Платиновая минерализация Гальмоэнанского массива
Гальмоэнанский базит-гипербазитовый зонально-концентрический массив сопровождается уникальными россыпными месторождениями платины (Кутыев и др., 1991; Мелкомуков, Зайцев, 1999; Зайцев и др., 2001; Толстых и др., 2001; Корякско-Камчатский…, 2002; Мочалов и др., 2002а,б). В нём выявлено несколько типов коренной платинометальной минерализации, главным из которых хромит-платиновый (Козлов, 2000; Сидоров, 2000).
Рис. 7.1. А - положение Олюторской тектонической зоны;
Б - расположение района исследования (показано стрелкой) в Олюторской тектонической зоне (заштриховано);
В - схема геологического строения Гальмоэнанского базит-гипербазитового массива (по: Батанова и др., 1991, с изменениями и дополнениями).
1 - четвертичные аллювиальные отложения; 2 - терригенно-вулканогенные отложения корякской серии (К2 -Р1); 3 - вулканогенно-кремнистые породы ватынской серии (K2 ); 4-8 - породы Гальмоэнанского массива: 4 - дуниты, 5 - верлиты, 6 - клинопироксениты, 7 - габброиды, 8 - серпентинитовый меланж; 9 - зоны ороговикования; 10 - границы (а - тектонические - граница аллохтона; б - геологические); 11 - разрывные нарушения
Гальмоэнанский базит-гипербазитовый массив расположен на юго-западе Ватыно-Вывенкского сегмента Олюторской тектонической зоны (рис. 7.1. А, Б), южной части Корякского нагорья и представляет собой коллаж перемещенных окраинно-морских и острово-дужных террейнов, аккретированных к палеоазиатской окраине в эоцене (Богданов и др., 1982; Леднева и др., 2000 и др.). Гальмоэнанский массив (рис. 7.1. В) входит в состав крупного тектонического останца во фронтальной части Ватыно-Вывенкского надвига. Останец сложен верхнемеловыми-палеоценовыми морскими кремнисто-вулканогенными и островодужными вулкано-терригенными толщами, надвинутыми на флишоидные коньяк-эоценовые отложения Укэлаятского прогиба (Богданов и др., 1982; Леднева и др., 2000). При этом сам массив представлен серией тектонических пластин, состоящих из магматических пород ультраосновного и основного состава и занимающих наиболее высокое структурное положение в строении всего останца. Массив сложен дунитами, клинопироксенитовыми дунитами, верлитами, оливиновыми и магнетитовыми клинопироксенитами, клинопироксеновыми горнблендитами и габбро. На долю ультраосновных пород приходится более 90%. Около 70% общей площади занимают дуниты различных петроструктурных типов, которые слагают ядро массива и к периферии постепенно сменяются клинопироксенитами и габброидами. Контакты между различными петрографическими типами пород массива и с вмещающими породами везде тектонические и маркируются зонами милонитов и тектонических брекчий. Бескорневая природа массива подчеркивается развитием в южной его части мономиктового серпентинитового меланжа (см. рис. 7.1. В). Породы массива прорваны дайками основного состава. Подробное описание геологического строения массива, геохимических, петрографических и петроструктурных типов слагающих его пород, химического состава основных породообразующих минералов приведено в работах (Батанова и др., 1991; Козлов, 2000; Сидоров и др., 2001; Корякско-Камчатский…, 2002; Осипенко и др., 2002 и др.).
Основные морфологические типы хромитовой минерализации в Гальмоэнанском массиве представлены рудными и акцессорными хромшпинелидами, а также включениями хромита в зернах МПГ. Всего выделены шесть разновидностей хромшпинелидов:
(1) акцессорный в оливине, представленный субмикроскопическими выделениями ветвистой, дентритовидной, пластинчатой, веретенообразной и игольчатой формы;
(2) акцессорный представленный мелкими идиоморфными и гипидиоморфными мелкими кристаллами (0.01-0.1 мм), обычно приуроченными к стыкам оливиновых зерен;
(3) рудный вкрапленного или рассеяно-вкрапленного типа, располагающийся на стыках оливиновых зерен. Хромшпинелиды мелкозернистые (0.1-1 мм), среднезернистые (1-3 мм) и крупнозернистые (более 3 мм). Вкрапленные хромшпинелиды подразделяются на густо-, средне- и редковкрапленные. В Гальмоэнанском массиве наиболее типичны средне- и редковкрапленная рудная хромитовая минерализация. Зерна хромшпинелидов, как правило, гипидиоморфные, и их содержание от долей процента до первых процентов;
(4) шлировый и прожилково-вкрапленный рудный, слагающий хромшпинелид-оливиновые обособления, в которых хромшпинелида от 20 до 70%, а размер его зерен, как правило, не более 1-2 мм;
(5) жильный рудный из массивных и брекчиевых хромититов с зернами от долей миллиметра до нескольких миллиметров. В хромититах с панидиоморфнозернистой структурой узкие промежутки между хромшпинелидами заполнены серпентином или оливином, а в породах с гипидиоморфнозернистой структурой - оливином. Содержание хромшпинелида 85 - 95%;
(6) включения мелких индивидов в минералах платиновой группы, представленные мелкими идиоморфными кристаллами и их обломками от 20-30 мкм до десятых долей мм, сцементированные изоферроплатиновыми твердыми растворами.
Все морфологические разновидности встречаются вместе и тесно связаны друг с другом постепенными переходами. Сегрегации рудных хромшпинелидов характеризуются исключительным многообразием текстурных особенностей при малой мощности и протяженности рудных тел (площадь хромитовых проявлений в отдельных точках наблюдения очень редко превышает 30 м2). По текстурным особенностям можно выделить наиболее часто встречающиеся типы рудных выделений: петельчато-жилообразные, шлировые, массивные, неравномерно-петельчатые, неравномерно-вкрапленные, прожилково-вкрапленные, прожилковые, струйчато-петельчатые, густовкрапленные и массивные с включением дунита. Наибольший интерес с точки зрения платиноносности представляют прожилково-вкрапленные и массивные хромитовые руды, пространственно связанные, главным образом, с дунитами порфирокластического типа, где хромшпинелиды приурочены к интерстициям между порфиробластами оливинов и трещинам в них.
Жильные и шлировые обособления хромшпинелидов распределены во вмещающих породах крайне неравномерно. Шлировые сегрегации в дунитах небольшие - как правило, 1-5 см, и лишь иногда достигают десятков см. Размеры хромшпинелидов в жильных и шлировых выделениях широко варьируют, но обычно они – средне- и мелкозернистые. Контакты с вмещающими породами постепенные – сплошные сегрегации сменяются хромитовой вкрапленностью.
Составы рудных и акцессорных хромшпинеллидов, а также хромшпинелидов из включений в зернах МПГ из россыпных месторождений, развитых вдоль водотоков, дренирующих Гальмоэнанский массив, достаточно близки между собой и по своим основным индикаторным химическим характеристикам (хромистость, магнезиальность, титанистость и др.) обнаруживают значительное сходство как между различными морфологическими типами хромитов массива, так и с Cr-шпинелями большинства других зональных комплексов урало-аляскинского типа Корякского нагорья (Грановский, Гуляева, 1981; Корякско-Камчатский…, 2002 и др.), а также других районов мира (Павлов и др., 1979; Петрология ..., 1994; Малич, 1999; Пушкарев, 2000; Himmelberg, Loney, 1995; Barnes, Roeder, 2001; Johan et al., 2000 и др.). Это отражено в близком расположении минералов на композиционных диаграммах (рис. 7. 2).
Рис. 7.2. Бинарные композиционные диаграммы для составов рудных и акцессорных хромшпинелидов из пород Гальмоэнанского базит-гипербазитового массива.
1-3 - фигуративные точки составов Сг-шпинелидов Гальмоэнанского массива из: 1 - хромититов; 2 - дунитов; 3 - срастаний с МПГ; 4-7 - поля составов хромшпинелидов из ультрамафитов различных формационных типов: 4,5 - зонально-концентрического урало-аляскинского, б - офиолитового (альпинотипного), 7 - расслоенных интрузий норильского типа (4, б, 7 - области попадания 90 % составов Сг-шпинелидов этого типа из сводки (Barnes, Roeder, 2001), 5 - 50 % составов); 8-10 - тренды изменения составов Сг-шпинелидов из различных формационных типов ультрамафитов: 8 - офиолитового, 9 - зонально-концентрического; 10 - расслоенных интрузий (по: Barnes, Roeder, 2001)
Акцессорные хромшпинелиды из дунитов отличны по химическому составу от рудных хромшпинелидов в целом более низкими содержаниями хрома и несколько повышенными – титана, марганца и суммарного железа. Минералы из включений в изоферроплатиновой матрице или из срастаний с зернами МПГ представлены идиоморфными кристаллами, обломками кристаллов и зернами неправильной формы размером до 0.3-0.5 мм, которые цементируются железо-платиновыми твердыми растворами. Химический состав хромшпинелидов-узников в платиноидах ближе к составу рудного (особенно из массивных жильных разновидностей хромититов и прожилково-вкрапленных хромитовых сегрегаций), чем акцессорного хромшпинелида, что косвенно указывает на локальную связь минералов платиновой группы с образованиями рудного хромшпинелида и на тип потенциального коренного источника МПГ.
Ранее уже отмечалось (Козлов, 2000), что в Гальмоэнанском массиве вариации химического состава хромшпинелидов различных морфологических типов отвечает типовому тренду изменения Cr→Fe3+ (при относительно небольшой изменчивости содержания Al), сответствующему переходу от субалюмоферрихромитов и субферрихромитов к субалюмо-хроммагнетитам и хроммагнетитам (рис. 7.3). Такой тренд сильно отличается от тренда, характерного для хромшпинелидов из офиолитовых комплексов – Cr→Al (при относительно небольшой изменчивости содержаний Fe3+), и от тренда изменения химизма этих минералов в расслоенных интрузиях (Barnes, Roeder, 2001). В то же время он соответствует трендам состава хромшпинелидов из других массивов урало-аляскинского типа, зональных комплексов кондерского типа и массивов щелочно-ультрамафитовой формации.
Рис. 7.3. Тройные композиционные диаграммы для составов рудных и акцессорных хромшпинелидов из пород Гальмоэнанского базит-гипербазитового массива. Условные обозначения см. на рис. 7.2
Наиболее высокие температуры, полученные с помощью геотермометра Ж. Фабри, достигают 970—1170°С и получены для равновесия оливинов из дунитов и сингенетичных им акцессорных хромшпинелидов. В то же время применение для тех же оливин-шпинелевых парагенезисов геотермооксометра К. Бэлхауза и др. (Ballhous et al., 1991) дает существенно более низкие значения температур минералообразования, диапазон которых 660 – 820°С, и лишь иногда они достигают 900°С. Расчет значений фугитивности кислорода при этих температурах указывает на уровень летучести кислорода (+1.0) – (-0.3) лог. ед. относительно фаялит-магнетит-кварцевого буфера FMQ. Рассчитанные значения летучести кислорода в дунитах массивов Платиноносного пояса Урала (Пушкарев, 2000) и юго-восточной Аляски (Bird, Clark, 1976), в целом, близки редокс-параметрам формирования ультрамафитов Гальмоэнанского массива.
В рудных хромититах массива температура субсолидусного равновесия опускается до 600-700°С при одновременном росте окисленности системы. При этом значения температур оливин-шпинелевого равновесия достаточно равномерно распределены и не образуют пиков, которые могли бы отражать отдельные этапы субсолидусной перекристаллизации хромититов в процессе структурных деформаций.
Полученные расчетные значения температур хорошо согласуются с данными термометрических исследований расплавных включений в минералах из изученных пород (Толмачева и др., 1999) и сопоставимы с расчетами температуры равновесия оливин-хромитового парагенезиса в хромититах Нижнетагильского (800-900°С; Пушкарев, 2000) и Кондерского (670-910°C; Петрология…, 1994; Малич, 1999) массива. Такие аномально низкие температуры могут быть обусловлены как наложенными процессами - перекристаллизацией магнетита и хроммагнетита с образованием просечек в оливиновой матрице, так и высоким содержанием Fe3+ в хромшпинелидах, занижающим при расчетах истинную температуру кристаллизации хромититов (Вотяков и др., 1998; Пушкарев, 2000).
Изменение фугитивности кислорода для рудных хромитовых обособлений Гальмоэнанского массива, расчет которой проводился для равновесных сосуществующих пар оливин-хромшпинелид по методу (Ballhaus et al., 1991), определяется значениями (+1.3) – (+3.5) лог. ед. относительно фаялит-магнетит-кварцевого FMQ буфера. Это соответствует сильно окислительным условиям, близким к обстановке гематит-магнетитового (НМ) буфера. Вместе с расчетными данными по температурным условиям равновесия для парагенезисов шпинель-оливин полученные оценки свидетельствуют об эпигенетическом характере рудной хромитовой минерализации в Гальмоэнанском массиве. Редокс-условия формирования рудных обособлений Гальмоэнанского массива в целом аналогичны соответствующим параметрам для хромититов в массивах Платиноносного пояса Урала (Пушкарев, 2000). В то же время в координатах T – log fO2 область значений для хромититов Гальмоэнанского массива образует компактное поле, не пересекающееся с полем рудных проявлений Кондерского массива (Петрология…, 1994), что свидетельствует о различных условиях формирования хромитового оруденения в этих массивах.
Преобладающим минералом во всех рудных проявлениях массива является изоферроплатина (Pt3Fe), которая характеризуется изменчивым составом даже в пределах одного образца хромитов. Вариации содержаний Pt составляют 68 - 91 мас.%. В массивных и жильных хромититах изоферроплатина относительно «стерильна» от примесей, тогда как в прожилково-вкрапленных и шлировых выделениях хромитов в ней отмечается устойчивая примесь иридия - до 2.2 мас.%. Минералы системы Os-Ir-Ru в Гальмоэнанском массиве всегда нахо-дятся в виде включений в матрице Pt-Fe и не встречаются помимо нее. Аналогичные законо-мерности характерны для коренных проявлений МПГ в зонально-концентрических массивах Урала и Аляски (Геология…, 1994). Среди минералов этой системы наиболее распространен самородный осмий. В хромит-платиновых срастаниях в каймах, трещинах и в виде включений отмечаются и другие МПГ: туламинит, холингвортит, ирарсит, сперрилит, лаурит, эрлихманит, кашинит, куперит, а также оксиды и гидроксиды Ir и Pt. Весьма характерно образование реакционных кайм замещения изоферроплатины тетроферроплатиной, туламинитом, сперрилитом.
Определение модельного Re-Os возраста платинометальной минерализации в Гальмоэнанском зональном массиве проводилось по методике, описанной в работе (Костоянов, 1998). Выявлен достаточно четкий максимум возраста в интервале 250-350 млн. лет, а наиболее часто встречаются значения 260-340 млн. лет (Корякско-Камчатский…, 2002). Модельные Re-Os датировки оказались древнее, чем изотопный возраст вмещающих МПГ пород зонально-концентрических массивов, составляющий для Корякии в среднем 65-70 млн. лет (Зайцев и др., 2002; Ланда и др., 2002; Корякско-Камчатский….., 2002).
--Nvv 06:21, 10 ноября 2009 (UTC) Е.Г. Сидоров, А.Б. Осипенко
Монография "Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России"
