Платиновая минерализация Кондерского массива
Рис. 7.4. Схематическая геологическая карта Кондерского массива (Г.В. Андреев, А.А. Ельянов, А.Н. Мильто).
1 - четвертичные аллювиальные пески, галечники; 2, 3 - свиты верхнего протерозоя: 2 - омнинская, алевролиты и аргиллиты ороговикованные, 3 - эннинская, алевролиты и песчаники ороговикованные; 4 - утукачанская свита архея, высокоглиноземистые гнейсы и кварциты, гиперстеносодержащие гнейсы, прослои мраморов; 5 - верхнеархейские пегматоидные граниты и гранитные пегматиты; 6-11 - образования Кондерского массива: 6 - щелочные пегматиты, 7 - диориты, диорит-сиениты, 8 - меланократовые диориты, 9 - косьвиты, магнетит-биотит-пироксеновые и магнетит-амфибол-пироксеновые породы (поля линзовидных тел и даек), 10 - пироксениты и перидотиты, 11 - дуниты; 12 - разрывные нарушения; 13 - элементы залегания
Кондерский зональный щелочно-ультраосновной массив [1] площадью около 12 км2 представляет собой в плане изометричное интрузивное тело с субвертикальными контактами и зонально-кольцевым строением (рис. 7.4). В нём выделяются щелочные пегматиты, диориты, диоритосиениты, меланократовые диориты, косьвиты, пироксениты, перидотиты, дуниты, а также магнетит-биотит-пироксеновые и магнетит-амфибол-пироксеновые породы, образующие поля линзовидных тел и даек. Центральная часть массива сложена преимущественно дунитами, площадь которых составляет около 6 км2. С дунитовым ядром массива ассоциируется платиновая минерализация.
Коренная платиновая минерализация в дунитах представлена двумя морфологически-ми типами: (1) линзообразными залежами прожилково-вкрапленной минерализации протяженностью от 2 до 50 м и мощностью первые метры, (2) овальными в плане залежами вкрапленной минерализации до 300 м по длиной оси. МПГ в залежах первого типа ассоциируются с хромитом и оливином и встречаются в сростках с ними или в виде небольших изометричных включений. Второй тип залежей сложен хромдиопсидом, флогопитом и магнетитом с МПГ, образующими сростки с магнетитом, пироксеном и, реже, флогопитом.
Коренная платиноносность массива изучена еще очень слабо и описание минералов приводится преимущественно по их образцам из россыпного месторождения, образованного за счет размыва Кондерского массива.
Согласно данным (Сушкин, 1996), основная часть кондерской шлиховой платины представлена бесформенными, комковидными, угловатыми и хорошо ограненными зернами различного размера, вплоть до самородков, на долю которых приходится в среднем 12 мас.% от всей платины, из них 4% – экземпляры весом более 10 г. Реже встречаются самородки до 1 кг. Всего в 1984-1994 гг. их было найдено около десяти, в том числе четыре весом более 1,5 кг и один уникальный – более 3,5 кг. Хорошо сформированные кристаллы платины преимущественно кубические. При этом одиночные гексаэдрические кристаллы преобладают в мелких фракциях, а среди более крупных зерен возрастает количество различных двойников и сростков двух-трех индивидов размером до 17 мм. Примечательной особенностью многих мелких зерен платины и платиновых самородков являются окружающие их золотые пленочные оболочки толщиной 0,05-1 мм, иногда осложненные золотой кристаллической сыпью. Пленки золота, несомненно эндогенные, так как представляют собой тесно сросшийся агрегат мельчайших кристаллов медистого золота с золото-теллурсодержащим сульфидом и рядом соединений палладия и платины. Чисто морфологическим признаком их относительно высокотемпературной природы является истирание этой пленки на ребрах кристаллов платины в процессе их транспортировки в россыпи (Сушкин, 1996). В то же время для микронной пленки высокопробного золота на “окатанных” платиновых самородках вполне вероятен низкотемпературный генезис (Некрасов и др., 1994).
Рис. 7.5. а. Химический состав изоферроплатины. 1 - показаны поля составов Pt-Fe-сплавов из Феклистовского (1), Кондерского (2), Чадского (3) щелочно-ультраосновных массивов (по: Некрасов и др., 1991) и хромитоносных дунитов ультрамафитовых формаций (4) (по: Жерновский и др., 1985).
б. Соотношение концентраций примесных ЭПГ в изоферроплатине Феклистовского массива. 1 - по: Иванов и др., 1995, 2 - по: Шашкин и др., 1991; 3-6 - контуры концентрационных полей примесных ЭПГ в Pt-Fe твердых растворах Чадского (3) и Кондерского (4-6) массивов (по: Некрасов и др., 1991), представленных высокопримесной (3, 4), малопримесной (5) и высокопалладистой (6) изоферроплатиной.
в. Диаграмма Os-Ru-Ir для твердых растворов системы Os-Ir-Ru-Pt и сульфидов эрлихманит-лауритового ряда Феклистовского массива.
1 - феклистовские твердые растворы системы Os-Ir-Ru-Pt (по: Иванов и др., 1995); 2 - поля составов гексагональных (I) и кубических (II) твердых растворов этой системы из щелочно-ультраосновных массивов (Некрасов и др., 1994; Рудашевский, 1984); 3 - поле составов гексагональных твердых растворов системы Os-Ir-Ru-Pt из альпинотипных гипербазитов (Дмитренко и др., 1985); 4 - феклистовские лаурит-эрлихманитовые сульфиды (Иванов и др., 1995); 5, 6 - поля составов эрлихманитов (А) и лауритов (Б) Кондерского (5А) и Чадского (5Б) щелочноультраосновных массивов (по: Некрасов и др., 1994) и альпинотипных гипербазитов (6) (по: Дмитренко и др., 1985)
Наряду с платиной в коренном залегании и в россыпях водотоков встречаются (рис. 7.5) самородные золото, серебро, свинец, олово, медь, никель, железо, сурьма и висмут (Емельяненко и др., 1989). Содержание самородного золота в кондерской россыпи не превышает 3-5 % от массы шлиховой платины на участках, где были обнаружены его мелкие самородки весом от 1-5 до 10 г. Еще реже в россыпи попадается серебро, иногда в виде самородков от 3-5 до 200 г (Сушкин, 1996).
В рыхлых отложениях и коренном залегании установлено более 50 минералов ЭПГ, золота и серебра, многие из которых относятся к новым или редко встречающимся минералам. Установлена приуроченность той или другой минеральной разновидности к определенным типам пород Кондерского массива - хромитоносным дунитам центральной части, обрамляющим их хромитоносным клинопироксенитам, либо жильным флогопит- магнетитовым клинопироксенитам, прорывающим дуниты в юго-западной части массива, и ассоциирующимся с ними сульфидным линзам. При этом удалось выяснить, что главный минерал ЭПГ – изоферроплатина (Pt3Fe) оказался весьма неоднородным как по насыщенности железом, так и по содержанию примесных ЭПГ. Проведенное изучение коренной изоферроплатины (Некрасов и др., 1994) позволило установить, что в хромсодержащих дунитах она представлена двумя разновидностями: ранней, более высокотемпературной, сформировавшейся одновременно с вкрапленниками хромита и оливином, и поздней, выполняющей межзерновые промежутки в линзах и жилах массивных хромитов. Ранняя изоферроплатина сравнительно обогащена примесными ЭПГ при значительном колебании железистости (7,5-11,5 мас. % Fe), отчетливо выражена тенденция к снижению в ней содержания Fe с глубиной, и постоянно содержит включения твердых растворов Os, Ir, Ru, Pt. Напротив, поздние Pt-Fe сплавы подобных включений не содержат и в целом при такой же железистости заметно обеднены примесными ЭПГ (см. рис. 7.5) (Некрасов и др., 1994). Изоферроплатина же из дайковых флогопит-магнетитовых клинопироксенитов, образующая преимущественно кубические кристаллы, покрытые местами пленкой медистого золота, помимо сходной рафинированности, представлена разностями повышенной железистости (9,5-11,5 мас. % Fe) и нередко вмещает зерна клинопироксена, амфибола, флогопита, магнетита и апатита.
Остальные минералы ЭПГ встречаются в Кондерском массиве в крайне ограниченном количестве и образуют небольшие (обычно не более первых десятков мкм) округлые и пластинчатые включения внутри зерен изоферроплатины, а также прерывистые каймы вокруг них и крайне редко самостоятельные выделения.
В дунитах и массивных хромититах среди крайних членов вышеназванных твердых растворов системы Os-Ir-Ru-Pt в высокотемпературной изоферроплатине наиболее распространен самородный осмий, а самородные платина, иридий и рутений представлены лишь одиночными включениями в изоферроплатине размером от 10 до 170 мкм соответственно. Наибольший интерес из них представляет рутений, встреченный нами на Кондере впервые и всего лишь третий раз в мире, причем эта находка и самая малопримесная (Некрасов и др., 1994).
Нами также впервые установлено резко контрастное распределение примесных Pt и Ir в самородном осмии, включенном в высоко - и малопримесной изоферроплатине. В первом и втором случаях его пластинчатые, округлые и червеобразные включения оказались заметно богаче этими примесями ЭПГ (до 6 и 17 мас. % соответственно), где наиболее крупные зерна осмия обнаружили еще и зональное распределение Ir с максимумом в центре. Наконец, третьей разновидностью осмия, обнаруженной нами, являются его обособленные малопримесные (Pt и Ir до 2 мас.%) крупнокристаллические агрегаты (50х350 мкм), промежутки между которыми выполнены малопримесной изоферроплатиной.
Не менее специфичны и соединения промежуточного состава системы Os-Ir-Ru-Pt (см. рис. 7.5) (Некрасов и др., 1994). Наряду с преобладающими иридистым осмием и платинисто-осмистым иридием нам впервые удалось обнаружить выделения существенно рутенисто-иридистого осмия, которому свойственны широкие вариации в содержании рутения (до 40-65 ат. %). Крайне редко встречаются осмистый рутений, платинисто-иридистый осмий, осмистая платина и осмистый иридий. Впервые, помимо самородного рутения, нами также обнаружены почти бинарный RuOs и иридистый шилоит PtIrRuOs (Некрасов и др., 1994).
Большим разнообразием минеральных форм ЭПГ характеризуются краевые части зерен изоферроплатины из массивных хромититов. Прежде всего это касается сульфидов и сульфоарсенидов ЭПГ, из которых особенно распространены лаурит-эрлихманитовые дисульфиды и сульфоарсениды ирарсит-холлингвортитового ряда. Однако состав их оказался достаточно стабильным при резком преобладании крайних членов и меньшем развитии промежуточных соединений. Довольно обычны зональные зерна этих минералов, причем осмистые лауриты и рутенистые эрлихманиты в большинстве зерен оказались более рутениевыми в краевой части, а в ирарситах и холлингвортитах краевые зоны обычно обогащены Ir, а центральные – Rh.
Преимущественно сперрилитом представлены в дунитах Кондерского массива арсениды ЭПГ, образующие мелкие (50-250 мкм) включения в краевой части зерен малопримесной изоферроплатины, хотя местами встречаются и его одиночные гексагональные кристаллы до 1,5 мм. В аналогичной изоферроплатине нами также впервые обнаружены редкие мелкие включения полуторного арсенида платины (мас. %: 51,62 Pt; 1,08 Rh; 10,57 Ir; 0,28 Os; 0,16 Cu; 2,20 S; 33,14 As; сумма 99,05) с формулой (Pt, Ir, Rh)2(As, S)3, который можно считать новым минералом. Близким аналогом его является фаза (Pt, Rh)2(As, S)3 из золото-платиновой россыпи Южного Приморья (Щека и др., 1991).
Помимо перечисленных выше минералов ЭПГ, в малопримесной изоферроплатине из массивных хромитовых сегрегаций в дунитах были также обнаружены включения олово-сурьмяных туламинита (Pt, Pd)2(Fe, Sb, Sn)Cu и хонгшита (Pt, Pd) (Cu, Sn, Sb), геверсита Pt(Sb, Bi)2, а также неназванных (Pd, Pt, Cu)3(Bi, Sb) и Pt(Cu, Sb, Ni)3, являющихся, вероятно, новыми природными соединениями (Рудашевский и др., 1992).
Весьма разнообразной оказалась благороднометальная минерализация во флогопит-магнетитовых клинопироксенитах и маломощных сульфидных линзах, локализованных в дунитах в непосредственной близости от даек клинопироксенитов юго-западной части массива. В области дренирования сульфидных линз и прожилков, сложенных пентландитом, халькопиритом, халькозином, борнитом и кубанитом, в россыпи вместе с малопримесной изоферроплатиной широко развиты моносульфиды ЭПГ, представленные куперитом, а также более сложными моносульфидами. Установлены они во многих зернах россыпной изоферроплатины в виде фрагментарных кайм (до 10 и более мкм), либо изометричных и линзовидных включений по границам зерен, а также в сростках с магнетитом, пентландитом и пирро-тином. В последнем случае минерал оказался существенно иридиевым (до 26 мас. % Ir), обогащенным Fe (до 20 мас. %) и Ni (до 18 мас. %).
В дунитах, вмещающих линзы и прожилки сульфидов, в изоферроплатине в виде изометричных и прожилковидных включений, а также тонких коррозионных каемок вокруг нее, развиты сложные маланит (CuPt2S4) – купрородсит (CuRh2S4) – купроиридситовые (CuIr2S4) и инаглиит (PbCu3Ir8S16) – кондеритовые (PbCu3Rh8S16) сульфиды, ранее утвержденные в качестве новых минералов (Рудашевский и др., 19842; 1985). Большинство из проанализированных нами Сu-содержащих сложных сульфидов оказалось маланитами, иногда с повышенной концентрацией Rh и Ir (до 13,6 и 26,6 мас. % соответственно), а остальные представлены собственно купроиридситом (до 49 мас. % Ir), его новой предельно родистой (до 17,8 мас. % Rh) разновидностью, иридистым купрородситом (25.5 мас. % Ir) и впервые встреченной существенно платинистой (30,3 мас. % Pt) разновидностью последнего (см. рис. 7.5). Среди изученных нами Cu-Pb - содержащих сульфидов преобладают инаглииты, предельно насыщенные родием (11,05-12,56 мас. % Rh), один представлен кондеритом, существенно менее иридиевым (20,12 мас. % Ir), чем ранее описанный в качестве нового минерала (Рудашевский и др., 19842), а два обогащены Pt (29,15-30,67 мас. %) и представляют собой новый минерал – платиновый аналог инаглиита и кондерита – Pb0,78-0,89Cu3,13-3,33Ir1,99-2,06Rh1,87-1,91Pt3,17-3,29S16 (см. рис. 7.5). Подобно последним, микротвердость этого сульфида 412-435 кг/мм2 (Некрасов и др, 1995).
В поле развития тех же флогопит-магнетитовых клинопироксенитов, наряду с преобладающей кубической малопримесной изоферроплатиной относительно широко развиты замещающие ее тетраферроплатина, туламиниты и хонгшиты. Из них наиболее стабильным составом отличается тетраферроплатина, иногда содержащая лишь незначительную примесь Cu (до 3 мас. %) и Ni (до 1,5 мас %). Менее выдержан состав туламинитов, которые при почти неизменной концентрации Pt обнаруживают значительные вариации Fe (8,5-13,0 мас. %) и Cu (12,8-8,8 мас. %). В редких же обособленных выделениях туламинита в ассоциации с борнитом в нем устанавливаются неравномерно распределенные Ni (до 3,5 мас. %) и Ir (до 2,5 мас. %) с обогащением ими краев зерен. Но особенно изменчивы составы хонгшитов. Даже в пределах одних и тех же реакционных кайм по изоферроплатине они представлены как крайними, так и промежуточными членами гипотетического изоморфного ряда Pt (Cu, Fe)–Pd (Cu, Fe), а в округлых самостоятельных зернах концентрически-зонального строения их состав варьирует (от периферии к центру) от сложного твердого раствора (Pt, Pd) (Cu, Fe) до PdCu – впервые обнаруженному палладиевому аналогу хонгшита.
В россыпи также найдены оловосодержащая разность хонгшита (мас. %: 69,3 Pt; 12,8 Pd; 9,7 Cu; 7,2 Sn; сумма - 99,0), более насыщенная Sn, чем ранее описанная (Рудашевский и др., 1992), и сложный золотосодержащий сульфид (мас. %: 52,47 Pd; 11,53 Au; 4,94 Ag; 15,64 Bi; 8,46 Pb; 0,69 Ni; 7,34 S; сумма -101,07) с обобщенной формулой (Pd, Au, Ag, Ni)10(Bi, Pb)2S4. Он слагает прерывистую реакционную кайму вокруг неоднородного по составу хонгшитового зерна и мог сформироваться, как показывают эксперименты, в системах Au-Ag-S и Au-Bi-S (Некрасов и др., 1991) лишь при сравнительно низкой температуре 200-350оС и исключительно высокой активности сульфидной серы (fS2 порядка 10-2-10-3 Па). В пределах этой же каймы нами обнаружен еще один новый минерал – германид палладия, отвечающий формуле Pd2Ge (мас. %: 75,62 Pd; 1,12 Ag; 23,89 Ge; сумма 100,63).
В сложных арсенидах палладия и платины, возникших синхронно золотообразованию, несмотря на значительные колебания в содержании всех компонентов, целочисленные отношения Pd (или Pd+Pt+Ag) к сумме As, Bi и Sb в большинстве минералов оказались близкими к 3/1, аналогично гуанглиниту (Флейшер, 1990). К ним относится большая часть антимонидовисмутарсенидов. Исключение составляют два антимонидарсенида, два висмутарсенида и оба висмуттеллурарсенида. Один из первых удовлетворительно рассчитался на формулу изомертиита – (Pd9,66Pt1,34)11(Sb2,18As1,73Te0,05)3,97. Близок ему по химическому составу и второй антимонидарсенид, однако расчет его анализа дал несколько иной результат – (Pd9,59Pt0,10Ag0,31)10(Sb1,43As1,41Вi0,11Te0,04)2,99. Сходным с гуанглинитом оказался один из висмуттеллурарсенидов (Pd3,89Pt0,09Ag0,02)4(Вi0,16Sb0,09Te0,31As0,40)0,96. Остальные висмутарсениды, судя по составу и катионно-анионному отношению, варьирующему от 7/2 до 9/2, близки арсенопалладиниту (Флейшер, 1990). Большинство сложных арсенидов Pd и Pt образует мелкие обособленные включения в изоферроплатине, палладистом аналоге хонгшита и палладисто-медистом золоте, где обычна их ассоциация с соболевскитом и другими висмутидами и антимонидвисмутидами палладия, образующими иногда агрегаты до 90 мкм. Реже наблюдаются они в ассоциации со сперрилитом.
Относительно редко встречаются висмутиды, антимонидовисмутиды и антимониды палладия, представленные минералами соболевскит-садбериитового ряда. Из них мелкие включения (10-25 мкм) соболевскита, близкие по стехиометрии к PdBi, развиты преимущественно в медистом золоте и реже встречаются в изоферроплатине. Многие зерна висмутидов зональны – краевая часть обогащена палладием вплоть до Pd3Bi. Висмутин обнаружен нами и в виде индивидуальных включений в медистом золоте, в котором также присутствуют редкие выделения фрудита (PdBi2). Несколько мелких зерен (до 25 мкм) садбериита (PdSb) найдены в сростке с соболевскитом и фазой Pd3(Bi,Sb), включенными в золото, в котором здесь же иногда присутствуют кристаллы самородной сурьмы размером 10-15 мм2.
Ограниченно развиты инсизваит (PtBi2) и висмуто-плюмбид палладия. Обнаружен он нами в медистом золоте, где образует включения размером 5-15 мкм. Химический состав этого нового, по-видимому, соединения (мас. %: 57,52 Pd; 34,71 Pb; 7,02 Bi; 1,2 Pt; сумма - 100,45) отвечает формуле (Pd7.91Pt0.09)8(Pb2.47Bi0.50)2.97. Редкие включения в медистом золоте слагает звягинцевит (Pd, Pt, Au)3 (Sn, Pb).
Минералы соболевскит (PdBi)-котульскитового (PdTe) ряда также распространены ограниченно. При этом, благодаря полному изоморфизму между Te и Bi даже в одном и том же вмещающем минерале (медистом золоте или изоферроплатине) могут присутствовать включения двух или трех фаз, существенно различающихся между собой по составу и относящихся при взаимозамене Te и Bi к минералам, промежуточным между соболевскитом и котульскитом. К образованиям котульскит (PdTe)-садбериитового (PdSb) ряда относится, очевидно, безвисмутовая фаза с высокой концентрацией Sb (мас. %: 42,42 Pd; 0,57 Ag; 15,64 Sb; 38,81 Te; сумма - 98,31), которая, возможно, является новым минералом - Pd(Sb0.31Te0.75)1.06.
К более распространенным соединениям, чем соболевскит-котульскитовые, относится найденый нами Bi-Te-палладинит. Представлен он мелкими включениями (10-15 мкм) в борните и низкопробном золоте. Этот минерал характеризуется тонкой зональностью с вариациями 2-3 мас. % Pd и 0,5-1,5 мас. % остальных элементов. При этом отдельные индивиды Bi-Te-палладинита разложены с образованием двух-трех фаз, одна из которых обычно принадлежит Pd-оксиду, а две другие идентифицированы как Bi3Te и самородный висмут. Соединение Bi3Te образует и самостоятельные листоватые скопления размером до 0,5 мм. В агрегатах же с высокопробным золотом Bi3Te отлагался позднее и цементирует его выделения. Встречены также графические микропрорастания высокопробного золота и самородного висмута, который вне золотин переходит в монокристалл Bi и микросростки такого же золота с (BiPb)3Te.
Несколько более распространены собственно станниды платины и палладия, образующие в большинстве случаев мелкие (15-60 мкм) включения в медистом золоте, туламините и изоферроплатине. По химическому составу, они могут быть подразделены на три группы. Первая характеризуется полным отсутствием Cu и незначительной примесью Sb (до 1 мас. %). Сумма Pt и Pd составляет до 82 мас. %, содержание Sn – около 17 мас. %, а состав в целом пересчитывается на формулу рустенбургита – (Pt, Pd)3Sn. Вторую группу станнидов образуют многокомпонентные высокомедистые (до 14 мас. % Cu) сплавы системы Pt-Pd-Sn-Cu-Fe. В качестве примеси в них присутствуют Ni (до 0,4 мас. %) и Bi (до 1,3 мас. %). Для соединений этой группы характерны существенные вариации содержания Sn (9-16,5 мас. %) при относительно постоянной сумме Pt+Pd (68-72 мас. %) и почти неизменном присутствии Fe (до 5,8 мас. %). Ассоциируются эти фазы с соболевскитом и палладисто-медистым золотом. К третьей группе станнидов можно отнести высокопалладистые твердые растворы хонгшитового типа.
Завершают процесс минералообразования ЭПГ их оксидные и гидрооксидные соединения, большая часть которых является продуктом низкотемпературных процессов, но частично может иметь и относительно высокотемпературную природу, сформировавшись при взаимодействии постмагматических растворов с минералами ЭПГ раннемагматического этапа. В большинстве случаев оксиды и гидрооксиды развивались по включениям в изоферро-платине туламинита и хонгшита. Поэтому кроме Pt в них много Fe и Cu. Значительно реже в россыпях встречаются оксиды и гидрооксиды Pd, Os, Rh и Ir. Из них гидрооксид Pd покрывает тонкой пленкой палладиевый хонгшит, а гидрооксиды Ir, Os и Rh частично замещают ирарсит-холлингвортит, сложные моносульфиды и другие минералы ЭПГ (Некрасов и др., 1994).
Исключительно разнообразна золотая минерализация Кондерского массива. Судя по результатам многочисленных микрозондовых анализов, она представлена как более обычным самородным и серебросодержащим золотом, так и его медистыми, медисто-палладиевыми и медисто-платиновыми разновидностями, крайне редко встречающимися в природе (Новгородова, 1983; 1994). Соединения золота с другими металлами на Кондерском месторождении можно подразделить на две обширные совокупности, различающиеся по соотношению Au, Cu, Ag, Pd и Pt. Первая группа твердых растворов охватывает соединения на основе Au и Cu, которые представлены фазами, относящимися к Au-Cu, Au-Cu-(Pd, Pt) и Au-Cu-(Ag) системам, и слагают пластинчатые и веретенообразные тонкие вростки в высокопробном серебросодержащем золоте, либо является минералом-хозяином, вмещающим близкие по форме микровыделения серебросодержащего золота. Наряду с самостоятельными зернами оба типа срастаний медистого и самородного золота встречаются в виде зональных кайм вокруг кристаллов платины и, реже, других минералов (см. рис. 7.5). Выборка по медистому золоту характеризуется бимодальным распределением меди, отражающим высокую частоту встречаемости купроаурида (Au3Cu), отсутствующего в других природных ассоциациях медистого золота (Мурзин и др., 1987; Новгородова, 1983; Сазонов и др., 1994), и тетрааурикуприда (AuCu) при колебании содержания Cu в золоте от 6,89 до 24,99 мас. %. Лишь в одном зерне установлена фаза с содержанием меди 44,27 мас. %, что соответствует аурикуприду (Cu3Au), который совместно с AuCu более обычен в некоторых других проявлениях медистого золота, но при отсутствии купроаурида (Новгородова, 1983). В качестве примесного элемента в некоторых фазах медистого золота известно серебро (0,33-5,39 мас. %), замещающее медь при содержании ее в золоте менее 14 мас. %. В существенно более широком диапазоне составов ряда Au-Cu (8-25 мас. % Cu) устанавливаются примеси Pt (0,22-11,79 мас. %) и Pd (0.18-10.27 мас. %), которые присутствуют порознь, либо совместно в переменных соотношениях. На диаграмме Ag(Pd, Pt)-CuAu обнаруживается принадлежность высоких концентраций Pd двум областям вблизи фигуративных точек составов AuCu и Au3Cu. Повышенные же концентрации Pt присущи лишь AuCu, т.е. более медистым составам. Нами также обнаружены выделения безмедистого палладистого золота (мас. %: 94,32 Au; 2,58 Pd), по периферии сложного зерна палладисто-медистого золота с включениями звягинцевита (Pd, Pt, Au)3(Sn, Pb).
Вторую обширную группу природных соединений золота образуют его твердые растворы с серебром, содержание которого 1,71-62,73 мас. %. Это преимущественно убого - и низкомедистое (0,58-3,13 мас. % Cu) самородное золото умеренной и высокой пробы. Наряду с ним в неоднородных зернах иногда встречаются более богатые серебром Au-Ag-твердые растворы, близкие электруму и кюстелиту.
К самостоятельной группе золотых фаз можно отнести трехкомпонентные соединения с суммарным содержанием примеси меди (3-5 мас. %) и серебра (9-5 мас. %) порядка 10-12 мас. %, в которых также проявлена обратная зависимость между Cu и Ag. При еще более высоком уровне концентраций этой пары металлов в золоте исходные природные трехкомпонентные сплавы должны были быть согласно экспериментам (Некрасов и др., 1991), при температуре ниже 370-410°С неустойчивыми и распадаться на Au-Cu-(Ag)- и Au-Ag-(Cu)-фазы. Подсчет их соотношения в отдельных типичных сростках с характерными структурами распада, а также взаимная позиция таких фаз на диаграмме Ag-Cu-Au показывают, что поле составов исходных сплавов Au, Ag и Cu, претерпевших распад в результате посткристаллизационного снижения температуры и длительного природного старения, задавалось следующими концентрациями компонентов: Au – от 51-55 до 72-75, Ag – от 5-8 до 20-22 и Cu – от 12-14 до 32-35 ат. %.
Помимо охарактеризованных выше тесных срастаний медистого и серебросодержащего золота в гетерогенных золотинах и золотой присыпке на кубических зернах платины в кондерской россыпи нередко встречается и высокопробное, почти беспримесное пленочное золото на окатанных платиновых самородках. Там же иногда попадаются индивидуальные зерна золота с высокопробными (до 990) краями и более низкопробным (750-820) центром. В обоих случаях высокопробное золото образовалось, видимо, в россыпи и было обусловлено, предположительно, различной растворимостью Ag и Au в грунтовых водах (Некрасов и др., 1994). Обнаружены также золотины с высокопробным ядром и низкопробной периферией (вплоть до электрума) и, возможно, генетически связанные с кислыми породами краевых зон Кондерского массива.
Аналогичная акцессорная минерализация известна в Феклистовском дунит-клинопироксенитовом массиве, сопровождаемом обширным ареалом шлиховой и россыпной золотоносности (Некрасов и др., 1991; 1993; Иванов и др., 1995; Иванов и др., 1991 г.; Иванов, и др., 1993 г.; и др.)
--Nvv 06:35, 10 ноября 2009 (UTC) А.М. Ленников, Р.А. Октябрьский, Б.Л. Залищак, В.В. Иванов, С.М. Родионов
Монография "Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России"
Государственный кадастр месторождений
