Содержание к диссертации
Введение
1. Геологическое строение, тектоническая по- зиция и хромитоносность ультрабазитовых массивов полярного урала 10
1.1. Сыумкеуский массив 14
1.2. Райизский массив 19
1.3. Войкаро-Сынинский массив 38
1.4. Состояние проблемы исследования серпентинизации хроми-тоносных ультрабазитов 47
2. Первичные породы ультраосновных массивов полярного урала 53
2.1. Зональность хромитоносных ультрабазитовых массивов 53
2.2. Типоморфизм первичных породообразующих силикатов ультрабазитов 60
2.3. Химический и минеральный состав альпинотипных ультрабазитов 83
3. Метаморфизм ультрабазитов 100
3.1. Методика исследования серпентинизации ультрабазитов 101
3.2. Фации метаморфизма ультрабазитов 105
3.3. Типизация антигоритсодержащих ультрабазитов 118
3.4. Топоминералогические особенности метаморфизма Полярно-уральского пояса альпинотипных ультрабазитов 119
3.5. Особенности серпентинизации ультрабазитов Полярного Урала 157
4. Вторичные минералы ультрабазитов . 173
4.1. Серпентины Полярного Урала. 174
4.2. Маловодный кальциевый серпентин из ультрабазитов Сыумкеуского массива 195
4.3. Состав и свойства хлоритов из ультрабазитов Полярного Урала 204
4.4. Амфиболы из ультрабазитов Полярного Урала 218
5. Геохимия изотопов и газов в ультрабазитах 224
5.1. Изотопные характеристики минералов ультрабазитов 226
5.2. Газовые включения в породообразующих силикатах ультрабазитов 244
6. Сульфиды и самородные металлы в ультраба зитах и хромовых рудах полярного урала 249
6.1. Железо-медно-никелевые сульфиды и самородные металлы 249
6.2. Состав и минеральные формы платиноидов в хромовых рудах и ультрабазитах 287
6.3. Платиноиды и сульфиды в минералогической эволюции аль пинотипных ультрабазитов 309
7. Коллекционное сырье и цветные камни, свя занные с ультрабазитами 327
7.1. Ювелирно-поделочное сырье 327
7.2. Поделочное сырье 345
7.3. Коллекционное сырье 347
7.4. Минералогические находки 348
Заключение 380
- Райизский массив
- Типоморфизм первичных породообразующих силикатов ультрабазитов
- Топоминералогические особенности метаморфизма Полярно-уральского пояса альпинотипных ультрабазитов
- Состав и минеральные формы платиноидов в хромовых рудах и ультрабазитах
Введение к работе
Актуальность исследований. Ультрабазиты привлекают внимание геологов не только как объекты с промышленной хромитоносностью. Габбро-ультрабазитовые комплексы офиолитовой ассоциации рассматриваются как главный объект для изучения строения верхней мантии. Петрология ультра-базитов в связи со строением верхней мантии отражена в многочисленных научных работах. Определенные успехи достигнуты в познании глубинных физико-химических процессов и движения ультраосновного вещества, но представления об эволюции ультрабазитов и формировании реальных геологических тел в коровых условиях разработаны слабее. Это касается как завершающих стадий регионального метасоматоза (метаморфизма?), так и этапа прогрессивного метаморфизма, проявление которого ь ультраосновных массивах Полярного Урала обусловлено геологическими процессами, формирующими орогенную область. А такой вопрос как природа воды, ответственной за серпентинизацию, - один из самых старых в геологии.
К настоящему времени накоплен материал, который детально характеризует первичные минеральные парагенезисы и их эволюцию, структурно-тектонические особенности пород, убедительно обосновывает генезис руд и дает определенные представления о процессах водного метаморфизма ультрабазитов. При том, что лизардитовые серпентиниты изучены лучше других метаморфитов, данных о равновесных минеральных ассоциациях, которые вместе с геохимией изотопов позволили бы построить петрологическую модель процесса, нет. Что касается антигоритовых серпентинитов, то они нуждаются в детальном изучении имеющимися современными средствами для типизации пород внутри этой группы. Нужно отметить, что этап остывания ультраосновных массивов от 900С до температуры лизардитовой серпенти-низации практически никак не охарактеризован, и это видимый пробел в истории их развития.
Исходя из этого, наши исследования были сосредоточены на изучении всех водных разностей ультрабазитов - серпентинитах и имели целью последовательно проследить эволюцию от первичных минеральных парагене-зисов до крайних метаморфических и составить схему фаций метаморфизма альпинотипных ультрабазитов Урала, обоснованную типоморфными признаками минералов.
Задачи исследований: 1) выявить устойчивые парагенезисы вторичных минералов ультраосновных пород и охарактеризовать их типоморфные признаки, 2) построить карты метаморфизма ультраосновных массивов Полярного Урала для определения пространственного распределения пород различных фаций; 3) на основе изотопных исследований рассмотреть роль воды разного происхождения в образовании вторичных минеральных парагенези-сов; 4) установить связь процессов серпентинизации с платиноидным оруде-нением альпинотипных ультрабазитов и на основе типоморфных особенностей метаморфических минералов и их парагенезисов выделить индикаторные признаки рудоносности ультрабазитов.
Исследования проводились в соответствии с темами Института геологии Коми НЦ УрО РАН: «Эволюция, механизмы и факторы минералообразова-ния», «Минералогия Урала и Тимана», а также в рамках договорных работ с Полярноуральской ГРЭ, ОАО Полярноуралгеология, ЗАО МИРЕКО и Министерством природных ресурсов и охраны окружающей среды Республики Коми.
Научная новизна. Систематизированы данные по вторичным минеральным ассоциациям, выделены устойчивые минеральные парагенезисы и типоморфные минералы, на основе чего составлена схема фаций метаморфизма ультраосновных пород Полярного Урала. Впервые составлены карты метаморфизма для Войкаро-Сынинского и Сыумкеуского массивов Полярного Урала, существенно изменена и дополнена карта метаморфизма Райиз-ского массива.
Основные защищаемые положения:
1. Типоморфными вторичными минералами ультрабазитов дунит-
гарцбургитовой формации Полярного Урала являются а-лизардит, брусит и
антигорит, дунит-верлит-клинопироксенитовой формации - хризотил и Р-
лизардит.
2. Установлены девять устойчивых типоморфных ассоциаций вторич
ных минералов ультрабазитов: (Anf, Olv); (Tic, Act, Chi); (Antb Olv); (a-Liz,
Brs, Mzt); (En, Olv, Mgt); (Trm, Tic, Mgt); (Olv, Ant2, Mgt); (Hzl, Brs, Mgt); (p-
Liz, Brs, Mgt), которые позволяют выстроить схему фаций метаморфизма,
сопоставимую со схемами, принятыми для других пород:
фации регионального регрессивного метаморфизма ультрабазитов: анто-филлитовая, тальковая, антигоритовая-1 (штубахитовая), а-лизардитовая-1 (для этапа регрессивного или регионального метаморфизма);
фации локального прогрессивного метаморфизма: энстатитовая, тремоли-товая, антигоритовая-2 (войкаритовая), хризотиловая, р-лизардитовая-2.
В водных минералах из пород регрессивного этапа метаморфизма изотопный состав водорода воды более легкий, чем у минералов из пород прогрессивного этапа. В войкаритах наблюдается наследование изотопного состава водорода воды антигоритом, замещающим лизардит-бруситовую ассоциацию ранних петельчатых серпентинитов. По своей природе вода, которой серпентиниты обязаны своим образованием, преимущественно морская, но в контактовых частях ультрабазитовых массивов Полярного Урала проявляется влияние метаморфогенной воды.
Три генерации акцессорной сульфидной минерализации имеют определенный геохимический облик. Первая - медно-никель-железная характеризует дометаморфические парагенезисы ультрабазитов, вторая — кобальт-медно-железо-никелевая тесно связана с a-лизардитовыми серпентинитами регрессивного этапа метаморфизма, третья - кобальт-медно-колчеданная (полиметальная) - с антигоритовыми серпентинитами прогрессивного этапа
метаморфизма. Они согласуются со схемой эволюции форм самородной и благороднометальной минерализации.
Практическая значимость. Построены карты степени серпентиниза-ции и метаморфизма альпинотипных ультрабазитов всего Полярноуральско-го пояса, которые наряду с геологическими картами показывают строение ультрабазитовых массивов. Впервые предложена схема фаций метаморфизма ультрабазитов, основанная на типоморфных минеральных ассоциациях, которая скоррелирована с существующими фациями для других групп пород. Показано место платиноидной минерализации в эволюции ультраосновных пород и руд и роль процесса серпентинизации в образовании собственных минеральных форм платиноидов.
Фактический материал собран автором в десяти полевых экспедициях на ультрабазиты Полярного Урала и в геологических экскурсиях на Южный Урал и в Карелию. Выводы, сделанные в диссертационной работе, основаны на изучении 5000 протолочковых проб ультраосновных пород, описании более 4000 петрографических шлифов, 70 полированных пластинок, обработке и пересчетах 2540 силикатных и 2500 термических анализов ультраосновных пород и минералов, 45 газово-хроматографических анализах из включений в первичных силикатах, магнитной восприимчивости около 5000 проб ультрабазитов. Кроме того для изучения минералого-кристаллографических особенностей вторичных минералов проведены рентгеноструктурные и электронно-микроскопические исследования более 170 монофракций серпентинов, микрозондовые исследования сульфидной, самородной минерализации (более 290 анализов), тонкие электрон от орфические исследования, изотопно-геохимические соотношения углерода и кислорода в карбонатах из серпентинитов (60 анализов) и водорода водных минералов (проведено 90 анализов в изотопной лаборатории ИГЕМ РАН). В лаборатории Регионального аналитического центра ЗАО МЕХАНОБР-АНАЛИТ пробирным (на свинцовый королек) химико-спектральным (для Au, Pt, Pd, Rh, Ru, Ir) и кинетиче-
ским (для Os) методами проведено 83 анализа ЭПГ хромовых руд и пород. Аналитический материал обработан методами математической статистики.
Апробация работы. Основные положения диссертации обсуждались на Всесоюзном совещании «Теория и методология минералогии» в Сыктывкаре (1985), V, VII, VIII годичных конференциях ТОМО в Тюмени (1985, 1989, 1991), Всероссийском совещании «Теория минералогии» в Сыктывкаре (1991), 7*м Международном платиновом симпозиуме в Москве (1994), Всероссийском совещании «Благородные металлы и алмазы Севера Европейской части России» в Сыктывкаре (1995), Всероссийском совещании «Структура и эволюция минерального мира» в Сыктывкаре (1997), Международном совещании «Проблемы комплексного использования руд» в С-Петербурге (1996), EUG-10 в Страссбурге (1999), «Платина России. Проблемы развития МСБ платиновых металлов в XXI веке» в Петрозаводске (1998), II Всероссийском петрографическом совещании в Сыктывкаре (2000), на 30"м и ЗГМ Международных геологических конгрессах в Пекине (1996) и Рио-де-Жанейро (2000), X, XIII, XIV геологических съездах Республики Коми в Сыктывкаре (1987, 1999, 2004), XVI Симпозиуме по геохимии изотопов в Москве (2001), Всероссийском совещании «Алмазы и алмазоносность Ти-мано-Уральского региона» в Сыктывкаре (2001), Международной конференции «Углерод: Минералогия, Геохимия, Космохимия» в Сыктывкаре (2003), а также других региональных совещаниях и многократно докладывались и обсуждались на заседаниях Сыктывкарского минералогического семинара (Сыктывкарского отделения Всероссийского минералогического общества).
Объем диссертации. Диссертация состоит из введения, семи глав и заключения общим о6'емом398 страниц, включает 221 страницу текста, 128 рисунков, 59 таблиц и список использованной литературы из 176 наименований.
Публикации. По теме диссертации опубликовано более 30 работ, в том числе три монографии и брошюра, авторское свидетельство, защищаемые положения опубликованы в рецензируемых изданиях.
Благодарности. Прежде всего хочется поблагодарить академика Н.П. Юшкина, научного консультанта д-г.-м.н. М.В. Фишмана и д.г.-м.н. А.Б. Макеева, поддержку которых автор ощущала на протяжении всего периода работ и которые оказали самое большое влияние на формирование мировоззрения и профессиональной квалификации автора.
Искренне благодарю за многочисленные анализы, выполненные в разное время, сотрудников Института геологии Коми НЦ УрО РАН: Г.Н. Моденову, Л.Л. Ширяеву, Т.Н. Попову, Т.Д. Косареву, О.В. Кокшарову, Е.Н. Малахову, Т.Н. Тарасову, СТ. Неверова, В.Н. Филиппова. Очень признательна инженерам и техникам Г.Г. Есеву, В.П. Давыдову, З.И. Сухановой, Н.В. Со-рвачевой, Г.В. Панфиловой, обеспечившим работы необходимым оборудованием и выполнившим обработку каменного материала. Большое спасибо ведущим сотрудникам ИГЕМ РАН Л.П. Носику, Е.О. Дубининой и Института геологии Карельского научного центра М.М. Лаврову и В.В. Куликовой за совместные исследования и полезное обсуждение отдельных положений работы.
Автор считает своим долгом поблагодарить коллег, научно-исследовательские работы которых были настольной литературой: Б.В. Пе-ревозчикова, Г.Н. Савельеву, И.С. Чащухина, А.А. Ефимова, Е.Е. Лазько, А.Г. Мочалова, Ю.В. Волченко, А.В. Уханова, Б.В. Покровского.
Автор помнит и очень ценит доброжелательное внимание к себе и своей работе Д.А. Минеева, В.Г. Фекличева, В.Ф Морковкиной, А.С. Варлакова, И.Ф. Романовича, Л.А. Януловой, которых сегодня уже нельзя поблагодарить. Именно Вера Федоровна Морковкина и Александр Сергеевич Варлаков пробудили интерес автора к серпентинитам.
Райизский массив
Массив Рай-Из, площадью 380 км , располагается на стыке Центрально-Уральской и Восточно-Уральской мегазон и находится в осевой зоне Урала (рис. 1.1 б). В плане он имеет форму полумесяца, выпуклой стороной обращенного на северо-запад. По геолого-геофизическим данным этот массив, аналогично Сыумкеускому, рассматривается как крупная аллохтонная пластина, залегающая в основании палеозойского офиолитового комплекса, надвинутого на докембрийские и палеозойские вулканогенно-осадочные образования западного склона Урала (Белинский, Банников, 1981: Ефимов, 1984; Дергунов, Казак, Молдаванцев, 1975; Лазько, 1984; Ленных и др., 1978; Морковкина, 1967; Петрология..., 1977; Шмелев, Пучков, 1976). Мощность пластины в северной части составляет по геофизическим данным около 1.5 км, а в южной - около 6 км. Северный и южный контакты массива падают на юг: северный контакт - под углом 35-40, южный - под углом 75—90, восточный и западный контакты субвертикальные. В основу геологической карты Райизского массива Б.В. Перевозчико-вым и др. (рис. 1.2.1) впервые при картировании ультрабазитов Полярного Урала было положено представление об этом массиве, как о жесткой пластине, надвигавшейся на образования западного склона Урала. Контакты ультрабазитов массива Рай-Из с вмещающими породами всеми исследователями единодушно определяются как тектонические. Наиболее полное описание контактов проводил А.Н. Заварицкий (1932), северный контакт детально изучался А.П. Казаком и Ю.Е. Молдаванцевым (Петрология..., 1977). На юге ультрабазиты массива Рай-Из граничат с апогаббровыми амфиболитами. Контакты пород большей частью перекрыты делювиальными отложениями.
В юго-восточной и юго-западной частях массива (к востоку от долины Конгора) между породами дунит-гарцбургитового формации и габброидами залегают ультрабазиты дунит-верлит-клинопироксенитового (DVC) комплекса. Причем наряду с явно тектоническими границами гарцбургитов и пород DVC комплекса прослеживаются постепенные переходы от пород одного к другому. На контакте с породами дунит-гарцбургитовой формации отмечается полоса мелкозернистых дунитов, в которых много некрупных шлиров железистого хромита. Породы дунит-гарцбургитовой формации в зоне такого контакта отличаются меньшей серпентинизацией. С удалением от контакта на юг в дунит-верлит-клинопироксенитовом комплексе увеличивается доля верлитов, клинопироксенитов, которые имеют отчетливо полосчатое строение, согласное с линией контакта. Среди верлитов и клинопироксенитов появляются тела габброидов, вытянутые вдоль полосчатости ультрабазитов. Габброиды метаморфизованы до уралитовых амфиболитов. В западной, северо-восточной и восточной экзоконтактовых частях массива залегают глубоко метаморфизованные породы докембрия. Над зонами разломов устанавливаются локальные повышения уровня магнитного поля, вызванные дайками диабазов, расположенными в этих зонах. В пределах северного контакта Райизского массива развита мощная зона меланжа шириной до 2 км, с которой генетически связаны проявления нефритов, жадеити-тов и родингитов.
Приконтактовые брусит-антигоритовые серпентиниты мощностью от 1-2 до 500 м наблюдаются на западе и севере массива, вторичная тонкопро-жилковая серпентинизация полосой до нескольких сотен метров развита на отдельных участках вдоль тектонических контактов. Тектоническое строение массива (рис. 1.2.2) носит ярко выраженный блоковый характер и является следствием сложной истории его формирования. С наиболее ранним этапом тектонической истории связана пликативная тектоника, элементы которой фиксируются по всему массиву, а также Осевой разрыв, к которому приурочена зона наиболее интенсивного метаморфизма. С периодом выдвижения на дневную поверхность связаны зоны надвигов вдоль южного и северного контактов массива, а также мощные зоны рассланцевания. На заключительной стадии этого периода массив был расколот на несколько крупных блоков разрывами меридионального направления (Западным, Конторским и Кердоманшорским). На завершающем этапе тектонического развития массива сформировались разрывы северо-западного простирания (Полойшорский, Енгайский), которые часто выходят за пределы массива (Перевозчиков и др., 1981ф). Субмеридиональный разлом, ограничивающий массив с запада, прослеживается параллельно Конторскому разлому и далеко на юг за пределы массива. Разлом является вертикальным или круто падающим на восток. Его строение осложняется поперечными разрывными нарушениями с амплитудой смещения до 1 км.
Внутреннее строение массива Рай-Из определяется глубоким преобразованием ультрабазитов на разных стадиях дифференциации первичного ультраосновного вещества и последующими многоэтапными метаморфическими изменениями. Среди первичных ультрабазитов дунит-гарцбургитовой формации выделены два комплекса пород: гарцбургитовый и дунит-гарцбургитовый (Б.В.Перевозчиков называет их ассоциациями). Гарцбургитовый комплекс, закартированный в юго-восточной и в меньшем объеме в северо-западной частях массива, представлен гарцбурги-тами с массивной или план-параллельной текстурой, в которых содержание пироксенов составляет 20-35%. Геологический разрез гарцбургитового комплекса характеризуется однообразным составом со слабо выраженными вариациями железистости оливина. Отличительной особенностью гарцбургитового комплекса является план-параллельная текстура гарцбургитов, характеризующаяся ориентировкой кристаллов энстатита вдоль субпараллельных плоскостей. По ориентировке план-параллельной текстуры гарцбургиты описываемого комплекса аномально выделяются на фоне преобладающих субширотных структурных элементов в породах дунит-гарцбургитовой комплекса. В юго-восточной части массива план-параллельность гарцбургитов имеет субмеридиональное простирание от 330е до 30 и падение, как на запад, так и на восток. По встречному падению структурных элементов в гарцбургитах выделяется же-лобообразная структура, подобная структурам, описанным А.А. Савельевым и Г.Н. Савельевой (Офиолиты..., 1977) для Войкаро-Сынинского массива. Простирание желобообразной структуры субмеридиональное, ширина около 5 км. Падение восточного крыла структуры на запад под углом 35-37% а западного крыла на восток - 30-80. С севера и юга структура срезается тектоническими нарушениями (Шмелев, Пучков, 1986).
Следует отметить, что простирание структурных элементов гарцбургитов варьирует в значительных пределах, что по мнению В.Р. Шмелева может указывать на осложнение желобообразной структуры более мелкими структурами. В северо-западной части массива на левобережье р. Собь ориентировка структур в гарцбургитах вытянута в широтном направлении с падением на север и юг под углами 30-60. В породах дунит-гарцбургитового комплекса, примыкающих к гарцбургитовому с юга и востока, структуры преимущественно вытянуты в северо-восточном направлении и падают на юго-восток под углами 35-70 . Таким образом, структурный план гарцбургитового комплекса, как на юго-востоке, так и на северо-западе массива существенно отличается от структурного плана дунит-гарцбургитового комплекса. Следующей очень важной особенностью гарцбургитового комплекса является развитие в его пределах линейных жил дунитов, сплошных высокоглиноземных хромитовых руд, диопсидовых и оливин-диопсидовых жил, габбро, пересекающих ориентировку энстатита в гарцбургитах. Характерна небольшая мощность жил (сантиметры до первых дециметров), отчетливые, но не резкие контакты. Анализируя характер взаимоотношения гарцбургитов с другими породами, отсутствие физических границ между гарцбургита-ми и дунитами, А. Н. Заварицкий (1932) с оговорками писал об их магматической природе. Жильные тела габбро-диабазов, встречающиеся среди гарцбургитов и лерцолитов в приконтактовых частях массива, имеют мощность до нескольких метров, ориентированы в субширотном и северо-западном направлениях, участками образуют серии сближенных тел.
Типоморфизм первичных породообразующих силикатов ультрабазитов
Ультрабазиты Полярного Урала, образующие три крупных массива -Сыумкеуский, Райизский и Войкаро-Сыньинский, имеют суммарную площадь выходов на дневную поверхность более 3000 кв.км, относятся к альпи-нотипным ультрабазитам дунит-гарцбургитовой формации, перспективной на промышленную хромитоносность. В плане это крупные линзовидные тела, измеряющиеся многими десятками километров по простиранию и видимой мощностью от 2 до 20 км. Они имеют мегатакситовую текстуру, где в сложном соотношении находятся главные разновидности пород - дуниты, гарцбургиты и лерцолиты. В массивах наблюдаются зоны, обогащенные ду-нитами и сложенные преимущественно гарцбургитами, выделяются промежуточные зоны. Мегатакситовая текстура ультрабазитов при описании внутреннего строения массивов вынуждает оперировать не конкретными разностями пород, а идти по пути укрупнения и выделять комплексы пород. Главное значение для картирования альпинотипных ультрабазитов приобретает соотношение дунитов с остальными ультраосновными породами. Долю дунитов среди всей массы ультраосновных автор называет дунитовои составляющей (Д). Статическая обработка полевых наблюдений в трех тысячах точек показала трехмодальное распределение значений дунитовои составляющей, что позволяет выделить на этой основе три комплекса: гарц-бургитовый (Н) с Д . 10%; дунит-гарцбургитовый (DH) с Д = 10-70%; дуни-товый (D) с Д 70%. При этом под комплексом понимается сообщество некольких главных разновидностей пород с определенным их количественным соотношением, минеральным составом пород и типохимизмом главных породообразующих минералов, а также приуроченных к ним рудных и жильных обособлений. Выделение комплексов ведется в пределах собственно ультрабазитовых массивов (Брянчанинова, 1987; Макеев, Брянчанинова, 1988,1999).
Выделенные нами комплексы отличаются от таковых у Б.В. Перевозчи-кова (1987), которому принадлежит сама идея картирования комплексов. По нашему мнению, Б.В. Перевозчиков не располагает убедительными статистическими данными, позволяющими ему выделять четыре комплекса пород с границами 0-15,15-40,40-70, 70% Д. Минералогическое картирование алыпинотипных ультрабазитов Полярного Урала позволило впервые обоснованно выделить комплексы ультраосновных пород и выявить грубую зональность внутренних частей массивов. Зональность имеет симметричный характер и выражается в переходе от гарцбургитового (Н) к дунитовому (D) через дунит-гарцбургитовый комплекс (DH) с переменным содержанием дунитов от 10 до 70% и увеличением их содержания в сторону крупных дунитовых тел. Обобщенная схема зональности для всех массивов Полярного Урала следующая: DVC-H-DH-D-DH-H-DVC, т.е. имеет симметричный характер. Карта дунитовой составляющей (рис. 3.4.1) отражает также и изменение содержания оливина в породах массивов. Во всех массивах наблюдается увеличение среднего содержания оливина (по данным нормативных пересчетов силикатных анализов пород) от периферии массивов к центру и обратная закономерность в отношении орто- и клинопироксенов (табл. 2.2.1). Более подробные сведения о минеральном составе главных типов ультраосновных пород приводятся в следующем разделе 2.3. и других работах (Макеев, 1992; Макеев, Брянчанинова, 1999). Изменчивость полярноурапьских ультрабазитов проявляется на разных уровнях: от массива в целом до изменчивости в одном штуфе.
1. Характеристики главных петрографических разновидностей ультраба-зитов в конкретных комплексах дунитов и гарцбургитов (средний химический состав, структурно-текстурные особенности, состав и физические свойства породообразующих минералов) обладают значительным постоянством. Тем не менее, наблюдается изменчивость некоторых из этих параметров через сотни и тысячи метров. Это прежде всего количественные соотношения дунитов и гарцбургитов, нормативный минеральный состав пород, состав и свойства хромшпинелидов (цвет, ИК-спектры, параметры элементарной ячейки и др.) состав оливина, орто- и клинопироксенов, показатели преломления оливина и др. Локальные (в пределах первых десятков и сотен метров) изменения пород и минералов в комплексах связаны с зонами прогрессивного метаморфизма и рудопроявлениями. Серпентинизация в целом изменяет минеральный состав пород в сторону усложнения. Изохимический процесс регрессивного этапа метаморфизма не изменяет химического состава пород и первичных породообразующих минералов (исключая привнос Н20 и СОг). 2. Неоднородностями более высоких порядков являются неоднородности, наблюдаемые в пределах одного штуфа. Например, наличие двух генераций оливина в одной пробе или зональных хромшпинелидов. Вторичный оливин возникает при дегидратации серпентинов на прогрессивном этапе метаморфизма; с этим же связано наличие каемок магнетита и хроммагнетита вокруг хромшпинелидов. На стадии обработки проб (А.С. № 1405008, 1988) влияние этой неоднородности можно избежать простым ситованием, зная, что вторичный оливин имеет размер зерен 0.01-0.20 мм, в то время как первичный оливин образует зерна, как правило, более 0.20 мм. Для изучения химического состава первичного хромшпинелида, часто имеющего вторичные каемки магнетита, необходимо на микрозонде определять состав в нескольких точках или сканировать состав по профилю зерна. Имея представления о различных уровнях строения объектов, можно правильно выбрать масштаб минералогических исследований. Так, для изучения внутренних особенностей ультрабазитовых массивов бывает достаточной редкая сеть опробования, т.е. среднемасштабное минералогическое картирование, для поиска хромитовых тел - крупномасштабное, для онтогени-ческих исследований детальное изучение конкретных проб, образцов и препаратов. Методика среднемасштабного минералогического картирования изложена в ряде работ (А.С. № 1405008, 1988; Брянчанинова, 1987 а,б; Макеев и др., 1985; Макеев, Брянчанинова, 1988,1999; Юшкин, 1982).
В кратком виде она выглядит так. Опробование массивов проводилось по регулярной сети: Райизского - 0.5x0.5 км; Сыумкеуского - 2x0.5 км; Вой-каро-Сыньинского - 4.0x0.5 км; участков детализации — 100x100 м; 250x250 м; 1000x250 м и др. В каждой точке отбирались сколковые протолочковые пробы весом 1-2 кг с площади 5x5 м. Пробы дробились до -0.5 мм, отбирались монофракции минералов, которые анализировались современными минералогическими методами.
Топоминералогические особенности метаморфизма Полярно-уральского пояса альпинотипных ультрабазитов
В результате исследований метаморфизма ультрабазитов Полярного Урала создана схемы эволюции минеральных парагенезисов ультрабазитов (Макеев, Брянчанинова, 1992); разработана схема фаций метаморфизма применительно к ультрабазитам и показана ее сопоставимость с известными схемами (Брянчанинова, 1999, 2000); построены карты степени серпентинизации трех массивов (рис. 3.4.2 б; 3.4.6; 3.4.12 б - 3.4.14 б); карты метаморфических минеральных ассоциаций массивов (рис. 3.4.3 а; 3.4.7; 3.4.15 а - 3.4.17 а); карты магнитной восприимчивости массивов (рис. 3.4.3 б; 3.4.8; 3.4.15 б - 3.4.17 б), которые по сути являются картами содержания магнетита в ультраосновных породах. Надо сказать, что метаморфизм массива Рай-Из наиболее сложен, и именно здесь проявились все возможные его этапы и фации. Попытки создания схем метаморфизма Райизского массива предпринимались и раньше. Первая карта метаморфизма масштаба 1:500000 была составлена И.С. Чащухиным и Б.В. Перевозчиковым и преставлена в отчете в 1980 г., а позже опубликована (Строение..., 1990). Результаты этих исследований, а так же наши материалы, переданные в виде производственных отчетов, легли в основу метаморфических карт, создаваемых геологами производственниками Полярно-Уральской геологоразведочной экспедиции (ПГО Главтюменьгеология) при геологическом картировании ультрабазитов Полярного Урала.
Среднемасштабные карты на основе количественной оценки содержания метаморфических минералов были опубликованы в книге «Топоминералогия ультрабазитов Полярного Урала» (Макеев, Брянчанинова, 1999) и представлены в настоящей работе. В список вторичных метаморфических минералов, используемых при картировании, минеральных ассоциаций включены: антигорит, а- и Р-лизардит, хризотил, хлорит, брусит, антофиллит, актинолит, тремолит, тальк, магнетит, магнезит. Сыумкеуский массив Фактическими данными для построения карт метаморфизма Сыумкеуского массива послужили материалы минералогического картирования этого массива, выполненного нами в 1984, 1985, 1989, 1991 и 1997 гг. в масштабе 1:100000 на площади 600 кв.км, которое сопровождалось мелкообъёмным минералогическим опробованием по регулярной сети вкрест удлинения массива с плотностью примерно 2.0x0.5 км (схема опробования Сыумкеуского массива представлена на рис. 3.4.1). В лабораторных условиях была проведена диагноетика вторичных минералов при описании 500 петрографических шлифов, количественной оценкой содержания метаморфических водных минералов по результатам 486 термических анализов и 55 рентгенофазовых анализов. Содержание магнетита рассчитывалось по данным магнитной восприимчивости пород (620 определений), а магнезита путем пересчета по содержанию углекислоты (360 силикатных анализов). Проведена статистическая обработка результатов, в т.ч. корреляционный анализ, определены средние содержания метаморфических минералов по каждой разновидности ультраосновных пород (Брянчанинова, Макеев, 1989), суммарная степень серпентинизации по породам и по массиву в целом, парагенетические ассоциации. По плотности анализов и наблюдений на Сыумкеуском массиве на 1 кв. км карта соответствует масштабу 1:100000. Карта степени серпентинизации пород Средняя степень серпентинизации ультрабазитов Сыумкеуского массива близка к 60 %, при этом породы полосчатого дунит-верлит-клинопироксенитового комплекса на восточном склоне массива серпенти-низированы меньше, в среднем на 45 %. Карта степени серпентинизации Сыумкеуского массива представлена на рис. 3.4.2 б. В плане массив серпентини-зирован неравномерно: в большей степени блоки северный Щучьинский (« 70 %) и южный Яркеуский (85 %), в меньшей степени блоки Няропейский и Пусь-Ёрка (« 65 %) ещё меньше центральный Сэргайский и Харчерузьский (« 50 %). В массиве нет сколько-нибудь заметных площадных выходов неизмененных пород, как на Райизском и Войкаро-Сынинском, и поэтому он не может быть рекомендован для поисков и оценки сырья на безобжиговые огнеупоры. Меньше других (30-40 %) серпентинизирована внутренняя ядерная часть сильно эродированного центрального Сэргайского блока. Ультраосновные породы характеризуются высокой проницаемостью, и по карте можно говорить и о равномерном поступлении серпентинизирующих водных флюидов со всех сторон от массива.
По внешним морфологическим признакам и результатам геофизических исследований массив состоит из нескольких отдельных уплощенных блоков. Мощность таких уплощенных сильно серпентинизированных ультраосновных блоков не превышает нескольких километров (1-3 км). При внедрении этих тел в кору по глубинным разломам они испытывали деформацию и изгибались, приспосабливаясь к окружающим монолитным блокам пород Харбей-ского комплекса. Поэтому Сыумкеуский массив имеет форму дуги. Возможно, отдельные части массива, такие как Харчерузьский блок, развернуты и приподняты относительно общей длинной оси. Карта метаморфических минеральных ассоциаций Карта метаморфических минеральных ассоциаций Сыумкеуского массива представлена на рис. 3.4.3 а. По характеру распределения полей метаморфических минеральных ассоциаций они не связаны с первичной зональностью ультраосновных пород. В основу карты положены данные, включающие различные количественные анализы содержания метаморфических минералов ультраосновных пород Сыумкеуского массива, куда вошли пересчитанные термические, силикатные анализы, определения магнетита по магнитной восприимчивости и описание минеральных ассоциаций по петрографическим шлифам. Проведенный корреляционный анализ позволил выделить девять устойчивых минеральных ассоциаций, характерных для этого массива: 1) Anf+Olv- a-Liz+Brs; 2) Act+Tlc+Chl- a-Liz+Brs+Mgz; 3) Olv+Ant, - a-Liz+Brs+Chl; 4) a-Liz+Brs+Mgz; 5) Tlc+Trm+Mgt- Ant2+Chl+Mgt- (a-Liz+Brs+Mgz); 6) Olv+Ant2+Gdi+Mgt (AnU+Brs+Mgt); 7) Tlc+Mzt+Mgt; 8) Hzl+Mgz+Mgt - a-Liz+Brs; 9) B-Liz+Brs+Mgt - a-Liz+Brs. Минеральная ассоциация может состоять из одного (4, 7), двух (1, 2, 3, 6, 8, 9) и трех (5) парагенезисов минералов. В последнем случае в скобках указаны члены ассоциации, присутствующие не в каждой пробе. Первые четыре минеральные ассоциаций образуются при регрессивном автометаморфизме. Самым ранним минералом регрессивного этапа метаморфизма является антофиллит (Anf). В шлифах он наблюдается в виде иголочек в энстатите гарцбур-гитов и лерцолитов. Первая минеральная ассоциация сохранилась на массиве в виде небольших пятна в поле развития пород гарцбургитового комплекса и распространена на массиве весьма незначительно - только одним пятном в пределах Сергайского блока. Так происходит потому, что антофиллит - минерал неустойчивый и быстро замещается тальком, который в свою очередь замещается антигоритом.
Состав и минеральные формы платиноидов в хромовых рудах и ультрабазитах
Наименее изученным до сих пор остается вопрос о масштабах платино-идной минерализации хромовых руд и пород, а также о целесообразности извлечения из них элементов платиновой группы (ЭПГ). Этими вопросами в разное время занимались многие геологи: А.И. Бетехтин, Ю.А. Волченко, Е.Е. Лазько, А.Б. Макеев, Ю.В. Алимов, Е.В. Аникина, Л.И. Гурская и др., однако степень детальности исследований из-за чрезвычайно высокой стоимости анализов до сих пор недостаточна. В данной главе приводятся результаты анализов хромовых руд и пород на ЭПГ (всего 83 анализа), а также сведения о других их характеристиках: точная привязка к массиву, рудопроявлению, геологической ситуации, сортности и химическому типу руд, а также интерпретация полученных геохимических данных. Все это передано в свое время для практического использования в ОАО «Полярноуралгеология». Анализы платиноидов в хромовых рудах и ультрабазитах Полярного Урала выполнены в одной лаборатории Регионального аналитического центра ЗАО МЕХАНОБР-АНАЛИТ пробирным (на свинцовый королек) химико-спектральным (для Au, Pt, Pd, Rh, Ru, Ir) и кинетическим (для Os) методами. Исполнители: И. Соколова, завлаб., Л.П. Колосова и Т. Ушинская. Чувст вительность анализов 20 мг/т для Au, Pt, Pd и 2 мг/т для других ЭПГ - Rh, Іг, Ru, Os. Для контроля анализов несколько проб были повторены в разных сериях. Результаты повторных анализов имеют высокую сходимость. Химико-аналитическая лаборатория ЗАО МЕХАНОБР-АНАЛИТ, в которой выполнены все анализы, является арбитражной.
Анализ проб в одной лаборатории по одной методике позволяет сравнивать результаты, рассчитывать статистические характеристики для рудопро-явлений и массивов в целом. В трех сериях было изучено 83 пробы: 1-16 проб, II - 33 пробы, III - 34 пробы. В I и ИГ сериях использованы пробы из коллекции А.Б. Макеева и автора, а во II серии - из коллекции Е.А. Крапли. Способ отбора проб - сколко-вый в виде борозды вкрест простирания рудного тела, в отдельных случаях использованы штуфные пробы (в основном для горных пород). Вес проб как правило составлял 5 кг. Пробы дробились вручную и квартовались в поле, растирались в стальных стаканах в Институте геологии Коми НЦ УрО РАН. Тщательность подготовки проб исключает какое-либо загрязнение или смешение. Кроме геохимических проб из тех же мест отбирались сколки для изготовления полированных препаратов для изучения минералогического состава руд и пород. В каждой пробе определен состав рудного хромшпинели-да, акцессорной сульфидной и самородной минерализации, минеральный парагенезис вмещающих пород, степень и фация метаморфизма-Материалы этих исследований опубликованы в монографиях (Макеев, 1992, Макеев, Брянчанинова, 1999 - Приложения I-IV). Привязка рудных точек имеется на картах фактического материала (см. главу 3), они опубликованы в монографии (Макеев, Брянчанинова, 1999). Аналитический материал. Из коллекции хромовых руд Сыумкеуского массива отобрано 20 проб (из мелких рудных тел), Раизского массива - 15 проб (в основном месторождение Центральное), Пайерского блока - 34, Лап-тапайского блока - 12 проб (Войкаро-Сынинский массив). Для сравнения выполнен анализ одной пробы (БК-43) средневкрапленной хромовой руды из клинопироксенитов Главного рудного пласта в Бураковском расслоенном массиве (Карелия).
Из известных месторождений и проявлений оказались охарактеризованными Центральное месторождение (в том числе в настоящее время рудное тело №9), Полойшорское и Центральное-И рудопроявления (Райизский массив), а также мелкие месторождения и проявления: Пай-Ты, Хойлинское, Кечпельское, Левокечпельское (Каровое), Кэршорское, Косшорское, Лагортаю, Морковкинское, Левопайерское, Лекхойлинское (Пайерский блок), Нум-соимское (Лаптапайский блок Войкаро-Сынинского массива) и другие мелкие рудные тела. Для сравнения проанализированы прожилковые хромовые руды из мелких точек рудной минерализации в породах DVC (М-4789 - Кэр-шорское-2, Пай-Ер; М-3692 - Няро-Пэ, Сыум-Кеу; М-4640 - север массива Рай-Из) и одна проба сульфидных пирит-халькопирит-пирротиновых руд (проба К-23 Левопайерское месторождение) в породах комплекса DVC. Результаты анализов представлены в таблицах 6.2.1-6.2.2. В табл. 6.2.1 все анализы сгруппированы по массивам и подсчитаны средние содержания и дисперсия ЭПГ и Аи. В табл. 6.2.2 приводятся средние содержания ЭПГ и Аи по массивам и некоторым рудопроявлениям, для расчетов средних содержаний элементов в случае отсутствия значащих цифр брался нижний порог обнаружения. Эти же данные в виде гистограмм представлены на рис. 6.2.1-6.2.3. Как видно из данных анализов содержания благородных металлов в хромовых рудах Полярного Урала довольно низкие и сильно варьируют от пробы к пробе в разных месторождениях и рудопроявлениях. Золото. Количество золота в хромовых рудах Полярного Урала находится на грани обнаружения, т.е. менее 10-20 мг/т. В месторождении Центральном в Райизском массиве анализ показал рядовое значение 20 мг/т (проба К-70е). Относительно высокие содержания золота получены в пробе лерцолита (К-13 а) - до 60 мг/т и монофракции халькопирита (проба сульфидных руд К-23) из Левопайерского месторождения - ПО мг/т. Микрозондовые исследования этих же руд показали довольно высокое содержание золота до 0.35% и очень небольшое количество платиноидов в пирротине и пентландите. Минералогические исследования препаратов хромовых руд месторождения Центральное выявили в них и вмещающих серпентинизированных дуни-тах многочисленные акцессорные выделения самородной меди с изоморфной примесью золота, в некоторых случаях до 22% (Мельников, Макеев, Щерба- кова, 1999; Щербакова, Мельников, Макеев, 1999). Возможно, изоморфная примесь в сульфидах - это характерная форма золота в ультраосновных породах. Представляется, что золото не является типоморфным элементом ультрабазитов, а проявления золота, встречающиеся вблизи массивов, генетически связаны не с ультраосновными массивами.
Триада легкоплавких элементов Pt, Pd, Rh характеризуется наиболее низкими значениями концентраций в хромовых рудах альпинотипных ультрабазитов и не имеет промышленного значения. И наоборот, триада тугоплавких элементов Ru, Os, Ir - имеет значимые содержания в хромовых рудах альпинотипных ультрабазитов. Именно в этих рудах стоит задача обнаружения максимальных концентраций ЭПГ для их возможного промышленного извлечения при комплексной отработке месторождений. Платина. Низкий порог обнаружения платины не позволяет составить четкого представления о закономерностях ее распространения в различных типах руд. Значения содержания Pt колеблются от 10 до 90 мг/т, при этом модальное содержание составляет примерно 15-20 мг/т. Как будто бы, отмечается более высокое содержание платины в высокоглиноземистых рудах по сравнению с хромистыми. Максимально высокие содержания (70 и 90 мг/т) определены в рудах Сыумкеуского массива. Минеральными формами платины являются платинистый иридий (Волченко, 1986), сперрилит PtAs (Аникина, 1994), изоферроплатина, тетраферроплатина, туламинит (Гурская и др., 2003) и некоторые из Ре,№,Си-сульфидов (Макеев, 1992).