Ю. А. Волченко, В. А. Коротеев

Институт геологии и геохимии УрО РАН

koroteev@igg.uran.ru

 

 

Уральский тип коренных месторождений платиновых с осмистым иридием руд впервые был выделен Н. К. Высоцким в 1913 г., а позднее детализирован А. Н. Заварицким, А. Г. Бетехтиным, С. А. Кашиным и другими исследователями. Эти руды, связанные с дунитовыми членами габбро-пироксенит-дунитовых комплексов Платиноносного пояса Урала, считались ранее достаточно однородными образованиями. В результате исследований последних лет авторами на основе минералого-геохимических и структурно-геологических критериев выделены три подтипа проявлений платины, различающихся степенью связи феррихромшпинелидов и платины; морфологией, крупностью и составом выделений платины; составом ферри-хромшпинелидов и оливина; положением в структуре комплексов (табл.).

На основе исследования равновесных парагенезисов основных сосуществующих минералов дунитов и хромит-платинометальных руд (хромшпинелидов, оливинов, платины) в зональных мафит-ультрамафитовых комплексах Среднего и Северного Урала, установлена гетерогенность рудовмещающих дунитов и полигенность платинометальных руд уральского типа. Наряду с наиболее распространенными ординарными (фоновыми) дунитами, образование которых происходило в магматической стадии формирования зональных комплексов, существуют другие, возникающие на постмагматической стадии преобразования под воздействием флюидов и деформаций, в условиях перманентно падающих температур, давлений, изменений состава флюида. Установлено, что содержание рассеянной платины в фоновых дунитах очень низкое (от 5–10 до 50–70 мг/т). В расположенных среди них тонкополосчатых хромитоносных дунитах и сегрегационных хромитовых шлирах со следами пластического течения, максимальные содержания платины 200 мг/т, а состав хромшпинелида в них аналогичен составу акцессорных хромшпинелидов фоновых дунитов.

Таблица

 

Среди ординарных дунитов с закономерными вариациями геохимического поля по платине и платиновым металлам, впервые выявлены парные (негативные и позитивные) геохимические аномалии по платине и установлена стандартная мегазональность дунитовых тел: фоновый дунит – негативная геохимическая аномалия – позитивная геохимическая аномалия (хромит-платиновое рудное тело). Все крупные хромит-платинометальные концентрации и сопряженные негативные ореолы в дунитах связаны с узлами и зонами хрупких деформаций, определяемыми тремя направлениями структурных элементов: субмеридиональным, субширотным, северо-западным. В целом, структуры платиноворудных полей аппроксимируются планами поздних, постпластических хрупких деформаций дунитовых тел.

Установлена зональность в размещении разновозрастных и контрастных по структурно-морфологическим и вещественным характеристикам подтипов хромит-платинометальных руд. В апикальной части дунитовых тел проявлен хромитовый подтип иридиево-платиновых руд, формирующий многочисленные небольшие по размерам и разобщенные гнездообразно-струеобразные и штоко-трубообразные тела с сечением от 6–10 до 15–20 м². Они сложены богатыми рудами (содержащими от 5–50 до 100–500 г/т и более Pt) пятнисто-петельчатой и брекчиевидной текстуры. В периапикальных частях дунитовых тел находятся маломощные (до 1–2 м) протяженные (до 200–300 м) зоны каемчатых четковидных жил с пятнисто-прожилково-вкрапленной и полосчатой текстурами – дунитовый подтип платинометальных руд. Cодержание платины в этих рудах от 1–5 до 10–20 г/т. В периферических частях дунитовых тел, зонах контакта с перекрывающими клинопироксенитами, присутствуют маломощные (до 1–2 м) и короткие (до 3–8 м) жильные тела клинопироксенит-пегматитов (дунит-пегматитов) с хром-титаномагнетитовыми и палладиево-платиновыми рудами типа P-unit, содержащими от 3–10 до 20–30 г/т платины и палладия и обладающими вкрапленно-петельчатыми, сидеронитовыми и брекчиевидными текстурами – пегматитовый подтип руд.

Постмагматическая эволюция рудовмещающих дунитов и платинометальных руд при формировании трех различных подтипов прослеживается по направленной закономерной смене равновесных парагенезисов главных сосуществующих минералов: хромшпинелидов, оливинов, платины.

Для хромитового подтипа руд характерны минералы наиболее высокотемпературного парагенезиса: высокохромистые предельно магнезиальные хромшпинелиды (содержание Cr₂O₃ – 51–56 мас. %, cодержание MgO – 12–16 мас. %); наименее железистые оливины
(Fa – 4–7 мол. %, при этом микровключения оливина в хромшпинелидах фиксируют и более низкую железистость – 2.5–3.7 мол. %, содержание СaO в оливине минимальное 0.18–0.23 мас. %), наиболее иридистая изоферроплатина и тетраферроплатина. Последняя имеет концентрации иридия от 2.0 до 10.5 мас. % (в среднем 4.0 мас. %), содержит мелкие и тонкие выделения иридия и платинистого осмирида, морфологически похожие на продукты распада твердых растворов иридия и осмия в платине.

Данные по составу главных минералов платиновых металлов в месторождениях хромитового подтипа свидетельствуют о том, что в процессе рудоотложения происходит существенное уменьшение иридиевости платины (от 8 до 2 мол. %) и возрастание содержаний железа и цветных металлов в ней (S неблаг. примесей/S благ. примесей с 4 до 12 ат. %). Типохимизм платины заключается в устойчиво повышенном содержании иридия при крайне низких примесных количествах меди и, особенно, никеля. Установлено относительно равномерное распределение всех минералообразующих компонентов, включая железо, иридий, медь, никель. Платина в рудах хромитового подтипа присутствует в виде вкрапленности рассеянных зерен размером от 50–100 микрон до сотен микрон, максимально до 1–2 мм, а также гнездообразных скоплений размером 2´ 5 мм и прожилков мощностью до 0.5 мм и длиной до 3–5 см. Выделения платины чаще всего цементируют рудообразующий хромшпинелид, реже включены в силикатный цемент руд, сложенный оливинами, хлоритами, слюдами, серпентинами и карбонатами. Они имеют ксеноморфную, сложную угловатую, крючковатую и ветвистую формы. Установлена вкрапленность зерен платины в поздних хлоритовых гнездах и прожилках. В катаклазированных и хлоритизированных зернах хромшпинелида постдеформационные прожилки и выделения платины, размером 300´ 20 мкм и 130´ 40 мкм соответственно, секут не только трещины катаклаза, но и прожилки цементирующего их хлорита. Гранулометрический анализ платины, на основе изучения 100 зерен, показал, что 60 % из них имеют крупность от 400 до 1000 мкм и более, 20 % – от 100 до 400 мкм, и лишь 20 % зерен имеют крупность менее 100 мкм.

Таким образом, для руд данного подтипа наиболее характерна крупная и средняя по размерам ксеноморфная платина. В целом, особенности формирования хромитового субтипа платиновых руд определялись не только относительно маловодным составом рудообразующего, предположительно метан-водородного, флюида и более высокими температурами (высокое и предельное насыщение иридием железо-платиновых твердых растворов, широкое присутствие свежего оливина в цементе руд), но и высокими скоростными характеристиками процесса его разгрузки в ограниченных объемах, что зафиксировалось в образовании трубчатых рудных тел с часто встречающимися брекчиевидными текстурами хромит-платиновых руд.

Дунитовый подтип. Для хромит-платиновых руд установлено сонахождение в едином парагенезисе умеренно-хромистых и умеренно-магнезиальных хромшпинелидов (содержание Cr₂O₃ – 48–52 мас. %, содержание MgO – 9–12 мас. %), более железистого оливина (Fa 7–8 мол. %, микровключения оливина в хромшпинелидах фиксируют более низкую железистость– 3.9–4.4 мол. %, содержание CaO в оливине – 0.23–0.33 мас. %), менее иридистой тетраферроплатины и изоферроплатины (содержание иридия 0.5–2.5 мас. %, в среднем 1.5 мас. %). Присутствуют мелкие и тонкие выделения иридосмина, осмия самородного и лаурита.

Данные по составу основных минералов платиновых металлов в месторождениях дунитового подтипа свидетельствуют, что в процессе рудоотложения происходит дальнейшее существенное уменьшение иридиевости платины (от 2 до 0.5 ат. %) и возрастание содержаний неблагородных примесей в ней (S не благ. прим./S благ. прим. с 11 до 40 ат. %). Типохимизм платины заключается в устойчиво низком содержании иридия при высоком содержании меди и повышенном, резко варьирующем содержании никеля. Изучение распределения основных минералообразующих компонентов (Pt, Fe, Ir, Cu, Ni) по профилям в десятках отдельных минеральных зерен малоиридистой тетраферроплатины размером от 50´ 50 до 400´ 400 мкм показало их равномерное распределение, однако установлено, что содержания меди и никеля в них резко изменяются от зерна к зерну даже в пределах одного отдельного образца.

Платина в рудах присутствует в виде мелких и тонких идиоморфных рассеянных зерен, очень редко их гнездообразных скоплений размером до 2х4 мм. Кристаллические зерна ее заключены в катаклазированных хромшпинелидах и силикатах, находятся возле хлорит-серпентиновых обособлений и тонких трещин катаклаза, часто пересекая и цементируя их без каких-либо следов последующих деформаций и смещений. Редко более крупные (200–400 мкм) также идиоморфные кристаллические зерна и сростки кристаллических зерен платины включены в силикатный цемент руд, либо находятся на контактах хромшпинелидов и силикатов. Цепочечные агрегаты зерен платины встречены и за пределами рудных тел в рудовмещающих дунитах на расстоянии 1–1.5 см от серпентиновых кайм.

Особенностью этих руд являются серпентиновые каймы зеленовато-желтого и фисташкового цвета мощностью от 2–5 до 20–50 мм и многочисленные тонкие (0.1–0.2 до 1–2 мм и более) серпентин-брусит-карбонатные прожилки, подчеркивающие катаклаз и брекчированность платиноносных зон. Вещество прожилков имеет кремово-белый и серовато-белый цвет, придающий рудным концентрациям седоватый оттенок (“седые платиновые руды”). Ориентировка прожилков различная – от перпендикулярной, косой диагональной до параллельной контактам хромит-платиновых жил и обособлений. Протяженность их небольшая (0.5–5 cм), однако встречены прожилки общей протяженностью до 10–15 см и более, пересекающие пары сближенных хромит-платиновых жил с каймами, и продолжающиеся далее в виде выклинивающихся тонких трещин в рудовмещающих дунитах.

Силикатный цемент руд дунитового подтипа сложен серпентинами, хлоритами, карбонатами, флогопитами, амфиболами, клинопироксенами, а также редкими зернами сульфидов железа и никеля. Свежий оливин в цементе руд и каймах отсутствует.

Гранулометрический анализ платины, проведенный на основе изучения 400 зерен показал, что 83 % из них относятся к классу крупности менее 400 мкм, при этом две трети из них имеют крупность менее 100 мкм, то есть, флотационную крупность. Таким образом, для руд дунитового подтипа наиболее характерна мелкая и тонкая по размерам идиоморфная платина.

В целом, особенности формирования дунитового подтипа платиновых руд определялись относительно более низкими температурами, более водным составом поликомпонентного мантийно-корового флюида, эволюционировавшего в сторону обогащения СО_2. Это сопровождалось резким увеличением окисленности рудообразующей системы, возрастанием степени насыщенности флюидосодержащими включениями и гидратации рудообразующих минералов. Источником рудного вещества при этом были как сами дуниты, так и глубинные флюиды.

Для платинометальных руд пегматитового подтипа характерны минералы относительно наиболее низкотемпературного парагенезиса: наименее хромистые и наименее магнезиальные (Cr₂O₃ 22–28 мас. %, MgO 4–7 мас. %), наиболее железистые и титанистые (FeO 56–65 мас. %, TiO₂ 2–3 мас. %) хромтитаномагнетиты, наиболее железистые оливины (Fa 8–9 мол. %; содержание CaO 0.49–0.56 мас. %), наименее иридистые палладистая тетраферроплатина и палладистый туламинит с высокими содержаниями меди, никеля и примесями ртути (Ir от 0.5 до 1.8 мас. % в среднем 1.0 мас. %, Pd в среднем 3.9 мас. %, Cu в среднем 10.8 мас. %, Ni в среднем 1.0 мас. %, Hg 2.9 мас. %), в ассоциации с амальгамами платинисто-палладистой меди.

Данные по составу основных минералов платиновых металлов в месторождениях пегматитового подтипа свидетельствуют о том, что при формировании руд этого подтипа происходит дальнейшее уменьшение иридиевости платины и туламинита от 1.5 до 0.3 ат. % при высоком содержании неблагородных примесей в них (S неблаг. прим./S благ. прим. от 6 до 26 ат. %). Типохимизм тетраферроплатины и туламинита заключается в крайне низком содержании иридия при высоком содержании палладия и, особенно, меди, что позволило впервые выделить новый для Урала парагенезис платиновых минералов: палладистая тетраферроплатина, палладистый туламинит, амальгамы платинисто-палладистой меди. Выделения платиновых и палладиевых минералов в рудах имеют сложное пятнистое и зональное строение с неравномерным распределением всех минералообразующих компонентов: платины, палладия, меди, железа, ртути. Сложные ксеноморфные, пластинчатые зерна и кристаллические сростки зерен платины с периферии обрастают палладиевыми фазами и амальгамами,
а также имеют каймы из самородной меди.

Около 1.5 % фаз в рудах сложены сульфидами и арсенидами цветных металлов и продуктами их изменения, содержащими ощутимые примесные количества платины, палладия и родия. Выявлен арсенид никеля типа маухерита, содержащий до 6 мас. % платины, до 1 мас. % палладия и до 1 мас. % иридия. В амальгамах платинисто-палладистой меди установлены повышенные и высокие концентрации иридия (от 1 до 5 мас. %).

Цемент платинометальных руд пегматитового подтипа сложен клинопироксеном, амфиболом, оливином, хромтитаномагнетитом, апатитом с включениями пирротина, пентландита, халькопирита, пирита, cамородной меди. Зерна минералов платиновых металлов чаще имеют одно-двух фазное строение, но иногда состоят из сростков трех-четырех минеральных фаз различного состава. Платиновые и платиносодержащие фазы имеют размеры от 10–15 до 20–40 мкм и более (до 100 мкм), и включены в различные силикатные минералы, хромтитаномагнетит и сульфиды цветных металлов.

Гранулометрический анализ платины руд пегматитового подтипа на основе изучения 75 извлеченных зерен показал, что 87 % из них относятся к классам крупности менее 100 мкм, 11.5 % к классу крупности от 100 до 400 мкм, и лишь 1.5 % к средним и крупным классам более 400 мкм. Таким образом, для платинометальных руд пегматитового подтипа наиболее характерна ксеноморфная тонкая и пылевидная платина.

Густовкрапленно-петельчатая, сидеронитовая и пятнисто-брекчиевидная текстуры хромтитаномагнетитовых руд, находящихся в прифронтальных и фронтальных частях клинопироксенитовых жил, наличие многочисленных останцов дунитов с явными следами замещения в них акцессорного хромшпинелида хромтитаномагнетитом и оливина клинопироксеном, характерная повышенная вкрапленность сульфидов железа и цветных металлов, маломощные (до 5–10 мм) каймы гидратации дали основание связывать образование рудоносных хромтитаномагнетит-клинопироксенитовых жил с процессами метасоматоза на пневматолит-гидротермальной стадии рудогенеза.

Таким образом, палладиево-платиновые хромтитаномагнетитовые руды в пироксенит-пегматитовых жилах среди ординарных дунитов не могут рассматриваться в качестве аналога, а тем более генотипа пироксенитовых палладиевых руд Урала, но дают представление о заключительных наиболее низкотемпературных процессах, протекавших на платиновых месторождениях уральского типа и сопровождавшихся образованием ртутьсодержащей палладистой тетраферроплатины, ртутьсодержащего палладистого туламинита и разнообразных амальгам платинисто-палладистой меди. Представленные материалы свидетельствуют о последовательном и закономерном снижении способности к россыпеобразованию от хромитового подтипа к пегматитовому подтипу руд. В целом, формирование и преобразование платинометальных руд уральского типа (хромитовый подтип – дунитовый подтип – пегматитовый подтип), являющихся визитной карточкой дунитовых массивов Платиноносного пояса Урала, происходило в рамках постмагматических стадий их эволюции.