Платиноносность Феклистовского зонального дунит-клинопироксенит-габбрового массива (о. Феклистова, Шантарские о-ва)

В четвертой главе диссертации приведена сравнительная характеристика Феклистовского и Гальмоэнанского дунит-клинопироксенит-габбровых массивов. Гальмоэнанский массив является коренным источником крупных россыпных месторождений платиновых металлов иридисто-платинового минералого-геохимического типа. К настоящему времени установленные запасы "шлиховой платины" россыпей руч. Ледяной и р. Левтыринываям составляют 40 т [Мелкомуков и др., 1999; Мочалов, 2001].

Совместно с А.Г. Мочаловым и А.Н. Перцевым предпринята попытка реконструкции внутренней структуры дунитового ядра Гальмоэнанского массива [Перцев и др., 1999, Мочалов и др., 2002]. На основе соотношения структурных разновидностей дунитов и их минералогических особенностей (морфологии, состава и зональности минералов), а также данных по минералогии ЭПГ составлена комплексная схема структурно-вещественной зональности дунитового ядра (рис. 4). По распространению структур условно можно выделить нижнюю, среднюю и верхнюю части разреза.

Рис. 4. Схема строения дунитового ядра Гальмоэнанского массива с точками опробования и важнейшими вариациями состава оливина и акцессорного хромшпинелида...

Нижняя часть характеризуется дунитами с полигональными эквигранулярными среднезернистыми до крупнозернистых структурами (рис. 3.в). В образцах дунитов выделяется до 3-х генераций оливина. Для оливина первой генерации характерно обилие микровключений ламеллей хромшпинели, дендритов хроммагнетита, срастаний дендритов хроммагнетита и диопсида. Хромшпинелиды в дунитах нижней части разреза распределены достаточно равномерно.

Средняя часть сложена дунитами, структуры которых варьируют от полигональных эквигранулярных до порфирокластических, причем снизу вверх прослои с полигональными структурами становятся все более редкими, а в верхних горизонтах для порфирокластов характерны обильные полосы излома. В дунитах средней части разреза обычно выделяется две генерации оливина. Микровключения рудных минералов в оливинах средней части разреза встречаются в значительно меньшем количестве. Они приурочены к оливину первой генерации и представлены в основном очень тонкими дендритоподобными выделениями хроммагнетита. Акцессорные хромшпинелиды в дунитах средней части разреза распределены крайне неоднородно. Характерной особенностью средней части разреза являются скопления хромшпинелидов, обогащение отдельных участков дунитов укрупненными зернами хромшпинелидов, прожилками и шлирами хромититов.

Верхняя часть состоит из дунитов, структуры которых меняются от порфирокластических (рис. 3.г) до почти милонитовых. Микровростки в оливине крайне редки. Акцессорные хромшпинелиды в дунитах распределены неравномерно и в основном приурочены к границам зерен оливина. Для самых верхних горизонтов колонки характерны секущие клинопироксеновые прожилки мощностью до 10 мм (пробы 16-2 - 16-4).

Минеральный состав дунитов. Оливин довольно однороден. Его магнезиальность составляет 88-92 %. Наименее магнезиальные оливины (Mg# < 90 %) характерны для нижней части разреза и одной из проб (5-3) основания средней части. Наиболее магнезиальные оливины (Mg# до 92 %) развиты в средней и верхней частях разреза. Содержание CaO в оливине низкие (до 0,12 мас.%). Лишь в верхней части разреза, где появляются клинопироксеновые прожилки, уровень и вариации содержания CaO, заметно увеличиваются: 0,1-0,4 мас.% (рис. 4).

Акцессорные хромшпинелиды дунитов характеризуются высокой хромистостью - 44-63 %, сильно варьирующей магнезиальностью - 20-45 %, низкими содержаниями алюминия 3-12 мас.% (рис. 5). Выделяется два типа химической зональности зерен хромшпинелидов. Зональность первого типа - снижение к краям зерен содержания ульвошпинелевого минала в 1,4 раза при незначительных вариациях трех главных компонентов - проявлена только в нижней части разреза (пробы 17-2, 19-2 и 19-3). Зональность второго типа - частичное замещение Cr на Fe³⁺

Рис. 5. Диаграмма Al-Cr-Fe3+ для хромшпинелидов дунитов Гальмоэнанского массива. 1 - акцессорные хромшпинелиды дунитов верхней части разреза; 2 - акцессорные хромшпинелиды дунитов средней части разреза; 3 - акцессорные хромшпинелиды дунитов нижней части разреза; 4 - хромшпинелиды из хромититовых шлиров дунитов.

при возрастании содержания минала ульвошпинели в 1,5 - 2,3 раза - характерна для верхней части разреза. Средняя часть разреза характеризуется однородностью зерен хромшпинелидов при достижении максимального содержания минала хромита и минимального содержания минала ульвошпинели. Хромшпинелиды, слагающие хромитовые шлиры в средней части разреза, характеризуются наиболее высокой хромистостью (65-66 %) и высокой магнезиальностью (50-58 %) (рис. 5). В кристаллах хромшпинелидов в значительном количестве выявлены сингенетичные полиминеральные включения, сложенные диопсидом, флогопитом и оливином.

Минералы элементов платиновой группы. Хромититовые шлиры (пробы Г-17 и Г-5-3) содержат выделения изоферроплатины размером около 30 мкм, изредка до 5 мм. В крупных выделениях изоферроплатины развиты включения самородного осмия, минералов ряда лаурит-эрлихманит, ирарсита - IrAsS, куперита - PtS. Вокруг изоферроплатины развиты каймы сперрилита - PtAs₂ и тетраферроплатины - PtFe. Практически все выделения МПГ были обнаружены только в шлирах хромититов. Морфоструктурные характеристики встреченных выделений МПГ в коренном залегании, и их состав соответствовал характеристикам минералов "шлиховой платины".

Общую зональность (рис. 4) снизу вверх по разрезу (от центра дунитового ядра к периферии) можно интерпретировать следующим образом. Нижняя (внутренняя) часть разреза наименее рекристаллизована, с чем связано образование средне- и крупнозернистых полигональных структур в дунитах, развитие в дунитах реликтовых зерен оливина со значительным количеством структур распада. Первичный состав продуктов магматической кристаллизации отвечал более железистым составам оливина и более титанистым хромшпинелидам.

Дуниты средней части разреза испытали более интенсивную рекристаллизацию, что выразилось в широком проявлении порфирокластических структур. В средней части разреза наблюдается значительное очищение оливина от примесей рудных компонентов, что проявляется в его более высокой магнезиальности. Микровключения в оливине встречаются значительно реже. Для дунитов средней части разреза характерны скопления хромшпинелидов, обогащение отдельных участков укрупненными зернами хромшпинелидов, развитие прожилков и шлиров хромититов. Рекристаллизация привела к заметной гомогенизации зерен хромшпинелида, даже в случаях их укрупнения (пробы 5-1 и 16-6). В этой части разреза хромшпинелиды дунитов наиболее хромистые и наименее титанистые. Интенсивная рекристаллизация дунитов способствовала перераспределению ЭПГ и образованию крупных, россыпеобразующих выделений платиновых минералов.

Дуниты верхней (периферийной) части разреза испытали наиболее интенсивную рекристаллизацию с образованием порфирокластических структур переходных к милонитовым. Это сопровождалось интенсивным преобразованием дунитового тела: 1) образование многочисленных клинопироксеновых прожилков; 2) появление примеси CaO в оливине; 3) относительное обогащение внешних зон зерен хромшпинелидов Fe³⁺ и Ti. Преобразование дунитов в верхней части разреза, по всей видимости, обусловлено воздействием эволюционирующей магматической системы. Дуниты, как продукты ранней кристаллизации в относительно глубинной камере большого объема могли быть вынесены в твердопластическом состоянии в верхние коровые горизонты вместе с порцией остаточного расплава. По мере снижения температуры дунитового тела и расплава последний реагировал с периферийной зоной дунитового тела (верхняя часть разреза). Продолжающаяся кристаллизация остаточного расплава привела к образованию оливиновых клинопироксенитов, окаймляющих дунитовое тело. Такое объяснение предполагает синмагматическую природу высокотемпературных деформаций в дунитах.

Очевидно, что образование хромитовых шлиров, сопровождающих их МПГ, а также россыпеобразующих ксеноморфных выделений интерметаллидов платины и железа связано с процессами рекристаллизации дунитов. Наиболее раннее выделение рудных компонентов из дунитового материала наблюдается в наименее рекристаллизованных оливинах (проба 19-2) с образованием тонких ламеллей хромшпинелида и скелетных кристаллов хроммагнетита. В процессе рекристаллизации дунитов наблюдается очищение оливина от рудных примесей, выражающееся в увеличение его магнезиальности, огрублении структур распада твердого раствора с дальнейшим образованием тонкой вкрапленности отдельных кристаллов хромшпинелидов в оливине. При более интенсивной рекристаллизации происходит формирование акцессорных хромшпинелидов, крупных метакристаллов хромшпинелидов и хромитовых шлиров которые сопровождают наиболее значительные выделения МПГ.

Гальмоэнанский и Феклистовский массивы по своему геологическому строению, минералого-петрологическим и геохимическим характеристикам, в целом, схожи друг с другом. Оба изученных массива имеют следующие общие характерные черты:

1. Как Феклистовский, так и Гальмоэнанский дунит-клинопироксенит-габбровые массивы входят в состав островодужных комплексов складчатых областей.

2. Данным массивам свойственно концентрически-зональное строение - дуниты ядра окружены внешними зонами верлитов, оливиновых клинопироксенитов, клинопироксенитов.

3. Дуниты Феклистовского и Гальмоэнанского массивов являются кумулятами, сформировавшимися в процессе кристаллизации родоначальной магмы, близкой к пикритовому составу [Батанова и др., 1991, 1992; Землянухин и др., 1996].

4. Составы пород и слагающих их минералов Феклистовского и Гальмоэнанского массивов близки друг другу. Магнезиальность оливинов дунитов Феклистовского и Гальмоэнанского массивов изменяется в интервале 92-85 и 92-88 % Fo, соответственно. Содержание примесей в оливинах обоих массивов достаточно близкое. Хромшпинелиды изученных массивов зональны и на треугольной Al-Cr-Fe³⁺ диаграмме образуют достаточно компактное поле точек в области ферриалюмохромита, алюмоферрихромита и хроммагнетита. Для них характерен общий тренд понижения хромистости и магнезиальности.

5. Породы Гальмоэнанского и Феклистовского массивов имеют однотипную платиновую геохимическую специализацию. Уровни концентрации Pt для дунитов двух массивов примерно одного порядка. В дунитах Феклистовского массива содержание Pt варьирует от 0,01 до 0,12 г/т, в шлирах хромититов - до 27,33 г/т. Cреднее содержание Pt в дунитах Феклистовский массива составляет (n = 12) 0,03 г/т (с учетом данных Землянухина [1995]). В дунитах Гальмоэнанского массива количество Pt варьирует от 0,02 до 0,10 г/т, в дунитах обогащенных хромшпинелидами - до 0,70 г/т, в шлирах хромититов до 1,30 г/т и более. Среднее содержание платины в дунитах Гальмоэнанского массива составляет около (n = 13) 0,06 г/т [Мочалов и др., 2002]. По содержанию Pt в дунитах Феклистовский и Гальмоэнанский массивы близки другим дунит-клинопироксенит-габбровым массивам мира [Волченко и др., 1986, 1999; Иванов, 1986; St. Louis еt. al., 1986; Tistl, 1994].

6. Феклистовский и Гальмоэнанский массивы продуцируют платинометальные россыпи иридисто-платинового типа. Коренными источниками россыпей являются дуниты.

Вместе с тем, существуют ряд различий между Феклистовским и Гальмоэнанским массивами:

1. Различные площади выходов на поверхность дунитов в современном эрозионном срезе. Для Гальмоэнанского массива площадь дунитов составляет более 25 км², тогда как для Феклистовского - всего около 6 км².

2. Разная степень рекристаллизации дунитов. Дуниты Феклистовского массива по сравнению с дунитами Гальмоэнанского массива характеризуются низкой степенью рекристаллизации. Их отличительная черта - практически повсеместное проявление в оливинах структур распада; акцессорные хромшпинелиды проявлены в виде тонкораспыленной вкрапленности в дунитах, скопления акцессорных хромшпинелидов и шлиры хромититов крайне редки. Дуниты Гальмоэнанского массива рекристаллизованы значительно интенсивнее и, как следствие этого, они характеризуются более высокой степенью очистки оливина от примесей рудных компонентов, значительным развитием акцессорных и шлировых хромшпинелидов, развитием крупных выделений МПГ и т.д. В общем, дуниты Феклистовского массива близки Гальмоэнанским слаборекристаллизованным дунитам нижней части разреза.

На основании вышеизложенных фактов сформулировано второе защищаемое положение: незначительный россыпеобразующий потенциал Феклистовского массива определяется меньшей степенью рекристаллизации дунитов относительно массивов, являющихся источниками крупных россыпных месторождений