | 29.73 | - | 0.92 | 33.38 | 99.23 | (Fe4.918Ni3.915Co0.120)8.953S8.047 | ||
Ccp (2) | 30.59 | - | 34.43 | - | 34.82 | 99.84 | Cu0.996Fe1.007S1.997 | ||
Cbn (2) | 40.23 | - | 23.39 | - | 35.66 | 99.28 | Cu1.003Fe1.964S3.033 | ||
5 | Д-3в-93 | HPo (1) | 61.60 | 0.08 | - | - | 38.20 | 99.88 | (Fe12.971Ni0.017)12.988S14.012 |
Pn (1) | 30.73 | 30.18 | - | 5.40 | 32.64 | 98.95 | (Fe4.303Ni4.020Co0.716)9.039S7.961 | ||
Tal (2) | 28.26 | 0.74 | 38.80 | - | 32.96 | 100.76 | Cu18.683(Fe15.482Ni0.388)15.870S31.447 | ||
Bn (1) | 9.58 | - | 69.15 | - | 22.11 | 100.84 | Cu5.583Fe0.880S3.537 | ||
6 | Д-19а-93 | Tr (1) | 63.14 | - | - | - | 36.27 | 99.41 | Fe1.000S1.000 |
Pn (2) | 40.07 | 25.59 | - | 1.04 | 33.50 | 100.20 | (Fe5.504Ni3.345Co0.136)8.985S8.016 | ||
Cbn (2) | 40.14 | - | 22.93 | - | 35.55 | 98.62 | Cu0.989Fe1.971S3.040 | ||
7 | Дов-1-92 | HPo (1) | 62.01 | 0.14 | - | - | 37.52 | 99.92 | (Fe14.105Ni0.030)14.135S14.865 |
Pn (2) | 33.20 | 30.36 | - | 3.23 | 32.78 | 99.57 | (Fe4.617Ni4.016Co0.425)9.058S7.942 | ||
Cbn (1) | 40.75 | - | 23.91 | - | 35.47 | 100.13 | Cu1.021Fe1.979S3.000 | ||
Ccp (1) | 30.22 | - | 34.91 | - | 35.19 | 100.32 | Cu1.004Fe0.990S2.006 | ||
8 | Д-52в-94 | Tr +HPo (1) | 63.06 | 0.11 | - | - | 36.46 | 99.63 | (Fe0.996Ni0.001)0.997S1.003 |
Pn (2) | 35.97 | 29.15 | - | 0.75 | 33.50 | 99.37 | (Fe4.981Ni3.841Co0.098)8.920S8.080 | ||
Cbn (2) | 40.70 | - | 24.19 | - | 35.18 | 100.07 | Cu1.035Fe1.982S2.983 | ||
Ccp (3) | 30.86 | - | 34.18 | - | 35.28 | 100.32 | Cu0.982Fe1.009S2.009 | ||
Tal (1) | 29.28 | 0.81 | 36.72 | - | 33.04 | 99.85 | (Cu17.771Ni0.424)18.195Fe16.122S31.685 | ||
9 | Д-47/1-92 | Tr+HPo (3) | 62.36 | 0.02 | - | - | 35.46 | 98.84 | Fe0.991S1.009 |
Pn (3) | 39.83 | 24.74 | - | 1.48 | 33.50 | 99.55 | (Fe5.500Ni3.250Co0.193)8.943S8.057 | ||
10 | Д-62в-93 | HPo (2) | 61.20 | 0.08 | - | - | 37.87 | 100.15 | (Fe16.006Ni0.020)16.026S16.975 |
Pn (2) | 34.27 | 30.95 | 1.36 | 33.23 | 99.81 | (Fe4.741Ni4.073Co0.178)8.992S8.007 |
Примечание. 1, 3–7, 10 – анортозиты, 2, 8, 9 – такситовые оливиновые лейкогаббро. Tr – троилит, HPo – гексагональный пирротин, Pn – пентландит, Ccp – халькопирит, Cbn – кубанит, Bn – борнит, Tal – талнахит. В скобках указано количество проанализированных зерен, использованных для расчета среднего состава.
Концентрации ЭПГ и Au менее связаны с изменчивостью состава сульфидной составляющей и ее объема. Отмечается тенденция положительной корреляции Pt с содержанием Cu и менее выраженная для Pd (фиг. 7д, е), что указывает, скорее всего, на различия в их поведении в рудно-магматической системе. Кроме того, в анортозитах в заметных количествах присутствует Au (0.030–0.955 г/т, среднее 0.303 г/т, n = 24), концентрация которого также имеет слабую тенденцию положительно коррелироваться с S (фиг. 7г). Соотношение величин Ni/Pd и Cu/Ir (фиг. 8) указывает в определенной степени на магматический контроль фракционирования ЭПГ. При этом точки анализов располагаются в полях составов расслоенных массивов и PGE-Рифов, тогда как Cu-Ni вкрапленные и жильные руды Байкальского месторождения образуют достаточно компактную область только в поле расслоенных интрузивов.
Спектр распределения ЭПГ и Au для анортозитов Рифа I (фиг. 9) имеет ярко выраженный положительный наклон и демонстрирует сходство со спектрами PGE-Рифов хорошо известных докембрийских расслоенных комплексов и, в частности, рифов J-M массива Стиллуотер (США), Алла-Пеника II интрузива Пеникат (Финляндия) и нижнего горизонта массива Федорово-Панских тундр (Россия).
Фиг. 11. Диаграммы составов сульфидов из анортозитов и такситовых оливиновых лейкогаббро Рифа I. а – соотношения S и (Fe+Ni+Co) в пентландите; б – зависимость состава минералов группы пирротина от состава пентландита. Диаграммы построены по данным табл. 5. Поля составов: I – троилита, II – гексагонального пирротина в срастаниях с троилитом, III – гексагонального пирротина.
Сульфидная минерализация. Сульфиды образуют интерстициальную вкрапленность неправильной формы и небольших размеров (0.01–0.50 мм), реже мелкие гнездовые выделения и прожилки в силикатах. Их количество в породе не превышает 2–3 об.%. Вкрапленники располагаются сгустками и тяготеют к участкам темноцветных силикатов. В плагиоклазовой матрице их меньше. Сульфиды группируются в две основные ассоциации. Первая образована комбинацией с преобладающей ролью пентландита и гексагонального пирротина или его смеси с троилитом – HPo±Tr+Pn±Ccp, вторая сложена, главным образом, кубанитом и халькопиритом с подчиненной ролью троилита и пентландита – Cbn+Ccp+Tr±Pn. Химические составы главных сульфидов помещены в таблице 5.
Кубанит (Cbn) и халькопирит (Ccp) наблюдаются совместно во втором типе рудной ассоциации и помимо самостоятельных зерен (фиг. 10а), образуют взаимные пластинчатые структуры распада твердого раствора. Нередко такие же структуры наблюдаются для халькопирита и талнахита (см. фиг. 10б). В первом типе ассоциации присутствует практически один халькопирит в срастаниях с менее железистым пентландитом и гомогенным гексагональным пирротином либо со смесью последнего с троилитом. Кубанит здесь встречается спорадически. Средний состав Cbn (мас.%): Cu 23.57, Fe 40.58, Ni 0.03, S 35.44, сумма 99.62; формула Cu1.010(Fe1.979Ni0.001)1.980S3.010. Все проанализированные зерна халькопирита удовлетворительно отвечают стехиометрическому составу c небольшим дефицитом по Cu (средний состав Cu0.994Fe1.002S2.004). Среди продуктов распада нередко отмечаются мелкие зерна галенита и сфалерита.
Минералы группы пирротина представлены троилитом (Tr), гексагональным пирротином (HPo) и их смесью (Tr+HPo). Их развитие, как отмечено выше, определяется двумя парагенетическими ассоциациями, в которых они образуют мелкие зерна (не более 0.1 мм) неправильной формы. Средний состав Tr (мас.%): Fe 63.01, Ni 0.05, S 36.36, сумма 99.42; формула (Fe0.997Ni0.001)0.998S1.002. Средний состав HPo (мас.%): Fe 61.66, Ni 0.12, S 37.86, сумма 99.64; формула (Fe0.965Ni0.002)0.967S1.033.
Пентландит (Pn) в отличие от Cu-Ni руд Байкальского месторождения представлен только зернистой морфологической разновидностью. Характеризуется широкой вариацией своего состава как по S, так и по соотношению катионов Ni, Fe, Co (фиг. 11а), причем во всех ассоциациях пентландит железистый – отношение Fe/Ni заметно больше 1. Постоянно присутствует изоморфная примесь Co (0.70–5.40 мас.%). Этот элемент в структуре пентландита примерно в одинаковых пропорциях замещает Fe и Ni (Merkle, Von Gruenewaldt, 1986). Составы пентландита и моносульфидов железа хорошо согласуются между собой, демонстрируя тем самым фазовые соответствия при субсолидусных превращениях твердых растворов (фиг. 11б). Борнит, как вторичный минерал, присутствует только в халькопирит-кубанитовом парагенезисе. Состав его характеризуется избытком Cu и, соответственно, дефицитом Fe и S, что, вероятно, объясняется примесью CuFeS2 (см. табл. 5).
Благороднометальная минерализация. Главной формой существования ЭПГ и Au в рассматриваемых анортозитах являются их собственные минералы. Большая часть из них приурочена к ассоциациям сульфидов, в которых преобладают кубанит и халькопирит. Они формируют на контактах сульфидов и силикатов очень мелкие (5–20 µm) метасоматические выделения разнообразной формы и метакристаллы. Встречаются платиноиды и вне сульфидов, слагая отдельные зерна и их цепочки в пироксенах, плагиоклазе, биотите и амфиболах, а также в жилках пренита и карбонатов в плагиоклазе (фиг. 12). В целом минералы ЭПГ распределены крайне неравномерно и характеризуются весьма изменчивым составом.
Дополнительно к ранее изученным минералам ЭПГ (табл. 6) выявлены туламинит PtFe0.5Cu0.5, ниглиит Pt(Sn,Bi), винцентит (Pd,Pt)3(As,Sb,Te), фрудит PdBi2, мертиит I Pd11(Sb,As)4 и неназванная фаза Pt2Pd2Sn. Составы вновь обнаруженных нами минералов ЭПГ приведены в таблице 7. Кроме того, в работах (Спиридонов и др., 20191,2; Ariskin et al., 2016) упоминаются инсизваит PtBi2, геверсит PtSb2, таймырит (Pd, Cu)3Sn, станнопалладинит Pd5Sn2Cu, меренскит PdTe2 и нильсенит PdCu3, а также отмечаются Ge-содержащие платиноиды: палладогерманит Pd2Ge, паоловит (8.1 мас.% Ge) и звягинцевит (0.55 мас.% Ge). Помимо собственного минерала потарита PdHg, примесь ртути обнаружена в мончеите (до 9.4 мас.%), станнопалладините (до 0.85 мас.%) и теларгпалите (до 7.1 мас.%), а примесь кадмия – в звягинцевите (до 1.4 мас.%) и теларгпалите (до 0.4 мас.%) (Спиридонов и др., 20191).
Фиг. 12. Характер развития минералов ЭПГ в анортозитах Рифа I. Электронный микроскоп, изображения в обратно-рассеянных электронах. а – мончеит на контакте плагиоклаза (Pl) с кубанитом (Cbn), пентландитом (Pn) и биотитом (Bt); б – мончеит с халькопиритом (Ccp) в пренитовом прожилке (Prh) среди плагиоклаза; в – паоловит на контакте кубанита (Cbn) и плагиоклаза с каймой пренита (Prh); г – тетраферроплатина и винцентит в плагиоклазе; д – срастание тетраферроплатины, звягинцевита и пентландита в плагиоклазе; е – зерна котульскита в жилке пренита (Prh) и сперрилита в магнезиальной роговой обманке (Amp).
Таблица 6. Видовой состав минералов благородных металлов из анортозитов Рифа I
№ п/п | Минерал | Формула |
Минералы Pt | ||
1 | Изоферроплатина | Pt3(Fe,Cu,Ni) |
2 | Тетраферроплатина | Pt(Fe,Cu,Ni) |
3 | Туламинит | PtFe0.5Cu0.5 |
4 | Сперрилит | PtAs2 |
5 | Нигглиит | PtSn |
6 | Мончеит | PtTe2 |
7 | Инсизваит** | PtBi2 |
8 | Геверсит** | PtSb2 |
9 | Рустенбургит | Pt3Sn |
10 | Неназванный | Pt2Pd2Sn |
Минералы Pd | ||
11 | Звягинцевит | Pd3Pb |
12 | Винцентит | (Pd,Pt)3(As,Sb,Te) |
13 | Паоловит | Pd2Sn |
14 | Атокит | Pd3Sn |
15 | Таймырит** | (Pd,Cu)3Sn |
16 | Станнопалладинит** | Pd5Sn2Cu |
17 | Нильсенит** | PdCu3 |
18 | Мертиит-I | Pd11 (Sb,As)4 |
19 | Мертиит-II | Pd8(Sb,As)3 |
20 | Котульскит | PdTe |
21 | Меренскит* | PdTe2 |
22 | Соболевскит | PdBi |
23 | Фрудит | PdBi2 |
24 | Потарит | PdHg |
25 | Палладогерманит** | Pd2Ge |
26 | Маякит | PdNiAs |
27 | Теларгпалит | (Pd,Ag)3+xTe |
Минералы Au и Ag | ||
28 | Золото самородное | (Au,Ag) |
29 | Электрум | AuAg |
30 | Золотистое серебро | (Ag,Au) |
31 | Стефанит | Ag5 SbS4 |
32 | Акантит | Ag2S |
33 | Амальгама | (Ag,Hg) |
34 | Алтаит | (Pb,Ag)Te |
Примечание. Жирным курсивом отмечены минералы и неназванные фазы, обнаруженные дополнительно к раннее описанным минералам (Орсоев и др., 2003; Благороднометалльная …, 2008); * – дополнительно по данным (Ariskin et al., 2016); ** – по данным (Спиридонов и др., 20192).
В общем балансе минералов ЭПГ ведущая роль принадлежит халькогенидам Pt, хотя по разнообразию видов больше халькогенидов и интерметаллидов Pd. По частоте встречаемости преобладают мончеит, котульскит, звягинцевит и тетраферроплатина. Помимо собственных фаз, Pdпостоянно фиксируется в виде изоморфной примеси (до 360 г/т,) в пентландите (Орсоев и др., 2003). Для него характерны также незначительные концентрации (г/т): Rh 6.9, Ir 1.9, Ru 0.93, Os 0.55 и Ag 34.8 (Ariskin et al., 2016). Однако собственных минералов Os, Ir и Ru, столь характерных для хромититов альпинотипных гипербазитов, в анортозитах не обнаружено.
Заметную роль играют минералы Au и Ag. Дополнительно к раннее описанным (см. табл. 6) обнаружены акантит Ag2S и серебросодержащий (до 2.5 мас.%) алтаит PbTe. Они совместно с платиноидами образуют единую парагенетическую ассоциацию.
Оценка содержаний газовой фазы в анортозитах
Методом газовой хроматографии в монофракциях плагиоклаза из платиноносных анортозитов Рифа I и сопровождающих их габбро-пегматитов были проанализированы концентрации H2, CH4, CO, CO2, H2O (табл. 8). Для сравнительного анализа нами использованы опубликованные данные по плагиоклазам из пород плагиодунит-троктолитовой и оливингаббровой зон (Протерозойские …, 1986), в которых содержания этих газов определены по той же методике. Известно, что использование плагиоклаза в качестве объекта изучения имеет ряд преимуществ по сравнению с газово-хроматографическим изучением валовых проб пород. Во-первых, он слагает основной объем анортозитов и их кумулусную ассоциацию. Во-вторых, в данном случае сводится до минимума влияние сульфидов и железосодержащих силикатов, при прокаливании которых в процессе анализа возможно дополнительное образование H2 вследствие окисления части железа. В результате чего значительная часть CO может оказаться продуктом реакции между H2O и CO2 (Конев, Бекман, 1978).
Плагиоклазы платиноносных анортозитов и такситовых лейкогаббро по сравнению с плагиоклазами из пород ниже- и вышележащих зон массива характеризуются исключительно высокими значениями общей газонасыщенности как по восстановленным (H2, CH4, CO), так и по окисленным (CO2) газам, и особенно по воде (H2O) (фиг. 13). При этом и в разрезе массива, и в анортозитах Рифа I сумма восстановленных газов количественно резко преобладают над CO2. В то же время в структуре восстановленных газов основной объём приходится на водород (H2), средние значения которого варьируют от 65% для зон плагиодунитов-троктолитов и оливиновых габбро до 72% в анортозитах и такситовых лейкогаббро Рифа I. Обращают на себя внимание очень высокие концентрации (даже больше, чем в анортозитах) всех летучих компонентов в плагиоклазах из габбро-пегматитов.
Фиг. 13. Диаграмма соотношения суммы восстановленных (H2 + CH4+CO) и суммы окисленных газов (CO2 + H2O) в плагиоклазах из пород Йоко-Довыренского массива. 1–3 – породы Рифа I (1 – платиноносные анортозиты, 2 – рудные такситовые оливиновые лейкогаббро, 3 – габбро-пегматиты); 4 – троктолиты плагиодунит-троктолитовой зоны; 5 – оливиновые габбро и габбронориты оливингаббровой зоны.
Повышенная роль двуокиси углерода (CO2), сопоставимая в общем объеме с водородом (H2), может быть обусловлена не только первичной растворимостью CO2 в магматическом расплаве (Флюидный …, 1980; Шинкарев, Григорьева, 1983), но и частичным окислением наложенными процессами (Феоктистов, 1980). Судя по содержанию CO2 и CO, в плагиоклазах Рифа I, этот процесс проявлен менее интенсивно, чем в плагиоклазах выше- и нижележащих пород разреза массива.
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
Тела анортозитов в пределах платиноносного горизонта являются локальными образованиями. Для них характерно: 1) отсутствие на контактах с вмещающими троктолитами и оливиновыми габбро признаков закалки и механических нарушений; 2) наличие постепенных переходов через такситовые разности во вмещающие породы, нередко заканчивающихся крупнозернистыми и пегматоидными образованиями; 3) присутствие участков (чаще в виде полос), обогащенных темноцветными минералами. Важно отметить, что обособления анортозитов и такситов по своему составу тождественны интеркумулусному парагенезису “критической зоны” нижележащих троктолитов и плагиодунитов. На бинарных петрохимических диаграммах (см. фиг. 5) фигуративные точки составов платиноносных анортозитов и такситовых оливиновых лейкогаббро образуют единый “анортозитовый” тренд кристаллизации, согласующийся с изменениями состава плагиоклаза, оливина и пироксенов. Такие соотношения являются признаками реализации механизма фракционной кристаллизации остаточного магматического расплава. При этом анортозиты и такситовые породы рифа характеризуются широкой вариацией магнезиальности и относительно небольшим интервалом колебания SiO2.
Рудно-магматическая система анортозитов в сульфидной своей части характеризуется относительно низкой фугитивностью S, оценка которой, выполненная по составу пентландита по методике Г.Р. Колонина и др. (2000), показывает, что lg f S2 не превышал уровня (-11.2) – (-12.9). При таких условиях в составе платиноидов следует ожидать образования сплавов Pt с Fe и Cu (Peregoedova, Ohnenstetter, 2002; Makovicky, 2002), но никак не сульфидов, что мы и наблюдаем в нашем случае.
Очень высокие коэффициенты распределения отдельных ЭПГ (KD = n·103-6) (Fleet et al., 1996; Arndt et al., 2005; Mungall, Brenan, 2014) между сульфидным и силикатным расплавами предполагают, что подавляющая часть ЭПГ и Au должна быть связана с сульфидной жидкостью. Однако ее небольшой объем мог захватить только часть благородных металлов, в противном случае фиксировались бы очень жесткие положительные корреляции между их концентрацией и серой (см. фиг. 7г, д, е). Отсюда следует, что другим фактором фракционирования и концентрирования благородных металлов является флюид с летучими компонентами.
Как было отмечено выше, существуют две основные группы моделей происхождения горизонтов с малосульфидным типом оруденения: ортомагматическая и флюидно-метасоматическая. В нашем случае первая концепция не находит своего подтверждения, так как отсутствуют, во-первых, геологические, петрографические и геохимические признаки внедрения дополнительной порции магматического расплава, во-вторых, как было показано раннее в нашей работе (Konnikov et al., 2000), она находится в противоречии с характером распределения “фоновых” и “рудных” содержаний Pt и Pd в породах массива (фиг. 14). Первые обнаруживают тенденцию к накоплению, особенно Pd, в сульфидоносных участках в нижней, дунитовой зоне массива, тогда как рост “рудных” концентраций увеличивается в направлении к габброидам.
Таблица 7. Состав минералов ЭПГ из анортозитов Рифа I, мас.%
№ п/п | Pt | Pd | Cu | Fe | Ni | Sn | Pb | Bi | Te | Sb | As | S | Cумма | Формула |
Тетраферроплатина PtFe | ||||||||||||||
1 | 75.99 | - | 6.18 | 14.29 | 2.71 | - | - | - | - | - | - | - | 99.17 | Pt0.98(Fe0.65Cu0.25Ni0.12)1.02 |
2 | 75.15 | - | 5.59 | 18.02 | 1.65 | - | - | - | - | - | - | - | 100.41 | Pt0.94(Fe0.78Cu0.21Ni0.07)1.06 |
Туламинит PtFe0.5Cu0.5 | ||||||||||||||
3 | 73.88 | 1.42 | 12.91 | 11.51 | - | - | - | - | -- | - | - | - | 99.72 | (Pt0.95Pd0.03)0.98Fe0.51Cu0.51 |
Нигглиит PtSn | ||||||||||||||
4 | 52.74 | - | - | 3.78 | 2.08 | 41.89 | - | - | - | - | - | - | 100.49 | (Pt0.74Fe0.19Ni0.10)1.03Sn0.97 |
Мончеит PtTe2 | ||||||||||||||
5 | 37.54 | - | - | - | - | - | - | 22.30 | 41.01 | - | - | - | 99.85 | Pt0.94(Te1.57Bi0.50)2.06 |
6 | 39.22 | - | - | - | - | - | - | 12.03 | 48.37 | - | - | - | 99.62 | Pt0.95(Te1.78Bi0.27)2.05 |
7 | 33.74 | - | 1.14 | 1.82 | - | - | - | 16.19 | 46.99 | - | - | - | 99.88 | (Pt0.77Fe0.15Cu0.08)1.00(Te1.65Bi0.35)2.00 |
Звягинцевит Pd3Pb | ||||||||||||||
8 | - | 55.75 | 2.27 | 2.82 | - | - | 27.89 | 1.99 | 8.57 | - | - | - | 99.29 | (Pd2.55Fe0.25Cu0.17)2.97(Pb0.65Te0.33Bi0.05)1.03 |
9 | - | 59.11 | 3.57 | 3.62 | - | - | 33.64 | - | - | - | - | - | 99.94 | (Pd2.65Fe0.31Cu0.27)3.23Pb0.77 |
Винцентит (Pd,Pt)3(As,Sb,Te) | ||||||||||||||
10 | - | 65.94 | 3.23 | - | 1.13 | - | 3.23 | - | 20.55 | 3.91 | 1.60 | - | 99.59 | (Pd2.70Cu0.22Ni0.08)3.00 (Te0.70Sb0.14As0.09Pb0.07)1.00 |
Мертиит I Pd11(Sb,As)4 | ||||||||||||||
11 | - | 72.48 | 0.57 | - | - | - | - | - | - | 15.33 | 9.80 | - | 98.18 | (Pd10.79Cu0.14)10.93(Sb1.99As2.08)4.07 |
Паоловит Pd2Sn | ||||||||||||||
12 | 1.87 | 44.50 | 11.11 | - | 1.93 | 39.60 | - | - | - | - | - | - | 99.01 | (Pd1.30Pt0.03Cu0.54Ni0.10)1.97Sn1.03 |
Соболевскит PdBi | ||||||||||||||
13 | - | 33.88 | 0.26 | - | - | - | - | 51.16 | 16.45 | - | - | - | 101.75 | (Pd0.92Cu0.01)0.93(Bi0.70Te0.37)1.07 |
Фрудит PdBi2 | ||||||||||||||
14 | - | 21.70 | - | - | - | 3.58 | - | 73.74 | - | - | - | - | 99.02 | Pd1.04(Bi1.81Sn0.15)1.96 |
Неназванная фаза Pt2Pd2Sn | ||||||||||||||
15 | 55.85 | 29.02 | 15.08 | 99.95 | Pt2.09Pd1.98Sn0.93 |
Примечание. 1, 2, 8, 10, 14 – обр. Д-52г-94; 4, 5, 11, 12, 13 – обр. Д-52в-94; 6, 7 – обр. Д-27-04; 9 – обр. Д-3в-93; 15 – обр. Д-62в-93.
Таблица 8. Состав газовой фазы в плагиоклазах из пород Йоко-Довыренского массива
№ п/п | № обр. | Порода | Количество газов, мл/г | Содержание газов, об.% | H2+CO+CH4 мл/г | CO2+H2O мл/г | ||||||||
H2 | CH4 × 103 | CO × 103 | CO2 × 103 | H2O | H2 | CH4 | CO | CO2 | H2O | |||||
Породы Рифа I | ||||||||||||||
1 | Д-81-92 | Такситовое оливиновое лейкогаббро | 0.09 | 20.7 | 78.2 | 103.0 | 5.47 | 1.56 | 0.36 | 1.36 | 1.79 | 94.93 | 0.1889 | 5.5730 |
2 | Д-47/1-92 | Такситовое оливиновое лейкогаббро | 0.17 | 17.7 | 35.5 | 104.8 | 6.06 | 2.66 | 0.28 | 0.56 | 1.64 | 94.86 | 0.2232 | 6.1648 |
3 | Д-48/1-92 | Анортозит | 0.18 | 13.1 | 19.9 | 74.6 | 8.19 | 2.12 | 0.15 | 0.23 | 0.88 | 96.61 | 0.2130 | 8.2646 |
4 | Д-84-92 | Анортозит | 0.15 | 13.2 | 32.5 | 141.4 | 4.63 | 3.02 | 0.27 | 0.66 | 2.85 | 93.21 | 0.1957 | 4.7714 |
5 | Д-85-92 | Анортозит | 0.11 | 8.7 | 36.5 | 183.7 | 5.73 | 1.81 | 0.14 | 0.60 | 3.03 | 94.42 | 0.1552 | 5.9137 |
6 | Д-69/1-92 | Анортозит | 0.15 | 15.4 | 31.0 | 63.5 | 5.10 | 2.80 | 0.29 | 0.58 | 1.18 | 95.15 | 0.1964 | 5.1635 |
Среднее | 0.14 | 14.8 | 38.9 | 111.8 | 5.86 | 2.33 | 0.25 | 0.66 | 1.89 | 94.86 | 0.1968 | 5.9752 | ||
8 | Д-45-92 | Габро-пегматит | 0.26 | 151.7 | 61.5 | 153.8 | 12.29 | 2.01 | 1.17 | 0.48 | 1.19 | 95.14 | 0.4732 | 12.4438 |
9 | Д-71/1-92 | Габро-пегматит | 0.27 | 141.4 | 62.2 | 165.2 | 9.32 | 2.71 | 1.42 | 0.62 | 1.66 | 93.59 | 0.4736 | 9.4852 |
Среднее | 0.27 | 146.5 | 61.8 | 159.5 | 10.81 | 2.36 | 1.29 | 0.55 | 1.42 | 94.36 | 0.4734 | 10.9645 | ||
Породы плагиодунит-троктолитовой зоны | ||||||||||||||
10 | П4081 | Лейкотроктолит | 0.051 | 6.3 | 19.9 | 48.0 | 1.59 | 2.97 | 0.37 | 1.16 | 2.80 | 92.70 | 0.0772 | 1.638 |
11 | П4084 | Лейкотроктолит | 0.088 | 22.5 | 19.9 | 64.0 | 2.86 | 2.88 | 0.74 | 0.65 | 2.10 | 93.63 | 0.1304 | 2.924 |
12 | П4051 | Мезотроктолит | 0.046 | 11.6 | 17.2 | 51.0 | 1.52 | 2.79 | 0.70 | 1.04 | 3.10 | 92.36 | 0.0748 | 1.571 |
Среднее | 0.062 | 13.5 | 19.0 | 54.3 | 1.99 | 2.88 | 0.60 | 0.95 | 2.67 | 92.90 | 0.0941 | 2.044 | ||
Породы зоны оливиновых габбро | ||||||||||||||
13 | П4087 | Оливиновое габбро | 0.040 | 1.9 | 12.0 | 35.0 | 1.36 | 2.76 | 0.13 | 0.83 | 2.42 | 93.86 | 0.0539 | 1.395 |
14 | П4092 | Оливиновое габбро | 0.031 | 4.0 | 15.1 | 49.0 | 1.32 | 2.18 | 0.28 | 1.06 | 3.45 | 93.02 | 0.0501 | 1.369 |
15 | П4095 | Оливиновый габбронорит | 0.055 | 13.0 | 25.6 | 68.0 | 2.30 | 2.23 | 0.53 | 1.04 | 2.76 | 93.44 | 0.0936 | 2.368 |
Среднее | 0.042 | 6.3 | 17.6 | 50.7 | 1.66 | 2.39 | 0.31 | 0.98 | 2.88 | 93.44 | 0.0659 | 1.711 |
Примечание. Анализы 10–15 – данные (Протерозойские …, 1986).
Фиг. 14. Распределение “фоновых” и “рудных” концентраций S, Pt, Pd и суммарного количества восстановленных газов, захваченных в порах и микровключениях пород, в разрезе Йоко-Довыренского массива. Для характеристики восстановленных газов использованы данные (Konnikov et al., 2000).
На наш взгляд, вторая гипотеза наиболее удовлетворительно объясняет особенности распределения ЭПГ-минерализации малосульфидного типа в расслоенной серии Йоко-Довыренского интрузива. В соответствии с ней горизонт “критической” зоны с Рифом I отвечает особым флюидным и физико-химическим режимам, способствующим максимальному накоплению благородных металлов. Он приурочен к контрастной области переходаплагиодунит-троктолитовой серии в зону оливиновых габбро, где происходит смена кумулятивных парагенезисов. Именно на эту область приходится начало массовой кристаллизации плагиоклаза – главного минерала кумулуса в габброидных породах. По сравнению с другими породообразующими силикатами (оливин, хромшпинель) он имеет наиболее низкую плотность (2.8 г/см3), и поэтому здесь, согласно гипотезе “компакции” (Meurer, Boudreau, 1996), возникали зоны разуплотнения и повышенной пористости. По мнению этих авторов, они становились своеобразными ловушками для интерстициального (“анортозитового”) расплава, сульфидных капель и летучих, выжимаемых из нижележащих горизонтов довыренской интрузии в процессе кристаллизационной дифференциации. Благородные металлы поступали в зоны разуплотнения вместе с летучими компонентами. Экспериментальные данные свидетельствуют об их высокой растворимости в магматическом флюиде. Так, предельно высокие (больше единицы) коэффициенты распределения между водно-хлоридным флюидом и базальтовым расплавом установлены для Pt и Au (Горбачев и др., 1994).
Существует предположение (Симонов, Изох, 1994; Неручев, Прасолов, 1995), что ЭПГ имеют тенденцию концентрироваться в восстановленных флюидах и затем отлагаться на определенных уровнях внутри интрузивов. Действительно, полученные нами данные газовой хроматографии указывают на более высокую насыщенность плагиоклазов Рифа I восстановленными газами (H2, CH4, CO) по сравнению с ниже- и вышерасположенными зонами массива (см. фиг. 11). При этом эволюция флюидной фазы происходила с активным участием воды (H2O). Доля ее в структуре газов колеблется в достаточно узком интервале 92.4–96.6 об.% (см. табл. 8). Наличие такого количества воды можно объяснить поступлением флюидов из дополнительного источника, которым могли служить породы рамы и их ксенолиты в дунитовой зоне. Об участии восстановленных газов в переносе и концентрировании ЭПГ и Au говорилось ранее в нашей работе (Konnikov et al., 2000). Как видно на фиг. 14, пики в концентрациях восстановленных газов совпадают с участками расслоенной серии, содержащими сульфидные скопления и ЭПГ-минерализацию. Причем максимальный пик суммарного содержания (H2 + CH4 + CO) приходится на породы Рифа I и менее интенсивный – на Риф II.
Фиг. 15. Положение составов платиноносных анортозитов и такситовых оливиновых лейкогаббро, пересчитанных на “100%-сульфид”, на экспериментальных тройных диаграммах. а – Fe-(Ni+Co)-S при 850°С (Sugaki, Kitakaze, 1998); б – Fe-Cu-S при 600°С (Cabri, 1973); mss – моносульфидный твердый раствор, iss – промежуточный твердый раствор, bnss – борнитовый твердый раствор, poss – пирротиновый твердый раствор; минеральные фазы: tr – троилит, pn – пентландит, vs – ваэсит, bn – борнит, ccp – халькопирит, cbn – кубанит, tal – талнахит, put – путоранит, mh – моихукит, hc – хейкокит, py – пирит, α и γ – структурные разновидности сплавов Fe-Ni. Условные знаки см. фиг. 5.
Свидетельства участия флюида с хлорной специализацией в генезисе минералов благородных металлов в анортозитах Рифа I проявлены в их пространственной ассоциации с метасоматическими ореолами вокруг сульфидов. Здесь плагиоклаз замещается пренитом, клиноцоизитом, в результате чего уменьшается его основность (см. табл. 1, ан. 11, 12). Кроме того, с сульфидами часто ассоциируют биотит с содержанием Cl 0.38–0.60 мас.%, реже амфиболы – от паргасита до ферроэденита с 0.53–0.68 мас.% Cl и хлорапатит. Можно предположить, что относительное обогащение довыренской интрузии “коровыми” компонентами и летучими могло произойти как в надсубдукционном мантийном очаге выплавления исходной для неё магмы, так и в подводящих каналах и магматической камере кристаллизации. Учитывая состав пород рамы, внедряющаяся магма вполне могла дополнительно обогащаться водородом, метаном, окисью и двуокисью углерода, серой, хлором, а также Sn, Pb, Hg, Bi, As, Sb, Te, Ge и другими “коровыми” компонентами. По нашему мнению, именно эти компоненты сыграли в магматическом расплаве ведущую генерирующую роль по отношению к платиновым минералам, а также выступили в качестве агентов сульфидно-силикатной ликвации, экстракции металлов, их транспортировки и концентрации. Вывод о влиянии корового источника подтверждается изотопным составом благородных газов (высокая доля атмосферного Ar и незначительная – мантийного He), изученным в разрезе массива (Конников и др., 2002). Причем их наименьшие величины отмечаются в платиноносных анортозитах Рифа I, для которых также характерен утяжеленный состав изотопов S. Так, величина ä34S в этих анортозитах достигает (+5.2) – (+6.4‰), что сопоставимо с утяжеленным составом изотопов серы (+7.8‰) из вмещающих алевролитов и доломитов (Глотов и др., 1998).
Жесткие положительные корреляционные связи концентраций рудогенных компонентов (Ni, Cu, Co) с содержанием S (см. фиг. 7) достаточно убедительно указывают на существование в анортозитах и такситах ограниченного объема несмесимой сульфидной жидкости, находящейся в равновесии с остаточным “анортозитовым” расплавом. Учитывая вышесказанное, данные пересчета на “100%-сульфид” мы рассмотрели на экспериментальных диаграммах Fe–(Ni+Co)–S (без учета Cu) и Fe–Cu–S (без учета Ni+Co) (фиг. 15а, б). В первом случае все анализы попали в область Mss, во втором – Iss и Iss+Poss. Согласно экспериментальным данным по изучению Fe–Ni–S и Cu–Fe–S систем (см, например, обзор Налдретт, 2003), при фракционной кристаллизации обогащенной Cu сульфидной жидкости происходит сначала образование богатого Fe и Ni моносульфидного твердого раствора (mss), а затем формируются богатые Cu промежуточные твердые растворы (Iss 1, Iss 2, Iss 3, Iss 4, Iss 5) (Спиридонов и др., 20191). Эти твердые растворы при субсолидусных температурах и ниже в дальнейшем распадаются на ассоциации Tr+Pn±Ccp и Сcp+Cbn+Tr+Pn±Tal. Под влиянием флюидно-метасоматических процессов может происходить частичное переотложение рудного вещества, в том числе и минералов благородных металлов, с образованием прожилков халькопирита, кубанита или пирротина в силикатной матрице.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Проведенные исследования позволили на основе новых данных минералогически, петро- и геохимически охарактеризовать анортозиты, являющиеся главным звеном и основным концентратором ЭПГ и Au в составе малосульфидного платинометалльного оруденения, локализованного в специфическом такситовом горизонте (Риф I) Йоко-Довыренского массива. Особенности состава и строения этого горизонта свидетельствуют о том, что формирование анортозитов обусловлено как собственно магматическими, так и поздне- и постмагматическими процессами с высокой активностью летучих компонентов.
Возникновение горизонта с малосульфидным типом платинометалльной минерализации можно объяснить с позиций гипотезы “компакции” (Meurer, Boudreau, 1996) и явления термоусадки, когда на границе контрастных по составу и свойствам пород (область смены кумулятивных ассоциаций) при их охлаждении образуются ослабленные участки с трещинами и полостями, в которые в результате декомпрессионного эффекта “засасывается” интерстициальный лейкократовый расплав и летучие, выжимаемые из нижележащих горизонтов массива. Закономерности изменения составов плагиоклаза (82–88% An), оливина (78–81% Fo) клинопироксена (40–44% En, 9–18% Fs, 41–47% Wo) и ортопироксена (74–78% En, 16–24% Fs, 2–5% Wo) свидетельствуют о фракционной кристаллизации остаточного расплава.
Концентрирование и перенос благородных металлов в ограниченном объеме несмесимой сульфидной жидкости, обогащенной медью относительно никеля, является необходимым, но недостаточным условием для появления такого количества ЭПГ-минерализации. Основная часть благородных металлов с “коровыми” элементами (Sn, Pb, Hg, Bi, As, Sb, Te, S и др.) поступала в анортозитовые полости вместе с летучими компонентами и хлором, обуславливая тем самым обилие среди платиноидов теллуридов, плюмбидов, висмутидов, станнидов, арсенидов и Hg-содержащих фаз.
Процессы флюидно-магматического взаимодействия в этих зонах разуплотнения и пористости привели к значительной неоднородности анортозитов и других пород, формированию неравновесных минеральных ассоциаций и концентрированию рудогенных компонентов. При этом установлена значительная роль восстановленных газов (H2, CH4, CO), а также H2O и Cl при генезисе минералов благородных металлов.
БЛАГОДАРНОСТИ
Автор выражает благодарность сотрудникам лаборатории инструментальных методов анализа (ГИН СО РАН, г. Улан-Удэ) за проведение аналитических работ, персонально С.В. Канакину и Е.В. Ходыревой (сканирующая электронная микроскопия, микрозонд), Б.Ж. Жалсараеву (рентгенофлуоресцентный анализ). Искреннюю признательность автор выражает Э.Г. Конникову, по инициативе и под руководством которого начинались и проводились исследования на Йоко-Довыренском массиве, а также А.В. Лавренчуку, А.И. Глотову, А.С. Мехоношину, Т. Венцелю, Л.П. Баумгартнеру, Р.А. Бадмацыреновой, А.А. Цыганкову, Т.Т. Врублевской, Э.С. Персикову, А.А. Арискину, Е.В. Кислову, Л.В. Данюшевскому, Г.С. Николаеву, Д.С. Каменецкому, принимавшим в разные годы участие в полевых работах. Автор благодарен Э.М. Спиридонову за помощь в совместных исследованиях, а также рецензентам за конструктивные замечания, способствовавшие улучшению качества представленных материалов и их интерпретации.
ФИНАНСИРОВАНИЕ
Работа выполнена при финансовой поддержке фундаментального базового проекта ГИН СО РАН № 0340-2018-0007 и частичной поддержке РФФИ (проект № 18-45-030016 р а).
Об авторах
Д. А. Орсоев
Геологический институт СО РАН
Автор, ответственный за переписку.
Email: magma@ginst.ru
Россия, 670047, Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, 6а
Список литературы
- Арискин А.А., Костицын Ю.А., Конников Э.Г., Данюшевский Л.В., Меффре С., Николаев Г.С., Мак-Нил Э., Кислов Е.В., Орсоев Д.А. Геохронология Довыренского интрузивного комплекса в неопротерозое (Северное Прибайкалье, Россия) // Геохимия. 2013. № 11. С. 955-972.
- Балыкин П.А., Юрковский С.А., Проскуряков А.А. К проблеме оценки газовой составляющей интрузивных пород основного состава // Геология и геофизика. 1983. № 12. С. 36-42.
- Благороднометальная минерализация в расслоенных ультрабазит-базитовых массивах юга Сибирской платформы / Н.Д. Толстых, Д.А. Орсоев, А.П. Кривенко, А.Э. Изох. Новосибирск: Параллель, 2008. 194 с.
- Геология, петрогеохимия и хромитоносность габбро-гипербазитовых массивов Южного Урала / Савельев Д.Е., Сначев В.И., Савельева Е.Н., Бажин Е.А. Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2008. 320 с.
- Глотов А.И., Кислов Е.В., Орсоев Д.А, Подлипский М.Ю., Перцева А.П., Зюзин В.И. Геохимия изотопов серы в различных типах сульфидного оруденения Йоко-Довыренского массива (Северное Прибайкалье) // Геология и геофизика. 1998. Т. 39. № 2. С. 228-233.
- Горбачев Н.С., Налдретт А., Бругманн Г., Ходоревская Л.И., Азиф М. Экспериментальное изучение распределения платиноидов и золота между водно-хлоридным флюидом и базальтовым расплавом при Т = 1100-1350С, Р = 5 кбар // ДАН. 1994. Т. 335. № 3. С. 356-358.
- Гроховская Т.Л., Дистлер В.В., Клюнин С.Ф., Захаров А.А., Лапутина И.П. Малосульфидная платиновая минерализация массива Луккулайсваара (Северная Карелия) // Геология руд. месторождений. 1992. № 2. С. 32-50.
- Додин Д.А., Чернышов Н.М., Яцкевич Б.А. Платинометальные месторождения России. СПб.: Наука, 2000. 755 с.
- Дистлер В.В., Степин А.Г. Малосульфидный платиноносный горизонт Йоко-Довыренского расслоенного гипербазит-базитового интрузива (Северное Прибайкалье) // ДАН. 1993. Т. 328. № 4. С. 498-501.
- Дистлер В.В., Дюжиков О.А., Кравцов В.Ф., Служеникин С.Ф., Туровцев Д.М. Малосульфидная платинометалльная формация Норильского района // Геология и генезис месторождений платиновых металлов. М.: Наука, 1994. С. 48-65.
- Казанов О.В. Распространенность платины и палладия и проблема баланса масс малосульфидного платинометального оруденения // Образование и локализация руд в земной коре. СПб.: Изд-во С-Петербургского университета, 1999. С. 244-254.
- Колонин Г.Р., Орсоев Д.А., Синякова Е.Ф., Кислов Е.В. Использование отношения Ni/Fe в пентландите для оценки летучести серы при формировании ЭПГ-содержащего сульфидного оруденения Йоко-Довыренского массива // ДАН. 2000. Т. 370. № 1. С. 87-91.
- Конев А.А., Бекман И.К. О происхождении газов, выделяющихся при нагревании горных пород и минералов // Геология и геофизика. 1978. № 12. С. 33-39.
- Конников Э.Г., Прасолов Э.М., Токарев И.В, Кислов Е.В., Орсоев Д.А. Изотопы Ar и Не из пород Довыренского мафит-ультрамафитового массива // Геология и геофизика. 2002. Т. 43. № 6. C. 543-552.
- Медь-никеленосные габброидные формации складчатых областей Сибири / Кривенко А.П., Глотов А.И., Балыкин П.А. и др. Новосибирск: Наука, 1990. 237 с.
- Налдретт А.Дж. Магматические сульфидные месторождения медно-никелевых и платинометальных руд. Санкт-Петербург: Изд-во СПбГУ, 2003. 487 с.
- Неймарк Л.А., Ларин А.М., Яковлева С.З., Срывцев Н.А., Булдыгеров В.В. Новые данные о возрасте пород акитканской серии Байкало-Патомской складчатой области по результатам U-Pb датирования цирконов // ДАН СССР. 1991. Т. 320. № 1. С. 182-186.
- Неручев С.С., Прасолов Э.М. Флюидно-геохимическая модель платиноидных месторождений, связанных с трапповым магматизмом // Платина России. Т. II, кн. 1. М.: Геоинформмарк, 1995. С. 94-101.
- Орсоев Д.А., Конников Э.Г., Кислов Е.В., Загузин Г.Н., Канакин С.В. Малосульфидное платинометальное оруденение нижней критической зоны Йоко-Довыренского расслоенного плутона (Северное Прибайкалье, Россия) // Тез. докл. VII Межд. платин. симпозиум. Москва, 1-4 августа 1994. С. 82-83.
- Орсоев Д.А., Кислов Е.В., Конников Э.Г., Канакин С.В., Куликова А.Б. Закономерности размещения и особенности состава платиноносных горизонтов Йоко-Довыренского расслоенного массива (Северное Прибайкалье) // ДАН. 1995. Т. 340. № 3. С. 225-228.
- Орсоев Д.А., Конников Э.Г., Глотов А.И, Кислов Е.В. Нижний расслоенный горизонт Федорово-Панского габброидного массива (Кольский п-ов): строение, состав, характер распределения флюидной фазы // Геология и геофизика. 1997. № 11. С. 1782-1791.
- Орсоев Д.А., Рудашевский Н.С., Крецер Ю.Л., Конников Э.Г. Благороднометальная минерализация малосульфидного оруденения в Йоко-Довыренском расслоенном массиве (Северное Прибайкалье) // ДАН. 2003. Т. 390. № 2. С. 233-237.
- Плаксенко А.Н. Типоморфизм акцессорных хромшпинелидов ультрамафит-мафитовых магматических формаций. Воронеж: Изд-во ВГУ, 1989. 224 с.
- Протерозойские ультрабазит-базитовые формации Байкало-Становой области / Балыкин П.А., Поляков Г.В., Богнибов В.И., Петрова Т.Е. Новосибирск: Наука, 1986. 204 с.
- Пушкарев Е.В., Вотяков С.Л., Чащухин И.С., Кислов Е.В., Щапова Ю.В., Галахова О.Л. Рудные хромшпинелиды Йоко-Довыренского расслоенного массива (Северное Прибайкалье): состав, особенности структуры и условия образования // Ежегодник-2002. Институт геологии и геохимии УрО РАН, 2003. С. 215-223.
- Рябов В.В. Флюидный режим траппового магматизма и рудообразования (петрологический аспект) // Геология и геофизика. 1999. № 10. С. 1457-1473.
- Симонов В.А., Изох А.Э. Взаимосвязь летучих компонентов и благородных металлов в расслоенных ультрабазит-базитовых массивах // Термобарогеохимия минералообразующих процессов. Новосибирск: Изд-во ОИГГиМ, 1994. С. 117-133.
- Служеникин С.Ф., Дистлер В.В., Дюжиков О.А., Кравцов В.Ф., Кунилов В.Е., Лапутина И.П., Туровцев Д.М. Малосульфидное платиновое оруденение в норильских дифференцированных интрузивах // Геология руд. месторождений. 1994. № 3. С. 195-217.
- Спиридонов Э.М., Орсоев Д.А., Арискин А.А., Николаев Г.С., Кислов Е.В., Коротаева Н.Н., Япоскурт В.О. Hg- и Cd-содержащие минералы Pd, Pt, Au, Ag сульфидоносных базитов и гипербазитов Йоко-Довыренского интрузива в байкалидах Северного Прибайкалья // Геохимия. 20191. Т. 64. № 1. С. 43-58.
- Спиридонов Э.М., Орсоев Д.А., Арискин А.А., Кислов Е.В., Коротаева Н.Н., Николаев Г.С., Япаскурт В.О. Палладогерманид Pd2Ge сульфидоносных анортозитов Йоко-Довыренского интрузива – первая находка в России // ДАН. 20192 (в печати).
- Феоктистов Г.Д. Флюидный режим формирования траппов Сибирской платформы // Флюидный режим формирования мантийных пород. Новосибирск: Наука, 1980. С. 81-124.
- Флюидный режим формирования мантийных пород / Г.Д. Феоктистов, И.М. Остафийчук, А.И. Киселев, Г.С. Харин. Отв. ред. Ф.А. Летников, Ю.В. Комаров. Новосибирск: Наука, 1980. 142 с.
- Шарков Е.В. Формирование расслоенных интрузивов и связанного с ними оруденения. М.: Научный мир, 2006. 368 с.
- Шинкарев Н.Ф., Григорьева Л.В. Транспортировка глубинного вещества и рудоносные флюиды // Записки ВМО. 1983. Ч. 112. Вып. 1. С. 28-41.
- Эрнст Р.Е., Гамильтон М.А. Возраст 725 млн лет (U-Pb по бадделеиту) Довыренской интрузии Сибири: корреляция с гигантской Франклинской магматической провинцией северной Лаврентии, датированной как 723 млн лет // Геология полярных областей Земли. Материалы XLII Тектонического совещания. Москва: ГЕОС, 2009. Т. 2. С. 330-332.
- Яковлев Ю.Н., Докучаева В.С. Платинометальное оруденение Мончегорского плутона (Кольский полуостров) // Геология и генезис месторождений платиновых металлов. М.: Наука, 1994. С. 79-86.
- Ariskin A.A., Danyushevsky L.V., Bychkov K.A., McNeill A.W., Barmina G.S., Nikolaev G.S. Modeling solubility of Fe-Ni sulfides in basaltic magmas: The effect of Ni in the melt // Econ. Geol. 2013. Vol.108. P. 1983-2003.
- Ariskin A.A., Danyushevsky L.V., Nikolaev G.S., Kislov E.V., Fiorentini M., McNeill A.W., Kostitsyn Y.A., Goemann K., Feig S.T., Malyshev A.V. The Dovyren intrusive complex (Southern Siberia, Russia): Insights into dynamics of an open magma chamber with implications for parental magma origin, composition, and Cu-Ni-PGE fertility // Lithos. 2018. Vol. 302-303. P. 242-262.
- Ariskin A.A., Kislov E.V., Danyushevsky L.V., Nikolaev G.S., Fiorentini M., Gilbert S., Goemann K., Malyshev A.V. Cu-Ni-PGE fertility of the Yoko-Dovyren layered massif (northern Transbaikalia, Russia): thermodynamic modeling of sulfide compositions in low mineralized dunite based on quantitative sulfide mineralogy // Mineral. Deposita. 2016. Vol. 51. P. 993-1011.
- Arndt N.T., Lesher C.M., Czamanske G.K. Mantle-derived magmas and magmatic Ni-Cu-(PGE) deposits // Econ. Geol. 2005. 100th Anniversary Volume. P. 5-23.
- Ballhaus C.G., Stumplf E.F. Sulfide and platinum mineralization in the Merensky Reef: evidence from hydrous silicates and fluid inclusions // Contribs. Mineral. and Petrol. 1986. Vol. 94. P. 193-204.
- Barnes S.J., Campbell J.H. Role of late magmatic fluids in Merensky type platinum deposits // Geology. 1988. Vol. 16. P. 488-491.
- Barnes S.J., Lightfoot P.C. Formation of magmatic nickel-sulfide ore deposits and processes affecting their copper and platinum-group element contents // Econ. Geol. 2005. 100thAnniversary Volume. P. 179-213.
- Barnes S.-J., Naldrett A.J. Geochemistry of the J-M (Howland) reef of the Stillwater complex, Minneapolis adit area. I. Sulfide chemistry and sulfide-olivine equilibrium // Econ. Geol. 1986. Vol. 80. P. 627-645.
- Barnes S.-J., Naldrett A.J., Gorton M.P. The origin of the fractionation of platinum-group elements in terrestrial magmas // Chem. Geol. 1985. Vol. 53. P. 303-323.
- Boudreau A.E. Transport of the Platinum-Group Elements by igneous fluids in layered intrusions // New Developments in Magmatic Ni-Cu and PGE Deposits. ( Li C. and Ripley E.M. eds.). Geological Publishing House, Beijing. 2009. P. 229-249.
- Boudreau A.E., Mathez E.A., McCallum I.S. // Halogen Geochemistry of the Stillwater and Bushveld complexes: Evidence for transport of the Platinum-Group Elements by Cl-richfluids // J. Petrol. 1986. Vol. 27. P. 967-987.
- Boudreau A.E., McCallum I.S. Concentration of PGE by magmatic fluids in layered intrusions // Econ. Geol. 1992. Vol. 87. P. 1830-1849.
- Cabri L.J. New data on phase relations in the Cu-Fe-S system // Econ. Geol. 1973. Vol. 68. P. 443-454.
- Campbell I.H., Naldrett A.J., Barnes S.-J. A model for the origin of platinum-rich sulfide horizons in the Bushveld and Stillwater complexes // J. of Petrology. 1983. Vol. 24. P. 133-165.
- Dick H.J.B., Bullen T. Chromian spinel as a petrogenetic indicator in abyssal and alpine-type peridotites and spatially associated lavas // Contrib. Mineral. and Petrol. 1984. Vol. 86. P. 54-76.
- Engelbrecht J.P. Chromites of the Bushveld Complex in the Nietverdiend area // Econ. Geol. 1985. Vol. 80. P. 729-746.
- Fleet M.E., Tronnes R.G., Stone W.E. Partitioning of platinum-group elements (Os, Ir, Ru, Pt, Pd) and gold between sulfide liquid and basalt melt // Geochim. Cosmochim. Acta. 1996. Vol. 60. P. 2397-2412.
- Gongalsky B.I, Krivolutskaya N.A. World-Class Mineral Deposits of Northeastern Transbaikalia, Siberia, Russia. Springer, 2019. 321 p.
- Halkoaho T. The Sompujarvi and Ala-Penikka PGE Reefs in the Penikat layered intrusion, Northern Finland: implications for PGE reef-forming processes. Acta Universitatis Ouluensis. A249. Oulu, 1994. 144 p.
- Hanley J.J., Mungall J.E., Pettke T., Spooner E.T.C., Bray C.J. Fluid and halide melt inclusions of magmatic origin in the ultramafic and lower banded series, Stillwater complex, Montana, USA // J. of Petrol. 2008. Vol. 49. P. 1133-1160.
- Konnikov E.G., Meurer W.P., Neruchev S.S., Prasolov E.M., Kislov E.V., Orsoev D.A. Fluid regime of the platinum group elements (PGE) and gold-bearing reef formation in the Dovyren mafic-ultramafic layered complex, eastern Siberia, Russia // Mineral. Deposita. 2000. Vol. 35. № 6. P. 526-532.
- Makovicky E. Ternary and Quaternary phase systems with PGE // The Geology, Geochemistry, Mineralogy and Mineral beneficiation of Platinum-Group Elements. Ed. by L.J. Cabri. Canadian Institute of mining, metallurgy and petroleum. Canada, 2002. Special volume 54. P. 131-175.
- McDonough W.F., Sun S.-s. The composition of the Earth // Chem. Geol. 1995. Vol. 120. P. 223-253.
- Merkle R.K.W., Von Gruenewaldt G. Compositional variation of Co-rich pentlandite: relation to the evolution of the upper zone of the Western Bushveld complex, South Africa // Canad. Miner. 1986. Vol. 24. P. 529-546.
- Meurer W.P., Boudreau A.E. Compaction of density stratified cumulates: effect on trapped-liquid distributions // J. Geology. 1996. Vol. 104. P. 115-120.
- Mungall J.E., Brenan J.M. Partitioning of platinum-group elements and Au between sulfide liquid and basalt and the origins of mantle-crust fractionation of the chalcophile elements // Geochim. Cosmochim. Acta. 2014. Vol. 125. P. 265-289.
- Naldrett A.J. Platinum-group element deposits // Platinum group elements: mineralogy, geology, recovery. Montreal: Canadian Institute of Mining and Metallurgy (CIM special volume 23). 1981. P. 197-231.
- Naldrett A.J. Fundamentals of magmatic sulfide deposits // Rev. Econ. Geol. 2011. Vol. 17. P. 1-50.
- Peregoedova A, Ohnenstetter M. Collectors of Pt, Pd and Rh in an S-poor Fe-Ni-Cu-sulfide system at 760 C: experimental data and application to PGE deposits // Canad. Mineral. 2002. Vol. 40. P. 527-561.
- Roeder P.L. Chromite: from the Fiery Rain of chondrules to the Kilauea Iki lava lake // Canad. Mineral. 1994. Vol. 32. P. 729-746.
- Seyler M., Lorand J.P., Dick H.J.B., Drouin M. Pervasive melt percolation reactions in ultra-depleted refractory harzburgites at the Mid-Atlantic Ridge, 15 degrees 15 20’ N: ODP Hole 1274A // Contr. Miner. Petrol. 2007. Vol. 153. P. 303-319.
- Sharpe M.R., Hulvert L.J. Ultramafic Sills beneath the Eastern Bushveld Complex // Econ. Geol. 1985. Vol. 80. P. 849-871.
- Sugaki A, Kitakaze A. High form pentlandite and its thermal stability // Amer. Miner. 1998. Vol. 83. P. 133-140.
- Wenzel T., Baumgartner L.P., Bruegman G.E., Konnikov E.G., Kislov E.V. Partial melting and assimilation of dolomitic xenoliths by mafic magma: Ioko-Dovyren intrusion (North Baikal Region, Russia) // J. of Petrol. 2002. Vol. 43. № 11. P. 2049-2074.
Дополнительные файлы
![](/img/style/loading.gif)