«ХРОМИТИТЫ И ПЛАТИНОМЕТАЛЛЬНАЯ МИНЕРАЛИЗАЦИЯ В ОФИОЛИТАХ ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ВОСТОЧНОГО САЯНА (ОСПИНО-КИТОЙСКИЙ И ХАРАНУРСКИЙ МАССИВЫ) ...»

Федеральное государственное бюджетное учреждение наук

и

Института геологии и минералогии им.В.С. Соболева

Сибирского отделения Российской академии наук (ИГМ СО РАН)

На правах рукописи

КИСЕЛЕВА Ольга Николаевна

ХРОМИТИТЫ И ПЛАТИНОМЕТАЛЛЬНАЯ МИНЕРАЛИЗАЦИЯ В

ОФИОЛИТАХ ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ВОСТОЧНОГО САЯНА

(ОСПИНО-КИТОЙСКИЙ И ХАРАНУРСКИЙ МАССИВЫ)

Специальность 25.00.11 – геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения

ДИССЕРТАЦИЯ

на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Научный руководитель д.г.-м.н. С.М. Жмодик НОВОСИБИРСК

ОГЛАВЛЕНИЕ

Условные обозначения

ВВЕДЕНИЕ

Глава 1. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Глава 2. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ВОСТОЧНОГО

САЯНА 2.1 История исследования геологического строения, вещественного состава и формационного анализа Ильчирского офиолитового пояса 2.2 Геологическое строение

Глава 3. МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ

ХРОМИТОВЫХ РУД 3.1 Минералогия хромитовых руд 3.2 Химические особенности рудных хромшпинелидов и ассоциирующих с ними оливинов 3.3 Геохимические характеристики хромитовых руд Глава 4. ГЕОХИМИЯ ЭЛЕМЕНТОВ ПЛАТИНОВОЙ ГРУППЫ 4.1 Распределение ЭПГ в ультрабазитах и редковкрапленных хромитовых рудах 4.2 Распределение ЭПГ в различных структурно-текстурных типах хромитовых Оспино-Китойского и Харанурского массивов 4.3 Корреляционный анализ 4.4 Кластерный анализ

Глава 5. ПЛАТИНОМЕТАЛЛЬНАЯ МИНЕРАЛИЗАЦИЯ В ХРОМИТОВЫХ РУДАХ

5.1 Минералогия ЭПГ в хромититах Северной ветви 5.2 Минералогия ЭПГ в хромититах Южной ветви

Глава 6. ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ ПАРАМЕТРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ХРОМИТИТОВ

И ЭВОЛЮЦИЯ ПЛАТИНОМЕТАЛЛЬНОЙ МИНЕРАЛИЗАЦИИ В ОФИОЛИТАХ

ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ВОСТОЧНОГО САЯНА

6.1 Модели образования хромититов в альпинотипных гипербазитах 6.2 Оценка состава родоначальных расплавов по рудным хромшпинелидам 6.3 Температуры оливин-шпинелевого равновесия в рудных хромшпинелидах 6.4 Фугитивность кислорода 6.5 Условия и механизмы формирования хромититов 6.6 Механизмы формирования минералов элементов платиновой группы в хромититах 6.7 Последовательность формирования парагенезисов МПГ в хромититах

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

ПРИЛОЖЕНИЕ I

ПИЛОЖЕНИЕ II

ПРИЛОЖЕНИЕ III

МПГ – минералы платиновой группы ЭПГ – элементы платиновой группы Al# = 100(Al/(Al+Cr+Fe3+)) - глиноземистость Cr # = 100 (Cr/(Cr+Al+Fe3+)) - хромистость Fe3+# = 100(Fe3+/(Cr+Al+Fe3+)) – железистость по содержанию трехвалентного железа Mg# = 100(Mg/(Mg+Fe2+)) - магнезиальность F # = 100(Fe2+/(Mg+Fe2+) – железистость F – степень частичного плавления IPGE – тугоплавкие платиноиды Ir группы (Os, Ir, Ru) PPGE – легкоплавкие платиноиды Pt группы (Rh, Pt, Pd) Os° - самородный осмий (содержание Os > 85 мас.%) Ru° - самородный рутений (содержание Ru > 90 мас.%)

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность исследования.

Несмотря на значительное число исследований, проведенных в течение последних десятилетий, условия и механизмы, с помощью которых концентрируются и фракционирут элементы платиновой группы(ЭПГ) изучены недостаточно. Причины связи высоких концентраций ЭПГ с хромититами обсуждаются во многих работах, но по-прежнему в процессах концентрировании и дифференциации ЭПГ не ясна роль: химического состава хром-шпинелидов, времени и процессов образования хромититов с минералами платиновой группы (МПГ), геологических процессов и геодинамических обстановок, а также физико-химических условий формирования хромититов, содержащих ЭПГ. В настоящее время признается, что офиолиты представляют собой фрагменты океанической литосферы и офиолитовые ассоциации являются реперами важных геологических процессов формирования складчатых областей (Колман, 1979;

Добрецов, Зоненшайн, 1985; Зоненшайн, Кузьмин, 1993 и др.). Исследования офиолитов позволяют охарактеризовать магматические суб-океанические глубинные процессы, а формирование подиформных хромититов (podiform chromitite) с МПГ является одним из важных процессов, происходящих в мантии и отражающих физико-химических условия и эволюцию мантии (Leblanc, 1991; Ahmed et al., 2009). Хром-шпинели, во многих случаях, подверглись изменениям, которые могут быть использованы в качестве надежного петрогенетической индикатора для оценки первичной литологии мантии, даже в сильно серпентинизированных ультрамафитах (Liipo и др, 1995). В то же время, ЭПГ являются потенциальным геохимическим монитором глубинных процессов, происходящих в мантии (Naldrett, 1981; Garuti etal., 1997).

Распределение ЭПГ в хромититах и связанных гипербазитах отражает петрологическую природу и эволюцию мантийного источника, из которого они были получены. Наличие примесей в твердых растворах собственно платиновых минералов, обилие их полиминеральных срастаний дают возможность оценить эволюцию многокомпонентных платинометалльных систем в мантийных и коровых условиях. В настоящее время имеются аналитические возможности, в частности сканирующая электронная микроскопия с термополевой эмиссией, для выявления тонких минералогических и микроструктурных особенностей МПГ, изучения очень мелких (микро- и наноразмерных) зерен МПГ, микроструктурных взаимотношений между соединениями ЭПГ в полифазных агрегатах.

По современным представлениям существует три различных процесса ответственных за распределение и фракционированиеЭПГ в офиолитовых породах, это – парциальное плавление, магматическое фракционирование и гидротермальное изменение (Leblanc, 1991). Считается, что первые два процесса являются наиболее эффективными, а гидротермальное воздействие приводит к незначительному перераспределению ЭПГ.

Данных о распределении и минералогии ЭПГ в офиолитах юго-восточной части Восточного Саяна очень немного (Жмодик и др., 2000; 2008; Орсоев и др., 2001; Киселева и др., 2012; 2014а, б), несмотря на то, что реставрация геологических условий, геодинамических обстановок и возрастных рубежей формирования океанических магматических комплексов Восточного Саяна находятся в фокусе геодинамической эволюции Центрально-Азиатского складчатого пояса (Геология и метаморфизм… 1988; Геология и рудносность…, 1989; Жмодик и др., 2008;

Кузьмичев и др., 2012).

Оспино-Китойский и Харанурский массивы являются крупнейшими гипербазитовыми проявлениями «нижнего комплекса» Ильчирской офиолитовой ассоциации Восточного Саяна. В пределах этих массивов выявлено большое количество разномасштабных рудопроявлений хромититов, содержащих платинометалльную минерализацию. История исследования геологического строения, вещественного состава и формационного анализа уходит корнями в предыдущее столетие. Изучение геологии и петрографии гипербазитовых массивов Восточного Саяна с 1916–55 гг. было связаны с поисками асбеста В.Н. Лодочниковым, Н.Д. Соболевым, А.Г.

Гокоевым. К настоящему времени достаточно детально изучены геология, минералогия, петрология и геохимия Оспино-Китойского, Харанурского и Улан-Сарьдагского массивов.

Несмотря на хорошую изученность геологического строения региона, геохимическую характеристику гипербазитов, вмещающих хромититы, до настоящего времени не проводилось систематического исследования хромитовых руд большинства рудопроявлений рассматриваемых массивов (химический состав рудных хромшпинелидов) и, особенно, геохимии ЭПГ и платинометалльной минерализации, которая тесно связана с хромититами. Именно этими обстоятельствами обусловлена актуальность проведенного исследования, объектом для которого стали хромитовые руды юго-восточной части Восточного Саяна (Оспино-Китойский, Харанурский, Улан-Сарьдагский, Дунжугурский участки).

Цель работы: проведенных исследований являлось установление формы рудных тел и структурно-текстурных разновидностей хромитовых руд, минералого-геохимических особенностей и физико-химических параметров формирования хромитовых руд и связанной с ними платинометалльной минерализации в офиолитах юго-восточной части Восточного Саяна.

Выявить участки распространения, геологическое строение, формы рудных тел и структурно-текстурные разновидности хромититов юго-восточной части Восточного петрохимических и геохимических особенностей хромитовых руд Северной и Южной ветвей офиолитов юго-восточной части Восточнго Саяна;

Установить распределение и минеральный состав элементов платиновой группы (ЭПГ) в хромититах Северной и Южной ветви офиолитов юго-восточной части Восточного Оценить физико-химические условия (Р-Т-f (O2)) формирования минеральных ассоциаций (равновесий) в хромититах Северной и Южной ветви офиолитов юговосточной части Восточного Саяна.

Геодинамические обстановки формирования хромититов Северной и Южной ветви офиолитов юго-восточной части Восточного Саяна.

Фактический материал и методы исследования

Работа основана на результатах изучения хромитовых руд из гипербазитов ОспиноКитойского и Харанурского массивов Верхнеонотского офиолитового пояса Восточного Саяна. В основу диссертационной работы положены материалы, полученные автором при полевых и камеральных исследованиях 2009 - 2013 гг., а так же фактический и аналитический материал сотрудников лаборатории геохимии благородных и редких элементов и экогеохимии и научного руководителя доктора геол. - мин. наук С.М. Жмодика.

В процессе исследований было проанализировано 60 проб пород, изучено 89 шлифов, аншлифов, 77 образцов на полированных пластинках и цементированных препаратах тяжелой фракции из 28 образцов пород. Изучение вещественного состава руд и особенностей, вмещающих гипербазитов проводилось петрографическим и минераграфическим методами. Геохимическое изучение хромитовых руд на микроэлементы, Au, Ag и редкие элементы проводились с использованием атомно-абсорбционного, ИСП АЭС методов (Аналитический центр ИГМ СО РАН). Содержание ЭПГ определялось атомно-абсорбционным методом (Аналитический центр ИГМ СО РАН); пробирно-масс-спектрометрическим методом с индуктивно связанной плазмой и с предварительным пробирным концентрированием и использованием Ni штейна в качестве коллектора; а так же кинетическим (Os), кинетическим фотометрическим с предварительным сорбционным концентрированием (Ir) методами (ЦНИГРИ, Москва). Определение химического состава и изучение структурных особенностей рудных и силикатных минералов проводилось методами рентгеноспектрального микроанализа на установке «Camebax-Micro» и сканирующей электронной микроскопии (лаборатория рентгеноспектральных методов ИГМ СО РАН).

Защищаемые положения:

Хромититы Северной и Южной ветвей офиолитов юго-восточной части Восточного Саяна имеют бимодальные химические характеристики, выделено два типа хромититов. Хромититы I типа сложены среднеглиноземистыми хромшпинелидами и представлены как в Северной, так и в хромшпинелидами и представлены только в Северной ветви офиолитов.

Для хромититов характерно наличие двух типов распределения элементов платиновой II.

группы. Первый тип – (Os-Ir-Ru) (IPGE – Ir, Ru, Os – тугоплавкие ЭПГ) с выраженным фракционированием легкоплавких ЭПГ (PPGE – Pd, Pt, Rh); второй тип – (Pt-Pd) с незначительным фракционированием легкоплавких ЭПГ. Для хромититов I типа выявлен (Os-IrRu) тип распределения ЭПГ; в хромититах II типа присутствует как (Os-Ir-Ru), так и (Pt-Pd) типы распределения ЭПГ. Имеются различия и в минералогии ЭПГ Северной и Южной ветвей офиолитов. В хромититах I типа минералы платиновой группы (МПГ) представлены системой (Os-Ir-Ru) – (твердые растворы Os-Ir-Ru состава), осмий, лаурит, осарсит-руасит-ирарсит, рутенарсенид; в хромититах II типа МПГ представлены системой [Os-Ir-Ru-Pt-Rh±Pd] изоферроплатина, руарсит-ирарсит-платарсит, гарутит, закаринит, толовкит, Rh2SnCu).

Минералогические, микроструктурные особенности и минеральные ассоциации МПГ III.

отражают последовательность формирования парагенезисов МПГ в хромититах: 1) – твердые растворы Os-Ir-Ru состава, лаурит RuS2 образовались на магматической высокотемпературной стадии, сингенетично с хромитами, в верхнемантийных условиях; 2) – сульфоарсениды, арсениды (Os, Ir, Ru) образуются под воздействием остаточных S, As содержащих флюидов на постмагматической стадии; 3) соединения ЭПГ отвечающие составу: Os°, Ir-Ru, Ru°, Pt-Cu-Fe-Ni, Ir-Ni-Fe и т.п. образуются в результате ремобилизации ЭПГ при процессах десульфуризация, деарсенизация ранних МПГ, под воздействием восстановленных флюидов; 4) соединения ЭПГ с As, Sb, Sn возникают при смене восстановительных обстановок на окислительные, совместно с арсенидами никеля, феррихромитом, хроммагнетитом.

Научная новизна и практическое значение работы Впервые проведен сравнительный анализ хромититов в Северной и Южной ветвях офиолитов юго-восточной части Восточного Саяна. Изучены геохимические особенности ЭПГ во всех структурно-текстурных разновидностях хромититов. Проведено детальное изучение минерального состава хромитовых руд, платинометалльной минерализации и определены формы хромшпинелидов, распределении ЭПГ и платинометалльной минерализации в Северной и Южной ветвях офиолитов. Установлено, что платинометалльная минерализация в хромититах Cеверной ветви представлена системой (Os-Ir-Ru-Rh-Pt), а в хромититах Южной ветви - (Os-Ir-Ru). Впервые в исследованных хромититах были обнаружены уникальные зональные относительно низкотемпературные кристаллы и зерна Os-Ir-Ru состава и предложена модель их образования.

Исследованы микроструктурные особенности взаимоотношений высокотемпературных и низкотемпературных соединений ЭПГ в мономинеральных и полифазных агрегатах. Проведена оценка роли флюидов при мобилизации и перераспределении ЭПГ. Намечены основные стадии образования минералов платиновой группы в хромититах.

Результаты работы могут быть использованы для оценки рудоносности (хромитоносности, платиноносности) Оспино-Китойского и Харанурского массивов. Изучение зависимости содержания ЭПГ от петрохимических особенностей хромитовых руд, их минерального состава, степени измененности хромититов, минеральных форм нахождения ЭПГ дает важную информацию при оценке перспективности платиноносности хромитовых руд. Определение форм нахождения ЭПГ, морфологии и взаимоотношений МПГ является важной информацией для разработки технологических процессов, связанных с извлечением платиновых металлов, в особенности это касается тугоплавких платиноидов (Os, Ir, Ru), из хромититов.

Апробация работы По теме диссертации опубликовано 11 печатных работ. Основные положения диссертации опубликованы в рецензируемых журналах: «Известия Иркутского государственного университета» (2012, T. 5) и «Геология и геофизика» (2014, №.2). Научные результаты публиковались и докладывались на всероссийских и международных научных концеренциях и периодических научных изданиях: XLVII Международная научная студенческая конференция «Студент и научно-технический прогресс» (Новосибирск, НГУ, 2009); Всероссийская петрографическая конференция (Томск, 2009); Третья международная конференция «Ультрабазитбазитовые комплексы складчатых областей и связанные с ними месторождения» (Екатеринбург, 2009); Шестнадцатая научная молодежная школа «Металлогения древних и современных океанов – 2010; Рудоносность рифтовых и островодужных структур» (Миасс, 2010); XVII Всероссийская научная конференция «Уральская минералогическая школа-2011» (Екатеринбург, 2011); IV международная конференция и III молодежная школа-семинар (Улан-Удэ, 2012); Всероссийское совещание посвященного 95-летию со дня рождения академика Л.В.Таусона (Иркутск, 2012); IV Всероссийская научно-практическая конференция, посвященная 40-летию Геологического института СО РАН (Улан-Удэ, 2013); 12-ый интернациональный платиновый симпозиум (Екатеринбург, 2014).

Объем и структура работы Диссертация состоит из введения, шести глав, заключения, списка литературы и трех приложений. Общий объем работы 222 машинописных страниц, в том числе 48 рисунков, таблиц. Список литературы состоит из 213 наименований.

Благодарности Автор выражает искреннюю благодарность научному руководителю д.г.-м.н. Жмодику С.М.

за помощь в проведении исследований, ценные консультации при подготовке публикаций, и советы при подготовке диссертации, Н.Д. Толстых, Ф.П. Леснову за предоставленную литературу, ценные советы и критические замечания, А.С. Гибшеру за неоценимую помощь при подготовке геологической главы, Л.В. Агафонову за помощь при подготовке препаратов и консультации по минералогии ЭПГ, Цимбалист В.Г., Хлестова М.В. за проведение аналитических анализов сложных для аналитики хромитовых руд, Е.В. Айриянц за критические замечания и помощь в оформлении работы. Полевые исследования проводились вместе с научным руководителем д.г.м.н С.М. Жмодиком и сотрудниками лаб.№ 216 Д.К. Беляниным, И.С.Кириченко, а также ГИН (Улан-Удэ) Б.Б. Дамдиновым, им также выражается признательность за помощь при полевых исследованиях.

ГЛАВА 1. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Для решения задач, поставленных в диссертационной работе, использовался комплексный подход. Были изучены различные текстурно-структурные разновидности хромитовых руд:

редковкрапленные, средневкрапленные, густовкрапленные и сплошные.

Каменный материал, положенный в основу работы, был отобран в 2009, 2012 и 2013 гг автором совместно с сотрудниками лаборатории геохимии благородных и редких элементов и экогехимии, под руководством Жмодика С.М. Коллекция образцов 1997, 1998, 2002 гг любезно предоставлена научным руководителем д. г.-м. н. Жмодиком С.М.

Для геологической характеристики хромитовых рудопроявлений и вмещающих их гипербазитов использовались: литературные данные, полевые отчеты геологических экспедиций, собственные полевые наблюдения.

С целью изучения структурно-текстурных разновидностей хромитовых руд, их вещественного состава и взаимоотношений минералов в хромититах и хромсодержащих породах было изготовлено: шлифы – 89 шт, аншлифы – 60 шт, полированные пластинки - 77 образцов и цементированные препараты тяжелой фракции – 28 образцов. Препараты тяжелой фракции изготавливались путем отмывки крупнообъемных проб (1‚5 кг) до черного шлиха, шлих выкладывался в форму и заливался компаундом, затем эти шашки использовались для исследования химического состава хромшпинелидов и других рудных минералов, и минералогии элементов платиновой группы.

Исследование вещественного состава руд, вмещающих гипербазитов, проводилось петрографическим (шлифы) и минераграфическим (аншлифы) методами, с использованием поляризационного микроскопа Polam Jenaval, МИН-9, и AXIO Scope. A1 (Zeiss). Фотографии образцов руд и гипербазитов в шлифах и аншлифах выполнены цифровым фотоаппаратом, установленном на микроскопе AXIO Scope. A1 (Zeiss).

Для проведения ряда геохимических исследований, из представительной коллекции структурно-текстурных разновидностей хромитовых руд различных участков были отобраны пробы весом от 1‚5 кг. Пробы дробились, истирались на виброистирателе, для достижения равномерности распределения элементов проводилось квартование проб. Геохимические исследования в основном проводились в Аналитическом центре ИГМ СО РАН, Новосибирск.

Микроэлементный состав (в г/т): Ni, Co, Mn, V, Cu, Zn, Sr определялся атомноабсорбционным количественным методом НСАМ № 155-ХС-1 (Методика НСАМ № 155-ХС-1, 2006), в Аналитическом центре ИГМ СО РАН (аналитик Галкова О.Г.) – 48 проб.

Редкие элементы (примеси) P, Sc, Ti были определены на атомно-эмиссионном спектрометре с индуктивно-связанной плазмой (ИСП-АЭС) IRIS Advantage (США) (аналитик Нечепуренко С.Ф, ИГМ СО РАН). Редкоземельные элементы (La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu), Y; литофильные Sr, Rb, Cs, Ba; высокозарядные Zr, Hf, Ta, Nb определялись на атомноэмиссионном масс-спектрометре высокого разрешения с индуктивно-связанной плазмой ELEMENT (Германия) (аналитик - к.х.н. Николаева И.В., ИГМ СО РАН). Разложение проб хромитовых руд в растворы выполнено Галковой О.Г. (ИГМ СО РАН). Всего проанализировано 20 проб.

Для установления картины распределения благородных элементов в различных структурнотекстурных разновидностях были проведены определения концентраций этих металлов.

Определение микроконцентраций благородных металлов (ЭПГ, Au, Ag) является сложной задачей аналитической химии, поскольку требуются точные определения концентраций порядка n*10-6– n*10-8 %. В хромитовых рудах определение благородных металлов имеет ряд сложностей: низкие концентрации этих элементов, неравномерность распределения ЭПГ, Au, Ag в рудах и, определенную сложность составляет процесс разложения проб хромитовых руд.

В настоящее время для определения благородных элементов используют комбинированные физико-химические, кинетические методы (Гусев, Иванов, 1973; Пятницкий, Сухин, 1975;

Золотов, 1977, 2003).

Определение концентраций проводилось экстракционно-атомно-абсорбционным методом по методике НСАМ № 237-С; Ag определялся пламенно-атомно-абсорбционным методом НСАМ № 130-С (Методика НСАМ № 237-С, НСАМ № 130-С, 2006). Атомноабсорбционный метод определения золота и серебра удачно объединяет в себе возможность надежных замеров аналитического сигнала с так называемой «мокрой химией» (Прайс, 1976).

Анализы проведены в Аналитическом центре ИГМ СО РАН (аналитик Ильина В.Н.) – 45 проб Для определения содержаний ЭПГ в различных структурно-текстурных разновидностях хромитовых руд использовался комплекс методов:

1) Pt, Pd, Rh, Ru, Ir, Os - атомно-абсорбционный метод на спектрофотометре фирмы PerkinElmer модель 3030 с атомизатором HGA – 600 и коррекцией фона на основе эффекта Зеемана, в условиях оптимальных для максимального аналитического сигнала с устойчивой воспроизводимостью. Анализы проводились в Аналитическом центре ИГМ СО РАН (аналитик к.х.н Цимбалист В.Г). Проанализировано 45 проб.

Для оценки сходимости результатов полученных методом атомной абсорбции, в Аналитическом центре ЦНИГРИ (Москва) аттестованными методиками были проанализированы 20 проб (аналитик Пучкова Т.В.).

2) Au, Pt, Pd, Rh - пробирно-масс-спектрометрический с индуктивно связанной плазмой с предварительным пробирным концентрированием, с использованием Ni штейна в качестве коллектора (методика СТП ЦНИГРИ 2-ПМС-08);

Os, Ru – кинетический метод (методика НСАМ № 393-Х) концентрированием (методика НСАМ № 490-Х).

результатами, полученными кинетическим и пробирно масс-спектрометрическим методами, выявлено, что по содержанию Pt, Pd, Rh сходимость результатов удовлетворительная (табл. 4.1).

Метод атомной абсорбции дает устойчиво завышенные концентрации Ir, чем кинетический фотометрический метод. Но максимальное завышение концентраций при сравнении дал Os, что вероятно обусловлено недостаточной чувствительностью метода атомной абсорбции к этому элементу. С другой стороны, определение Ir, Os кинетическим методом обнаружило высокую корреляцию содержания этих элементов (рис.1.1). Это позволило оценить содержание Os в пробах руд, проанализированных атомно-абсорбционным методом.

Определение химического состава и изучение структурных особенностей хромшпинелидов, минералов платиновой группы (МПГ), сульфидов, сульфоарсенидов, арсенидов Ni, Fe проводилось методами рентгеноспектрального микроанализа на установке «Camebax - Micro»;

методом сканирующей электронной микроскопии на микроскопах: 1) Oxford SEM JEO1430 VP EDX, аналитики к.г.-м.н. Титов А.Т., Хлестов М.В.; 2) Tescan-MIRA 3 LMU, аналитик Хлестов М.В., с энергодисперсионной приставкой для количественного анализа Inca-Energy в лаборатории рентгеноспектральных методов анализа ИГМ СО РАН.

Для оценки температур, установившихся оливин-шпинелевых твердофазных равновесий, были использованы хромшпинелиды, в которых степень окисления железа измерена с помощью мессбауэровской спектроскопии (ягр-спектроскопия), поскольку это является одним из важных условий достижения корректности геотермометрии и оценки редокс-состояния хромшпинелидов (Чащухин и др., 2007). Из измельченных образцов хромититов были отобраны монофракции хромшпинелидов. Мессбауэровское исследование проб хромшпинелей выполнено на спектрометре СМ2201 при постоянном ускорении в геометрии пропускания при комнатной температуре. Эффективная толщина образцов составляла 10 мг/см2 железа в естественной смеси изотопов, что соответствует приближению тонкого поглотителя. Обработка экспериментальных данных выполнена с использована программа Univem-4 (НИИ Физики Ростовского госуниверситета). Работы выполнены в Центре коллективного пользования «Геоаналитик», Институт Геологии и Геохимии им. ак. А.Н. Заварицкого, Екатеринбург; исполнители: н.с.

Миронов А.Б., н.с. Галахова О.Л.

Аналитическая обработка полученных данных проводилось с использованием программ:

Exсel, Statistica 6.0 (статистическая обработка данных), Origin (графические построения).

Цифровая обработка карт проводилась с использованием программы Corel Draw 10.

ГЛАВА 2. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ

ВОСТОЧНОГО САЯНА

2.1 История исследования геологического строения, вещественного состава и формационного анализа Ильчирского офиолитового пояса Оспино-Китойский и Харанурский ультраосновные массивы расположены в юго-восточном (Оспино-Китойский) и северном (Харанурский) обрамлении Гарганской «глыбы».

Изучение геологии и петрографии гипербазитовых массивов Восточного Саяна с 1916–55 гг. были связаны с поисками асбеста В.Н. Лодочниковым, Н.Д. Соболевым, А.Г. Гокоевым (Лодочников, 1936). Н.Д. Соболевым были описаны рудопроявления асбеста и других полезных ископаемых и даны геологическая и петрографическая характеристики пород Тункинских и Китойских альп (Соболев, 1934, 1940). Первые детальные исследования геологического положения и петрографии Оспинского массива, а также стратиграфии вмещающих толщ были проведены в 1934–40 гг. М.Ф.

Шестопаловым, А.С. Ивановым (Шестопалов, 1938). В 1952–54 гг. Оспинский массив изучали И.В. Белов, М.В. Богидаева (Богидаева, 1961). В конце 50 – начале 60-х гг. в районе распространения гипербазитов Ильчирского комплекса Бурятским геологическим управлением проводились геолого-съемочные работы. Картирование массивов и изучение ряда рудопроявлений с 1959–64 гг. проводилось исследователями: Р.С. Замалетдиновым, Н.Ф. Певченко, И.С.

Якшиным, А.С. Сутуриным, В.В. Левицким, В.А. Ананьиным, В.А. Лобовым и др. В результате этих работ были воссозданы общая тектоническая схема региона, стратиграфическое расчленение вмещающих толщ и выяснены особенности магматизма (Сутурин, 1978). Ультрабазитовые и габброидные тела в то время рассматривались как интрузивные или протрузивные образования, относимые к двум самостоятельным комплексам венд-нижнекембрийского возраста (Арсентьев, 1960; Глазунов и др., 1971; Лодочников, 1941; Обручев, 1942). Результаты геологопетрографического изучения гипербазитов были обобщены в работе Г.В. Пинуса, Ю.Н. Колесника (Пинус, Колесник, 1966). В 1964-1965 гг. на Оспинском и Улан-Сарьдагском массивах О.М.

Глазуновым были проведены поисково-оценочные работы на хромит. Была дана геохимическая характеристика пород, выделены рудные зоны, рассмотрены генетические вопросы, связанные с хромититами (Сутурин, 1978). В настоящее время согласно последним работам Добрецова Н.Л., Хаина Е.В. установлено, что ультрабазитовые и габброидные тела находятся в аллохтонном залегании и являются вместе с дайковым комплексом и вулканитами членами нарушенной офиолитовой серии. Офиолиты слагают нижний покров, тектонически залегающий на породах автохтона (Добрецов и др., 1985; Федотова, Хаин, 2002). В диссертационной работе Анциферовой Т.Н. приводится комплексная геолого-петрографическая и минералого-геохимическая характеристика и роль деформационных преобразований для Оспинского и Улан-Сарьдагского гипербазитовых массивов. Геологические, петрографические и геохимические данные свидетельствуют о реститовой природе гипербазитов Оспинского и Улан-Сарьдагского массивов (Добрецов и др., 1985; Анциферова, 2006).

Несмотря на хорошую изученность геологического строения региона, геохимическую характеристику гипербазитов, вмещающих хромититы, до настоящего времени не проводилось систематического исследования хромитовых руд всех рудопроявлений рассматриваемых массивов (химический состав рудных хромшпинелидов), в особенности это касается геохимии ЭПГ и платинометалльной минерализации, которая является сопутствующей в хромититах. Авторами впервые получены представительные данные в полном объеме характеризующие химические особенности рудных хромшпинелидов, распределения ЭПГ в ультрабазитах и хромитовых рудах;

ЭПГ минерализации, микроструктурным особенностям МПГ, что позволило получить более полное представление о генезисе и эволюции рудно-магматической системы рассматриваемых массивов.

2.2 Геологическое строение 2.2.1 Тектоническое районирование Юго-восточную часть Восточного Саяна слагают структурно-вещественные комплексы Гарганской, Ильчирской и Окинской структурно-формационных зон. Они входят в состав южного складчатого обрамления Сибирской платформы (рис. 2.1). Гарганская структурно-фациальная зона (Гарганская глыба) является северным фрагментом Тувино-Монгольского докембрийского массива (Хубсугул-Дзабханского палемикроконтинента (Беличенко и др., 1988). Фундамент массива представляет собой антиформную структуру и выполнен метаморфическими породами и гранитоидами в виде отдельных небольших гранито-гнейсовых куполов, обрамленных биотитовыми плагиогнейсами и мигматизированными роговообманковыми амфиболитами.

Гранитоиды, связанные с метаморфическимим породами, относят к китойскому комплексу. Чехол Гарганской глыбы представлен иркутной (монгошинской) свитой позднерифейского возраста, которая сложена преимущественно карбонатными, терригенно-карбонатными и грубообломочными породами и вторичными кварцитами по карбонатным породам. На юге Гарганская зона граничит с Ильчирской структурно-формационной зоной. По мнению ряда исследователей, метаморфические толщи фундамента глыбы представляют собой автохтон с сорванным чехлом, перекрытым аллохтонными образованиями покровов, частично сохранившимися в межкупольных синформах (Добрецов и др., 1985; Федоровский и др., 1995;

Хаин и др., 1999). Аллохтон представлен толщами Ильчирского покрова, офиолитами Верхнеонотского покрова, а также остатками осадочных толщ Боксонской серии. В пределах Гарганской зоны широко распространены интрузии тоналит-трондьемит-дацитовой ассоциации Сумсунурского и Холбинского комплексов с возрастом 790 - 815 млн.лет (Кузьмичев, 2004) Рис. 2.1. Фрагмент геологической карты Восточного Саяна [1:200 000] по (Геология и рудоносность, 1989), с добавлениями точек отбора проб.

Условные обозначения: 1 – четвертичные отложения, 2 – базальты, 3 – конгломераты, песчаники, сланцы, 4 – малассовая формация, 5 – осадочно-вулканогенная (окинская), 6 – осадочно-вулканогенно-толеитовая (S-D); барунгольская свита: 7 – существенно карбонатная с вулканитами, (8‚10) – вулканогенно-осадочная карбонатная: 8 – толеит-базальтовая карбонатная, 9 – туфосланцевая карбонатная, 10 конгломератовидная; харанурская свита: 11 – доломит-известняковая фосфатоносная, 12 – кремнисто-карбонатная (O-S), 13 – известняководоломитовая; 14 – верхнешумская граувакковая песчано-сланцевая; 15 – ильчирская свита песчано-сланцево-карбонатно-флишоидная; 16 – иркутная свита известняково-доломитовая;

17 – офиолитовая формация: а) ультрабазиты, б) олистостромы, в) габбро; 18 – гнейсовомигматитовая; 19 – плагиоплейрогнейсовая мигматит-гранитовая (Ar); 20 – нерасчлененные граниты; 21 – диорит плагио-граниты; 22 – гранитоиды; 23 – разрывные нарушения; 24 – участки хромитовых рудопроявлений: 1 – Харанурский, 2 – Зун-Оспинский, 3 – г.Харьх, 4 – Ильчирский, 5 – Хушагольский, 6 – г.Улан-Сарьдаг.

На врезке I – положение Харанурского массива, II – положение Оспино-Китойского и УланСарьдагского массивов.

Толщи аллохтона Ильчирской структурно-формационной зоны представленны серией тектонических чешуй, сложенных породами офиолитовой ассоциации, вулканогенно-сланцевыми толщами (Оспинская пластина), полимиктовым серпентинитовым меланжем и доломитами (Хушагольская пластина). Они занимают значительную площадь между выходами фундамента юга Сибирской платформы и структурно-вещественными комплексами Хубсугул-Дзабханского палеомикроконтинента. В них наиболее отчетливо фиксируется деформации нескольких тектонических этапов. В роли автохтона выступают отложения чехла микроконтинента - вендкембрийские карбонатные и терригенно-карбонатные толщи боксонской серии, а также доломиты и известняки предположительно ордовикско-силурийского возраста (Геология и метаморфизм..., 1988).

Окинская структурно-формационная зона на северо-западе граничит с Восточно-Тувинской, а на юге – с Боксон-Сархойской и Гарганской структурно-формационными зонами. Она состоит из двух частей, граница между которыми проходит по Тисса-Шебеликскому надвигу (Геология и рудоносность…, 1989). В северной части данной структурно-формационной зоны распространены венд-кембрийские карбонатные толщи. В южной – вулканогенные и вулканогенно-осадочные толщи. Первоначально карбонатные толщи северной части рассматривались в качестве монгошинской свиты верхнего протерозоя. После установления их венд-кембрийского возраста (Рощектаев и др., 1983) часть исследователей стала ограничивать Окинскую структуру областью к югу от Тисса-Шебеликского надвига (Геология и рудоносность…, 1989).

Боксон-Сархойская структурно-формационная зона, расположеная южнее Окинской зоны и западнее Гарганской, выпонена верхнерифейскими вулканогенными и осадочными толщами сархойской серии и венд-кембрийсими карбонатными толщами боксонской серии, а также красноцветными терригенно-карбонатными отложениями, продположительно ордовикского возраста (Федотова, Хаин, 2002).

2.2.2 Общие черты геологического строения Ильчирского офиолитового пояса Ильчирский офиолитовый пояс входит (по Кузьмичеву, 2004) в состав офиолитового комплекса Дунжугурской островной дуги. Он включает в себя следующие породы офиолитовой ассоциации: ультрабазиты, ультраосновные породы переходного кумулятивного комплекса, габброиды, диабазы дайкового комплекса, базальтоиды, турбидиты с силами и олистостромовые (черносланцевые) толщи. По сути, офиолитовый покров сложен несколькими чешуями, разделенными зонами серпентинитового меланжа. В данной работе объектами исследований выбраны два ультрабазитовых массива: Оспино-Китойский и Харанурский. Породы офиолитовой ассоциации, а также стратифицированные толщи входят в состав аллохтонов, представленных в виде тектонических пластин (Геология и метаморфизм…, 1988; Федотова, Хаин, 2002).

Ильчирский офиолитовый пояс образует две ветви (северную и южную), обрамляющие образования Гарганской «глыбы» (см. рис. 2.1.). Северная и Южная офиолитовые ветви прослеживаются практически на 200 км и сочленяются в районе Оспино-Китойского массива, образуя северную и южную пластины с вулканогенно-черносланцевой «перемычкой», представленной породами оспинской свиты. Офиолиты тектонически перекрывают метаморфические и осадочные толщи Гарганской «глыбы». Геологическое и тектоническое строение этого района подробно рассмотрено в ряде работ (Шестопалов, 1938; Добрецов и др., 1985; Геология и метаморфизм.., 1988; Федотова, Хаин, 2002 и др.).

2.2.3 Геологическое строение Оспино-Китойского и Харанурского массивов Оспино-Китойский и Харанурский ультраосновные массивы расположены в юго-восточном (Оспино-Китойский) и северном (Харанурский) обрамлении Гарганской «глыбы».

Оспино-Китойский массив общей площадью 200 км2 расположен на водоразделе рек Онота (Оспы) и Китоя (рис. 2.2). В плане он имеет форму крупного пластообразного тела, ориентирован субконформно субширотному простиранию Главного Саянского разлома. Начинается в верховьях р. Ара-Хушан-Жалга (лев приток ГорлыкГол) и протягивается на запад до долины р. Улзеты.

Массив состоит из двух сопряженных линзовидных тел, вытянутых в субширотном направлении.

Длина его составляет около 30 км, ширина 10-13 км. Гипербазитовые тела разъединяет вулканогенно-сланцевая толща с олистостромами ильчирской свиты. Массив сложен в основном дунитами, гарцбургитами, часто серпентинизированными и углеродизированными. Серпентиниты слагают внешнюю зону массива. Дуниты слагают центральные и более эродированные участки массива, постепенно сменяясь гарцбургитами (Сутурин, 1978). Гарцбургиты в основном развиты в кровле массива (голец Оспинский и г.Графитовая), хотя среди них отдельными пятнами встречаются дуниты. Преобладающее развитие дунитов отмечается в подошвенной части массива в районе г. Оспин-Улан-Сарьдаг (г.Хайрхан-Сардык). Гарцбургиты окаймляют дуниты и связаны с ними постепенными переходами. Среди неизмененных перидотитов наблюдаются трещиноватые зоны серпентинитов, ориентированные в широтном направлении, часто обуглероженные. Ширина серпентинитовых зон совпадает с шириной рассланцевания и дробленностью перидотитов. В гарцбургитах и дунитах широко распространены мелкие жилки пироксенитов (энстатититов) с четкими контактами между ними. Мощность жилок 2‚20 см, в ряде случаев среднезернистые жилки достигают 30‚50 см мощностью, приурочены к трещинам отдельности в гипербазитах.

Такие жилки слагаются очень крупными зернами ромбического пироксена. Пироксенитовые тела имеют широтное простирание с углами падения 50‚70° на северо-запад. Лерцолиты, верлиты, жильные пироксениты, чередующиеся с существенно оливиновой породой, развиты ограниченно.

Пространственно, породы с моноклинным пироксеном приурочены к ослабленным тектоническим зонам внутри массива, ориентированным параллельно удлинению массива, с этими зонами также связаны дайки и штоки габброидов.

Условные обозначения: 1 – четвертичные отложения; 2 – горлыкская свита, известняки, доломиты, песчаники; 3 – боксонская свита, конгломераты, песчаники; 4 – иркутная свита, мраморы, углеродистые сланцы, эффузивы; 5 – неоген-четвертичные базальты; 6 – гранитоиды нерасчлененные; 7 - перидотиты; 8 – дуниты; 9 – габброиды;

10 – серпентиниты; 11 – листвениты; 12 – гранито-гнейсы; 13 – тектонические нарушения (а – установленные, б – предполагаемые) Рис. 2.2 Геологическое строение Оспино-Китойского массива. Карта составлена по материалам Глазунова О.М. (Глазунов, 1981) с дополнениями А. А. Цыганкова.

На левом берегу р.Ильчир в тесной ассоциации с габброидами были отмечены крупнозернистые темно-зеленые диопсидиты, образующие зону субширотноориентированных жил. Мощность отдельных зон 10‚12 см. С удалением от тела габброидов суммарная мощность жил уменьшается. Участки между двумя жилками диопсидита нередко представляют собой лерцолит вследствии рассеивания диопсида среди минералов первичных пород (Сутурин, 1978).

Жильную фацию гипербазитов по кл. Змеевиковому и р.Ильчир отмечали и другие исследователи (Шестопалов, 1938; Богидаева, 1961). Г.В. Пинус (Пинус, Колесник, 1966) также указывал на пространственную связь их с габброидами. В большинстве случаев диопсидиты и вебстериты располагаются среди серпентинитов. М.Ф. Шестопаловым и А.С. Ивановым установлены жильные оливиниты (г. Оспин-Улан-Сарьдаг).

Южная линза массива представляет собой неправильное пластообразное тело, с юга она имеет тектонический контакт с известняками горлыкской свиты и падает под < 65‚70° на северосеверо-запад. Северный контакт южной линзы массива с вулканогенно-сланцевой толщей ильчирской свиты более крутой (70‚80°) с падением, аналогично южному контакту. Южная часть массива опущена по отношению к северной части. Это подтверждается широким развитием в ней процессов серпентинизации и наличием многочисленных ксенолитов вмещающих пород. То есть массив представляет собой две крутопадающие пластообразные линзы, разобщенные тонкой сланцевой перемычкой. Некоторую информацию о внутренней структуре массива дают элементы протополосчатости, выражающиеся в цепочечном расположении зерен хромшпинелидов в дунитах. Цепочки хромшпинелидов имеют субширотное простирание и падение на юг под углом 70‚78°. (Сутурин, 1978). Среди пород массива наблюдаются ксенолиты и целые пачки вмещающих его осадочных пород: углистых филлитов, сланцев, метадиабазов, известняков и др.

Ксенолиты вмещающих пород не несут следов воздействия ультраосновной интрузии. В южной части гипербазитового массива установлены все элементы офиолитовой ассоциации.

Широкое развитие в районе Оспино-Китойского массива имеют необычные для гипербазитов углеродсодержащие породы (Шестопалов, 1938; Богидаева, 1961; Пинус, Колесник, 1966; Коржинский, 1967; Савельева и др, 1998; Данилова, Данилов, 2001; Жмодик и др 2004, 2008). Эти породы встречаются в виде жил различной мощности (от 1 мм до 15-20 м), и в виде обуглероженных зон, в особенности эти образования распространены в районе г.Графитовой. Эти образования чаще приурочены к трещиноватым, раздробленным, нередко брекчированным малоизмененным гипербазитам, реже встречаются в серпентинитах. В большинстве случаев тела углеродистых пород образуют резкие контакты со вмещающими их гипербазитами. Кроме того обнаружены крупные глыбы брекчий ультрабазитов (1,5‚2 м) с большим количеством флогопита и флогопитсодержащих гарцбургитов в приконтактовых зонах с жилами хромититов (Шестопалов, 1938).

Метасоматические образования представлены: амфиболитами, нефритами, родингитами.

Значительным распространением пользуются тальк-карбонатные породы и листвениты. Тальккарбонатные породы, находящиеся внутри массива гипербазитов приурочены к зонам рассланцевания и трещиноватости и развиваются на контакте ультраосновных пород с кристаллическими сланцами, известняками, гранодиоритами, гранитами, гранито-гнейсами (Богидаева, 1961, Давыдов, 1990). Переход тальк-карбонатных пород к серпентинитам постепенный через карбонатизированные и отталькованные серпентиниты. Листвениты приурочены к тальк-карбонатными породам, рассеченных кварцевыми жилами. Они представляют собой околожильные ореолы в тальк-карбонатных породах. Кроме того, листвениты отмечаются на контакте гипербазитов с вмещающими породами и вдоль тектонических зон.

В некоторых серпентинитах (голец Оспинский, г.Графитовая) встречаются гранатсодержащие, пироксен-везувианые, хлоритовые, пироксен-гранатовые-клиноцоизитовые метасоматические породы. Они образуют жилообразные и линзообразные тела, а также слагают эндоконтактовые оторочки в жилах гранитоидов.

Харанурский массив расположен в северо-западном обрамлении Гарганской глыбы, в бассейне верхнего течения р. Урик от оз. Хара-Нур до устья р. Холбо (правый приток р. Урик).

Ширина массива 5,5 км, длина 12,5 км, общая площадь 33 км2. В плане массив образует вытянутое в субширотном направлении тело. Массив имеет форму «неправильно плоско-выпуклой линзы», резко расширяющейся к югу. Морфологию и пространственную ориентировку Харанурского массива определяют Холбын-Хайрханский и Улан-Сарьдагский разломы. Расположение в зоне сочленения обусловило неправильную форму массива с ответвлениями в направлении разломов (рис. 2.3). Северный Холбын-Хайрханский разлом отделяет гипербазиты от известняков и сланцев иркутной (монгошинской свиты). Он располагается согласно с простиранием вмещающих пород и прослеживается в виде узкой полосы дробленных серпентинитов и кварц-карбонатных пород, а также зон катаклаза в известняках. Южная Улан-Сарьдагская ветвь разлома состоит из двух разрывных нарушений. Северная наиболее мощная и выдержанная тектоническая зона отделяет породы иркутной (монгошинской) свиты от серпентинизированных перидотитов и сечет массив.

Представлено это нарушение мощной (до 150 м) зоной дробления серпентинизированных перидотитов. Зона падает на юго-запад под углом 40‚45°. Южное ответвление Улан-Сарьдагского разлома в русле р. Баруун-Холба разделяется на ряд мелких нарушений, которые рассекают или окаймляют массив с южной стороны. Падение зоны на юго-западном склоне г. Холбын-Хайрхан северо-восточное под углом 60°, а на юго-восточном склоне г. Улан-Хода – северо-западное (65‚70°) (Сутурин, 1978).

Массив сложен породами офиолитовой ассоциации, которые представлены дунитами, гарцбургитами. Темно-зеленые серпентинизированные гарцбургиты с пятнистыми выделениями магнетита слагают почти целиком вершины г.Улан-Хода, Холбын-Хайрхан.

Серпентинизированные дуниты, гарцбургиты занимают северный, северо-восточный и восточный склоны г.Холбын-Хайрхан и левый борт рек Баруун-Холбо, Холбо. В центральной части массива распространены пятнистые желтовато-зеленые серпентиниты с округлыми реликтовыми зернами оливина. Серпентиниты без реликтовых минералов располагаются в западной части массива, его южном и северном контактах. Небольшие линзы дунитов встречены на северном склоне г.УланХода. Отличительная черта этих дунитов – крупнозернистость и высокая насыщенность рудной вкрапленностью (вторичного происхождения). Переходная от ультрабазитов к габбро зона представлена кумулятами – в основном вебстеритами вплоть до мономинеральных ортопироксенитов и клинопироксенитов. Отличительной особенностью кумулятивных пород является крупно- и грубозернистые структуры пород вплоть до пегматоидных. Переходная зона имеет ритмически-полосчатое строение, брекчевидный облик, обусловленный прорыванием кумулятивной серии многочисленными ветвистыми, разнообразной формы и мощности жилами габбро и габбро-пироксенитов (Геология и метаморфизм…, 1988).

Контакты массива в основном тектонические, только на восточном и южном склонах г.Холбын-Хайрхан отмечаются следы эндоконтактового метаморфизма. На расстоянии 50 м от контакта с вмещающими сланцами отмечается интенсивное преобразование сланцев, увеличивается зернистость пород, исчезает сланцеватость. Ультраосновные породы в зоне контакта представлены мелкозернистыми серпентинитами мощностью 1‚1,5 м (Пинус, Колесник, 1966). Зону контакта от слабо серпентинизированных гарцбургитов отделяет 20‚30 м. полоса серпентинитов с редкими зернами сульфидов. Вдоль западного эндоконтакта массива прослеживается мощная зона тальк-карбонатных и кварц-карбонатных пород, небольшое месторождение нефрита. Карбонатизированные серпентиниты, тальк-карбонатные и кварцкарбонатные породы особенно широко распространены в северо-западном эндоконтакте массива, полоса мощностью 300 м, и небольшое апогипербазитовое линзовидное тело на водоразделе р.

Хара-Жалга – оз. Хара-Нур, залегающих среди зеленых актинолит-хлорит-кварцевых сланцах Колесник, 1966). Метаморфические и гидротермальные породы представлены (Пинус, лиственитами. Карбонатизированные серпентиниты приурочены к оперяющим главные тектонические нарушения трещинам. Они пространственно связаны с лиственитами. Листвениты развиваются по гипербазитам, сланцам, известнякам. Иногда среди тальк-карбонатных пород (лиственитов) встречаются линзы незамещенных сланцев и известняков.

Условные обозначения: 1 – гнейсы и диафториты Гарганской глыбы; 2 – карбонатные толщи монгошинской свиты (NP2); 3 – ультрабазиты с меланжем; 4 – габбро и пироксениты офиолитов нерасчлененные; 5 – ильчирская свита с олистостромовыми горизонтами; 6 – островодужная вулканогенно-осадочная толща (оспинская свита); 7 – 9 – интрузивные образования субсунурского комплекса: 7 – габбро, диориты ранней фазы, 8 – диориты фазы II; 9 – тоналиты, плагиограниты; 10 – щелочные гранитоиды (PZ2-3); 11 – надвиги; 12 – стратиграфические контакты; 13 – прочие геологические контакты; 14 – фосфатоносные карбонатные толщи боксонской серии.

Рис. 2.3 Геологическая схема Харанурского массива. Составили Р.С. Замалетдинов, И.С.

Якшин, Н.Ф. Певченко, А.Н. Сутурин (Сутурин, 1978).

2.2.4 Геологическая характеристика хромитовых рудопроявлений В пределах рассматриваемых гипербазитовых массивов установлено большое количество разномасштабных рудопроявлений хромититов: Харанурское, Зун-Оспинское, Ильчирское, ХушаГольское, Горлык-Гол-Дабанжалгинское, Зун-Холбинское (г.Улан-Сарьдак) (рис. 2.1). ОспиноКитойский массив условно разделен на две части: северную (г. Оспин-Улан-Сарьдаг) и южную (голец Оспинский, г.Графитовая, г.Улан-Сарьдак). Хромитовое оруденение чаще приурочено к участкам серпентинизированных дунитов, реже гарцбургитов. Хромититы формируют как небольшие вытянутые тела, в пределах зон размером до 400х20м. (шлиры, гнездовые обособления), так и разрозненные участки, обогащенные вкрапленной хромшпинелевой минерализацией. Мощность хромитовых жилок варьирует от 1 до 25 см. Для шлировых разновидностей характерна постепенная смена хромитовой минерализации обычными породами.

Переходы от жил хромитов к вмещающим породам резкие, контрастные. Большая часть хромитового оруденения зафиксирована на Ильчирском и Зун-Оспинском участках, на остальных же рассматриваемых участках хромитовые руды занимают незначительный объем и обнаружены в незначительных количествах в аллювиально-деллювиальных свалах и отдельных глыбах. Краткое описание геологического строения нескольких рудных участков приводится по неопубликованным данным О.М. Глазунова.

В Северной ветви офиолитового пояса хромитовые рудопроявления установлены на Харанурском участке, г. Оспин-Улан-Сарьдак, верховья р. Зун-Оспа, водораздел Зун-Оспа-Ильчир и на Ильчирском участке (долина р.Ильчир, оз. Верхнее).

Пробоотбор хромититов Северной ветви проводился на Харанурском участке, в делювиальных свалах г. Хайрхан-Сардык (г.Харьх), в каре левого верхнего притока р. Зун-Оспа, в районе г. Оспин-Улан-Сарьдак (вершина в северной части Оспино-Китойского массива), на водоразделе Зун-Оспа – Ильчир и в долине р.Ильчир. Хромититы отобраны из свалов курумника.

Они представлены глыбами сплошного хромитита размером (25х15х10) см, жилами и шлирами в дунитах размером ширина 5‚15 см, длина варьирует от 20 см до 1 м.

Харанурский участок расположен в районе оз. Хара-Нур и приурочен к одноименному гипербазитовому массиву. Рудопроявления хромитита на площади массива развиты незначительно, в делювии. В северной части массива хромититы обнаружены в районе оз ХараНур в серпентинитах. В канаве «Байкалсамоцветы» вскрыты хромититы с различным содержанием хромита: редкая вкрапленность, тонкие «слои» (0,3‚1,5 см), «рябчиковые», густовкрапленные; небольшие жилы сплошных хромититов мощностью 10‚15 см, деформированные жилы мощностью 1‚2,5 см, шлиры хромититов мощностью до 2 см в обломках офита. Единственная жила хромитита в коренном залегании выявлена в 500 м от оз. Хара-Нур по направлению на г. Холбын-Хайрхан. В южной части массива в делювии 600 м по аз. 320° от вершины г. Холбын-Хайрхан в обломках обнаружены шлировые выделения хромита длиной 4‚ см, шириной 1‚2 см. В развалах глыб дунита – жила густовкрапленного хромитита протяженностью 2‚3 м, при мощности до 2 см, жила ориентирована в широтном направлении. В свалах обнаружены единичные обломки сплошного хромитита размером 3х5 см.

Зун-Оспинский участок расположен в верховье р. Зун-Оспа (правый приток Онота), г.ОспинУлан-Сарьдак. Основная площадь участка занята дунитами, меньше развиты перидотиты и серпентиниты (рис. 2.4). Встречаются вторичные неизмененные дуниты, отличительной их особенностью является почти полное отсутствие серпентинизации, лишь в некоторых случаях отмечаются небольшие прожилки хризотил-асбеста и корочки магнетита. В дунитах и гарцбургитах наблюдаются элементы протополосчатости в виде цепочечной вытянутости зерен хромшпинелидов. Азимут падения полос дифференциации и контактов массива составляет 200°, угол падения 40‚55°. С этим направлением совпадает интенсивная рассланцованность серпентинитов северной эндоконтактовой полосы и сланцев вмещающей рамы. Участок имеет блоковое строение, обусловленное наличием разрывных нарушений различной ориентировки.

Рис. 2.4. Геологическая схема участка Зун-Оспа.

Серпентиниты слагают краевую часть массива, либо фиксируют зоны повышенной трещиноватости. Наибольшей серпентинизацией характеризуются зоны широтного направления.

Наименее развиты зоны серпентинизации по тектоническим трещинам меридианального направления. В самих серпентинитах в свою очередь по трещинам развиваются более поздние жилки серпофита и примазки антигорита. По форме и текстурным особенностям хромитовых тел можно выделить:

(1) - Вкрапленные хромититы оконтуриваются в два линзообразных тела в серпентинитах или на границе дунитов и серпентинитов. Первая зона представляет собой линзовидное тело, на севере участка, протяженность его составляет около 300 м, при мощности около 20 м с постепенным выклиниванием. В породе хромшпинелиды рассеянны практически равномерно, часто зерна локализуются в линейные сегрегации с теми же элементами залегания. С возрастанием степени серпентинизации зерна размазываются, теряют свои очертания. Контуры зоны нечеткие, от северо-запада в юго-восточном направлении количество вкрапленников и размер зерен увеличиваются. Вторая зона представлена вкрапленной минерализацией. Она расположена в 70 м к юго-востоку от первой зоны. Простирается на 100 м, при мощности 5-10 м, затем вкрапленность хромита исчезает.

(2) - Жильные хромититы (рис. 2.5) развиты более широко, чем вкрапленные и залегают среди дунитов, реже перидотитов. Они приурочены к тектоническим трещинам широтного простирания. Северная рудная зона прослежена по отдельным обнажениям на 500 м, имеет мощность 5 м, с падением на юг под < 50‚60°. Зона состоит из серии параллельных разобщенных по простиранию кулисообразно расположенных и смещенных поперечными разрывами жил, и сопровождается многочисленными мелкими жилками. Она прослеживается на 15‚20 м, затем выклинивается, либо, сменяясь углистыми породами, либо срезаясь поперечными нарушениями.

Мощность жил в пределах зоны не больше 80 см, средняя мощность 20 см, расстояние между паралелльными жилками и прожилками 1‚2 м. Южная зона состоит из цепочек линз длиной от до 25 м и мощностью от 0,3‚1 м. Элементы залегания жил: азимут падения 200–220°, < падения 50‚60°.

Рис. 2.5 Жила сплошного хромитита в дуните (г.Хайрхан-Сардык) Несмотря на приуроченность тел хромититов к нарушениям различного направления, все тела имеют общие признаки:

а) контакты жил с дунитами четкие, но извилистые, с резкими изгибами жил; наблюдаются ответвления хромититов от основного тела в поперечном направлении и почти остроугольные ксенолиты;

б) в крупных жилах руды обычно сплошные с переходом к структурам «рябчикового» типа;

в тонких прожилках сплошные, на флангах заканчивающиеся бедной цепочеченой вкрапленностью;

в) насыщенность хромшпинелидов в жильном теле равномерная, без видимых следов дифференциации вещества и следов ориентированности зерен.

Ильчирский участок расположен в верхнем течении р.Ильчир. Южная часть сложена серпентинитами. В северном направлении серпентиниты постепенно сменяются гарцбургитами, затем дунитами. Границы между породами извилистые (рис. 2.6). Переход от дунитов к гарцбургитам плавный и фиксируется постепенным появлением ортопироксена. В дунитах, по цепочечному расположению хромшпинелидов, фиксируются следы протополосчатости, падающей на юг под < 30°. Кроме ультрабазитов и серпентинитов, в этом районе широко развиты метасоматизированные породы. В левом борту р. Ильчир (устье 1-го притока) наблюдаются коренные выходы следующих пород: метапесчаники с кварцевыми жилами и прожилками рудного магнетита, обохренные метасоматиты с прожилками сульфидов, тальк-карбонатные породы с содержанием фуксита 40‚50%, нефриты, родингиты, углеродизированные альбититы, диопсидиты. В районе оз. Верхнего, по левому борту р. Ильчир: встречаются темно-зеленые амфиболиты, тремолитизированные, слабо углеродизированные серпентиниты, известняки.

Хромитовые тела локализуются преимущественно в коренных выходах дунитов реже в гарцбургитах, а также их свалов. Выделяется несколько зон и ряд отдельных точек хромитовой минерализации. По форме залегания можно выделить три типа хромитовых тел:

Шлировый тип - линзы, шлиры хромита в серпентинитах на границе с гарцбургитами, приуроченные к тектоническим трещинам субширотного простирания. Основная концентрация рудных тел сосредоточена в Главной зоне (зона 1). Зона протягивается с запада на восток, затем прерывается на 700м, и далее постепенно выклинивается или сменяется тонкими прожилками магнетита. Три хромитовых линзы, приуроченные к тектонической трещине, располагаются цепочкой в центральной осевой части зоны. Эти линзы сопровождаются тонкими проводниками и шлирами. Вследствии блокового строения Главной зоны азимут падения жил изменяется в диапазоне 130‚190°, < падения 60‚70°. Хромитовые тела в пределах зоны прослеживаются в непрерывных обнажениях и по свалам на 100‚120 м, при мощности 0,1‚0,5 м. Расстояние между соседними жилами по простиранию достигает 70‚120 м и сложено серпентинитами с отдельными шлирами и редкой вкрапленностью хромита. Структура руд «рябчиковая», переходящая в сплошную. Вмещающая порода почти свободна от вкрапленников. К югу от главной зоны выделяется Южная зона (зона 2), общая протяженность которой составляет 250‚300 м. Внутри зоны отдельные жилы прослежены на 4‚5 м, при мощности не более 10 м каждая. Далее одни из них выклиниваются по азимуту 340°, < падения 80°, другие по азимуту 180°, < падения 60°. В промежутке между жилами пустые породы, без признаков рудной минерализации. По внешнему облику хромиты Главной и Южной зон не различаются между собой.

Рис. 2.6 Геологическая схема участка Ильчир Шлировидно-полосчатый тип. К северу от Карового (Верхнего) озера выделено 2 полосы хромитовой минерализации. Первая из них находится в 600 м к северу от Карового озера и характеризуется шлирововкрапленным типом. Зерна хромита в виде хорошо образованных октаэдров распределены равномерно и редко проявляют тенденцию к скучиванию. Вторая расположена на 700 м далее и несет преимущественно акцессорную минерализацию. По цепочечному расположению зерен хромшпинелидов обе полосы простираются по азимуту 290‚310°, < падения 30‚40°. Общая ширина шлировых полос по курумнику оценивается приблизительно на 50 м, длина не менее 300 м. По сравнению с вкрапленниками других участков, размер акцессорного хромита превосходит 0,5 см. Он имеет форму хорошо образованных октаэдров, распределенных равномерно. Лишь в восточной части этой зоны обнаруживаются сливные хромитовые руды, сопровождаемые богатыми шлировидно-вкрапленными обособлениями мощностью до 20 см и непрерывной протяженностью до 1 м. Для обеих полос характерна пространственная ассоциация с энстатититами и вторичными оливинитами, но в то же время наблюдается совпадение рудной полосчатости с полосчатостью дунита, обусловленной линейно-плоскостным расположением кристаллов пироксена.

Жильный тип представлен жильными хромитовыми телами. Этот тип выделен в левом борту р. Ильчир (зона 3). Жилы хромита локализуются преимущественно в коренных выходах дунитов, реже в гарцбургитах, местами серпентиниты имеют вкрапленность и желваки хромита и жилки, мощностью 0,5‚1,5 см. В основном хромитовые руды образуют шлировидно-вкрапленные обособления мощностью до 5‚20 см, протяженностью до 1‚7 м, местами достигают 30 м, и жилы густовкрапленных, сплошных руд. Мощность жил варьирует 0,2‚0,6 м, длина 1‚10 м. Хромит жил обладает сравнительно слабой раскристаллизацией с преобладанием сплошных структур. Азимут простирания жил 285‚290°. В хромитовых жилах местами наблюдаются разрывы со смещениями (правый сдвиг), направление плоскости сместителя 0°, угол падения 65‚70°, амплитуда сдвига 5‚20 см. Жилы приурочены к трещинам меридианального направления, по которым смещаются шлирово-вкрапленные и шлирово-полосчатые хромитовые тела, что свидетельствует об их более позднем образовании. С жильными и шлировыми телами хромититов ассоциируют небольшие тела бронзититов (Сутурин, 1978).

Ильчирский участок опробован в районе оз. Верхнего, вдоль левого и правого бортов р.Ильчир. Отобраны хромититы из: небольших прожилков 0,5‚1,5 см в серпентинитах; жил в дунитах (реже гарцбургитах) мощностью 10‚12 см (в раздувах 30‚40 см); в деллювиальных свалах в виде отдельных глыб (30х20х10) см и более мелких обломков густовкрапленных и сплошных хромититов.

В Южной ветви офиолитового пояса хромитовые рудопроявления установлены и опробованы в долине р.Хуша-Гол, вдоль бортов ее притоков: кл. Рудный (Банный), руч. Зеленый;

долине руч. Змеевиковый (приток р. Саган-Сайр); и в долине р.Горлык-Гол-Дабан-Жалга (приток р.Горлык-Гол) и на Зун-Холбинском участке (г.Улан-Сарьдак).

Хуша-Гольский участок (рис. 2.7) находится в южной части массива. По левому борту р.

Хуша-Гол наблюдаются аллювиально-деллювиальные свалы глыб дунитов, гарцбургитов, встречаются глыбы хромититов размером (25х30х60) см от редковкрапленных до сплошных. На всей площади участка распространены серпентиниты двух типов - массивные зеленые и сероваточерные, местами с порфировыми вкрапленниками бронзита. Цепочки бронзита иногда сгущаются и по простиранию переходят в жилы мощностью до 0,3‚0,4 м с четко выраженными контактами.

Второй тип серпентинитов занимает обычно наиболее высокие уровни массива. Среди серпентинитов встречаются небольшие по размерам ксенолиты известняков, а также узкие зоны тальк-карбонатных пород, пространственно совпадающие с зонами рассланцевания серпентинитов. Наиболее четко выражены трещины рассланцевания, составляющие оперение Горлык-Гольского разлома, который имеет субширотное простирание. С нарушением, почти на всем его протяжении совпадает долина кл. Рудного. Дизъюнктив является рудоконтролирующим.

Хромититы встречаются практически на протяжении 300 м. в аллювии кл. Рудного в виде обломков и глыб размером от (4х8х12) до (50х40х40) см, отдельные жилы в длину прослеживаются до 1,5 м (жила № 1, рис. 2.7). Хромитовая минерализаци локализуется в серпентинитах, образуют в основном сплошные, реже «рябчиковые» типы руд. Хромит средне-, крупнозернистый, размер зерен до 2 мм. Иногда встречаются глыбы, в которых наблюдается переход от редковкрапленным к густовкрапленным типам руд. Наблюдаются жилки хромита в глыбах, мощностью 5 см. Намечается определенная связь хромититов шлирового типа с пироксеном – приуроченность хромита к пироксену, изменение состава серпепентиновых жилок при пересечении хромита на пироксеновый. Повсеместно встречаются перемятые сплошные хромититы с зеркалами скольжения и примазками светло-зеленого офита. В темно-зеленых серпентинитах отмечаются жилы ярко-зеленого серпентинита (длиной 10‚12 см), в котором присутствуют обильные включения магнетита.

Контакты руд с вмещающими породами не установлены, вследствие большой мощности делювиальных отложений. Тем не менее, полная неокатанность глыб показывает, что их залегание остается почти не нарушенным и рудное тело круто падает на север. Его мощность, судя по размерам глыб около 1 м и протяженность около 300 м. К востоку руды не распространяются, а к западу на продолжении жилы находятся мелкие, но частые свалы хромита. К северу от условно выделенной жилы № 1, параллельно ей намечается вторая менее мощная жила протяженностью около 200 м и мощностью не более 10 см.

В долине р.Горлык-Гол-Дабан-Жалга густовкрапленные и сплошные хромититы встречаются в серпентинитах, деформированных серпентинитах. Хромититы отобраны в делювиальных сносах, в непосредственной близости от скальных выходов. Кроме серпентинитов на данном участке встречаются углеродизированные серпентиниты с жилками сульфидов, сагансайрские конгломераты, карбонатно-кварцевые листвениты, габбро с линзами, полосами, будинами сульфидизированных габбро, флогопитсодержащие ультраосновные породы.

На водоразделе руч. Зеленый – Озерный (притоки р. Горлык-Гол) в улеродизированных ультрабазитах Б.Б. Дамдиновым обнаружена хромитовая жила длиной 60 см и шириной 15 см, из которой была отобрана проба (ОК-162).

Из метасоматитов на данном участке установлены: альбит-калишпатовые мелкозернистые метасоматиты с сульфидами, деформированные тремолитизированные серпентиниты с сульфидами, листвениты, жилы нефрита, родингиты, диопсидиты. В районе Графитовой горки широко развиты углеродизированные серпентиниты, углеродизированные альбититы.

В долине руч. Змеевикового в ходе полевых работ 2012 г. хромититы установлены в глыбах курумных и деллювиальных свалов дунитов, гарцбургитов. В некоторых гарцбургитах наблюдаются жилки и прожилки пироксенитов (рис. 2.8, а). Жилы и прожилки густовкрапленных и сплошных хромититов в глыбах имеют мощность 5‚15 см, длина 50‚150 см (рис. 2.8, б, в).

Встречаются отдельные глыбы сплошных хромититов размером (40х30х25) см.

В курумных свалах наряду с ультраосновными породами широким распространением пользуются несколько разновидностей флогопитсодержащих пород в тесной ассоциации с метасоматизированными габброидами и брекчиями – обломки гарцбургитов и дунитов сцементированных биотит-флогопит-хлоритовой массой. Встречаются карбонатные метасоматиты, листвениты, углистые сланцы.

Рис. 2.7 Геологическая схема участка Хуша-Гол (по данным Глазунова О.М.) Рис 2. 8 а) жилки и прожилки пироксенита в гарцбургите, б) жила хромитита в гарцбургите, в) жилки густовкрапленного хромитита в дуните (долина руч. Змеевикового) 2.2.5 Структурно-текстурные разновидности хромитовых руд Все исследованные хромитовые руды представляют собой биминеральную породу, состоящую из силикатной и рудной части, в различных количественных соотношениях (табл. 2.1) (Киселева и др., 2012б):

Редковкрапленные мелкозернистые руды - содержание хромшпинелидов составляет 10 - %, размер зерен 0,2‚1 мм. Хромшпинелиды образуют отдельные субгедральные или эвгедральные зерна.

Средневкрапленные средне- и мелкозернистые - содержание хромшпинелидов составляет - 70 %, размер зерен 0,2 ‚ 2 мм, руды имеют полосчатую текстуру;

Густовкрапленные среднезернистые - содержание хромшпинелидов составляет 70 - 85 %, размер зерен 1 ‚ 5 мм, выделяются полосчатые, "рябчиковые", и однородные текстурные типы;

В «рябчиковых» хромититах и густовкрапленных рудах отдельные зерна хромшпинелидов имеют гипидиоморфный облик, в неделимых агрегатах зерна имеют ксеноморфный облик (прил.

II, рис.1а-е). Для данной разновидности характерна петельчатая микротекстура, обусловленная участками скопления агрегатов хромшпинелида, с каймой из оливиновых зерен. Размер зерен варьирует от 0,5x0,7 до 1,2x1,5 мм. В оливине встречаются включения хромшпинелидов округлой формы, размер таких включений составляет 0,1x0,45 мм (прил. II, рис. 1г).

Сплошные среднезернистые - содержание хромшпинелидов 85 - 95 %, размер зерен 1‚5 мм и изредка среди них встречаются крупнозернистые руды, с размером зерен > 5 мм, текстура руд однородная массивная.

Содержание хромшпинелидов (хшп) и структурно-текстурные особенности хромитовых руд вкрапленные вкрапленные Рис. 2. 9 Фотографии структурно-текстурных разновидностей хромитовых руд: а) – шлировидные обособления хромшпинелидов в дуните; б) жилка густовкрапленного хромитита в серпентините;

в) полосчатый средневкрапленный хромитит; г) тонкополосчатый средневкрапленный хромитит;

д) жила сплошного хромитита; е) "рябчиковый хромитит"; ж, з) сплошной хромитит.

Глава 3. МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ

ХРОМИТОВЫХ РУД

3. 1 Минералогия хромитовых руд Минералогические и химические особенности хромитовых руд и слагающих их хромшпинелидов будут охарактеризованы отдельно по каждому участку. Химические составы минералов хромитовых руд приведены в приложении I (табл. 14).

Все исследованные хромитовые руды представляют собой биминеральную породу, состоящую из силикатной и рудной части, в различных количественных соотношениях.

Главный рудный минерал – хромшпинелид. В проходящем свете окраска хромшпинелидов варьирует от насыщенного красно-бурого до коричневого цвета (более светлые хромшпинелиды имеют более глиноземистый состав), изотропен, часто наблюдаются красно-коричневые внутренние рефлексы.

Второстепенные рудные минералы в основном представлены аваруитом Ni3Fe;

сульфидами, сульфоарсенидами, арсенидами Ni, реже Fe, Pb, Ag. В большинстве хромитовых проб среди минералов тяжелой фракции установлены разнообразные минералы платиновой группы (МПГ), в ряде проб обнаружено Au°, Ag°. Подробная характеристика минералогического и химического состава второстепенных рудных минералов будет приведена ниже при описании хромититов каждого участка.

Силикаты представлены в основном оливином и вторичными продуктами изменения:

серпентин, хлорит, хромсодержащий хлорит (кеммерит), реже ортопироксен, клинопироксен, амфиболы, тальк. В средневкрапленных, густовкрапленых рудах силикаты в виде неправильных зерен и агрегатов, располагаются в межзерновых пространствах хромшпинелидов и по трещинкам в них.

3.1.1 Хромитовые руды Харанурского участка Для хромититов Харанурского участка характерно присутствие всех структурно-текстурных разновидностей (табл. 2.1). Структура хромитовых руд варьирует от мелкозернистой до среднезернистой, гипидиоморфная. Хромшпинелиды в рудах характеризуются различной степенью изменения. От слаботрещинноватых относительно свежих гипидиоморфных зерен и их агрегатов до интенсивно трещиноватых ксеноморфных зерен, в некоторых агрегатах зерен наблюдается определенная закономерность в ориентировке трещин. Вторичные изменения хромшпинелидов выражены в развитии феррохромита, магнетита и гематита.

Нерудные минералы представлены в основном серпентин-хлоритовым агрегатом и реликтами оливина (прил. II, рис. 1а-д), изредка энстатита (прил. I, табл.1). В некоторых хромититах, среди вторичных продуктов, преобладает хлорит-тальк-магнезитовый агрегат с реликтами клиноэнстатита (прил. II, рис. 1ж). Оливин большей частью имеет деформационные микротекстуры: трещиноватые, раздробленные, вытянутые зерна. Редко встречаются целые, ненарушенные, относительно свежие идиоморфные зерна оливина размером 0,5x1,3 мм.

Серпентин в хромититах встречаются двух видов - лизардит и антигорит. Кроме серпентина по оливину иногда наблюдается желтовато-коричневато-бурые вторичные продукты - иддингсит (боулингит). В одном образце установлен амфибол по составу отвечающий ферроантофиллиту (прил. I, табл.2).

Акцессорная минерализация в хромитовых рудах приурочена к серпентинит-хлоритовым участкам, в трещинах хромшпинелидов либо на периферии, на контакте с силикатной частью.

Среди акцессорных минералов установлены следующие минералы (табл. 3.1, прил.I, табл.3):

Химический состав акцессорных минералов в хромититах Харанурского участка (мас.%) Примечание: 1-10 – аваруит Ni3Fe; 11 – соединение состава (Fe-Ni-O); 12, 13 – хизлевудит Ni3S2;

14, 15 – пентландит (Fe, Ni)9S8; 16 – галенит PbS; 17 – орселит Ni5-xAs2. Анализы выполнены на сканирующем электронном микроскопе Tescan-MIRA 3 LMU, с энергодисперсионной приставкой для количественного анализа Inca-Energy, в лаборатории рентгеноспектральных методов анализа ИГМ СО РАН, аналитик Хлестов М.В.

Аваруит Ni3Fe самый распространенный среди акцессориев минерал. Образует выделения ксеноморфной формы размером 30‚100 мкм. Встречается в срастании с серпентином (прил. II рис. 1з). Некоторые зерна аваруита обрастают соединением состава (Ni-Fe-O). В аваруите встречаются включения пентландита (прил. II, рис. 1к) округлой формы, и микрочастицы ЭПГ.

Au0 обнаружено в форме микрочастиц размером 2‚5 мкм в двух пробах полосчатых хромитовых руд.

Сульфиды:

Пентландит (Ni, Fe)S в форме округлых включений в аваруите, размер включений составляет 10‚20 мкм;

Хизлевудит Ni(3±x)S2 в виде отдельных ксеноморфных выделений, размером 20‚30 мкм, находится в тесной ассоциации с серпентин-хлоритовым агрегатом;

Галенит PbS в виде очень мелких микрочастиц, размером 3 мкм в трещинах хромшпинелида.

Арсениды:

Орселит Ni-хAs образует ксеноморфные зерна в серпентините, хлорите и других вторичных силикатах, размер зерен 60‚100 мкм, местами замещает аваруит.

Сульфаты:

Барит BaSO в форме микрочастиц в трещине хромшпинелида, размер частиц 5 мкм.

Среди минералов тяжелой фракции хромититов обнаружены такие «экзотические» для ультрабазитов и хромититов минералы такие как: бадделиит ZrO2 – размер зерна 10 мкм; церианит (Ce,Th)O2 – 10 мкм; уранинит-торианит (U, Th)O2 - 20 мкм; монацит (Ce, La, Nd) [PO4] - 3 мкм.

Эти минералы встречаются в виде микрочастиц в пустотах и трещинках, имеют округлую форму.

Химический состав этих минералов приведен в прил.I, табл.3.

3.1.2 Хромитовые руды Зун-Оспинского участка В Зун-Оспинском участке объединены хромититы отобранные в верховьях р. Зун-Оспа, в районе водораздела Зун-Оспа–Ильчир и г.Харьх. Здесь встречаются редковкрапленные;

густовкрапленные, сплошные разновидности (рис. 3.1а, б), с преобладанием последних (прил. II, рис. 2а). Структура руд варьирует от мелкозернистой до среднезернистой, размер зерен от 0,5х1,2, до 3х2 мм, гипидиоморфнозернистая, неделимые скопления зерен достигают размеров 4х7 мм..

Руды имеют атакситовый характер распределения рудных зерен и силикатов. В густовкрапленных хромититах часто наблюдается петельчатая микротекстура.

Хромшпинелиды в проходящем свете имеют насыщенный красно-коричневый цвет.

Хромшпинелид трещиноватый (прил. II, рис. 2б), местами раздробленный и резорбированный.

Межзерновые пространства выполнены оливином, либо серпентином или хлоритом. Встречаются как включения хромшпинелидов в оливине (прил. II, рис. 2г), так и обратные взаимоотношения.

Границы между зернами оливина и хромшпинелида бухтообразные. Хромшпинелиды из хромититов г.Харьх в поровых пустотках содержат включения размером 20 мкм (Mg-Ca) соединение и магнезит (прил. II, рис. 2в).

Силикатная часть представлена оливином, в единичных образцах встречается клинопироксен, реликты ортопироксена, по которому развивается бастит. Широко развиты вторичные минералы по оливину (серпентин, хлорит, непуит). Силикаты в форме неправильных выделений, жилок заполняют межрудные участки и межзерновые пространства хромшпинелида, кроме того, встречаются идиоморфные или изометричные зерна оливина либо отдельно, либо заключенные в хромите, размером от 0,5х1,5 до 1х2 мм. Оливин несет следы пластической деформации, выраженной в лейстовой микротекстуре. Серпентин представлен лизардитом и реже антигоритом. В хромититах отобранных на водоразделе Зун-Оспа-Ильчир среди вторичных силикатов широкое распространение имеет Ni серпентин группы лизардит Mg3Si2O5(OH)4 – непуит Ni3Si2O5(OH)4. Непуит образует псевдоморфозы по оливину и аналогично серпентину заполняет межзерновые пространства хромшпинелидов.

Среди силикатов обнаружен редкий минерал, представляющий собой силикат (Ca-Mg-Cr-Al).

(прил. I, табл 2). По химическому составу этот минерал больше всего подходит к шуйскиту Ca2(Mg, Al) (Cr, Al2) (SiO4) (Si2O7) (OH)2 (H2O) (Иванов и др., 1981) – хромовый аналог пумпеллиита, но в наших минералах наблюдается существенный недостаток Ca. По содержанию Ca это соединение ближе к амфиболу, но очень высока концентрация Cr. На данный момент не удалось найти аналог данного соединения.

Рис. 3.1 – а – обломок жилы сплошного массивного хромитита, б – жила сплошного массивного хромитита в измененном дуните (Зун-Оспинский участок).

Акцессорная минерализация Акцессорные минералы представлены сульфидами Ni, сульфидами (Ni, Bi, Pb); арсенидами Ni, соединениями (Au-Ag) состава. Они приурочены к серпентинизированным и хлоритизированным участкам в хромититах. Химический состав акцессорных минералов представлен в таблице 3.2.

Сульфиды в хромититах представлены двумя разновидностями:

Миллерит NiS, хизлевудит Ni(3±x)S2, значения х = 0,03‚0,26. Они встречаются в форме таблитчатых индивидов размером 100 х 250 мкм, ксеноморфных зерен размером от 20х30 мкм до 200х250 мкм. В некоторых зернах хизлевудита можно наблюдать его переход в миллерит (прил.

II, рис. 3е). Таблитчатые зерна хизлевудита замещаются маухеритом и разъедаются серпентином (прил. II, рис. 3в). Хизлевудит образует срастания с NiAs. Миллерит местами замещается минералом состава (Ni-O-C) (прил. II, рис. 3г), по химическому составу наиболее близок к гаспеиту (Ni, Mg, Fe)CO. Химический состав данного соединения следующий (мас. %): Ni = 45,17; Fe = 0,29; Mg = 0,52; O = 37,02; = 83 мас.%, недостаток суммы обусловлен режимом съемки (напыление углеродом). Хизлевудит образует срастания с орселитом (прил. II, рис. 3д) и заполняет поровые пустоты в хроммагнетите.

Паркерит Ni3(Bi, Pb)2S2 обнаружен в виде микрочастицы размером 5 мкм в срастании с орселитом в серпентинитовом агрегате, в форме включений в хромшпинелиде, где он локализуется в участках развития магнетита по микротрещинам хромшпинелида. Включение в хромшпинели, при расчете кристаллохимической формулы, отношение К:А соответствует паркериту, но отсутствует Pb (табл 3. 2) Арсениды Ni представлены соединениями Ni2As, орселитом Ni5±xAs2, значения х = 0,6‚0,7 и маухеритом Ni11As8. Они образуют ксеноморфные выделения размером от 20х25 мкм, до 20х мкм; срастания с хизлевудитом, хроммагнетитом и вторичными МПГ. Кроме того, орселит встречается в пустотах выщелачиваня в хромшпинелидах, в виде микровключений каплевидной формы 1,5 мкм в соединениях Ir-Ru и Ru°. В маухерите встречаются микровключения округлой формы хроммагнетита (прил. II, рис. 3ж). Среди маухерита встречаются довольно крупные изометричные зерна 100 мкм с колломорфной микроструктурой (трещины усыхания сфероидной формы, аналогичные хизлевудиту), содержащие микровключения МПГ.

Au-Ag – установлены в виде отдельных ксеноморфных зерен размером 50‚80 мкм или в срастании с вторичными силикатами, сидеритом.

Химический состав акцессорных рудных минералов в хромититах Зун-Оспинского участка (мас.%) ВС21_1- VS21а_5- Окончание табл. 3. Примечание: 1-3 – Au-Ag; 4-10 – хизлевудит Ni(3-x)S2; 11-16 – миллерит NiS; 17, 18 – паркерит Ni3(Bi, Pb)2S2; 19 – герсдорфит NiAsS; 20, 23 – Ni2As; 21, 22, 24-31 орселит Ni(5-x)As2; 32-36 – маухерит Ni11As8. Анализы выполнены на сканирующем электронном микроскопе TescanMIRA 3 LMU, с энергодисперсионной приставкой для количественного анализа Inca-Energy, в лаборатории рентгеноспектральных методов анализа ИГМ СО РАН, аналитик Хлестов М.В.

Химический состав включений сульфидов и арсенидов Ni в минералах платиновой группы (мас.%) ВС21_1- Примечание: 1 – хизлевудит (включение в Os0); 2 – орселит Ni(5+0,6)As2 (включение в Ir-Ru); 3 – орселит Ni(5+0,3)As2(включение в Ru°) В связи с мелкими размерами частиц сульфидов, проведена полуколичественная оценка состава и выведена приблизительная кристаллохимическая формула.

Анализы выполнены на сканирующем электронном микроскопе Tescan-MIRA 3 LMU, с энергодисперсионной приставкой для количественного анализа Inca-Energy, в лаборатории рентгеноспектральных методов анализа ИГМ СО РАН, аналитик Хлестов М.В.

3.1.3 Хромитовые руды Ильчирского участка На данном участке хромитовые руды представлены в основном мелко-, среднезернистым густовкрапленными (прил. II, рис. 4б), сплошными (прил. II, рис. 4в) структурными разновидностями, незначительно развиты редковкрапленные руды (прил. II, рис. 4а). Текстуры руд атакситовые и полосчатые.

В редковкрапленных рудах хромшпинелид образует идиоморфные (октаэдрические) или изометричные выделения. В сплошных рудах слабо расскристализованные зерна хромшпинелидов образуют скопления агрегатов зерен, промежутки между которыми чаще всего заполнены серпентином. Размер отдельных зерен 0,6х0,7 мм, агрегаты зерен в среднем 1,2х0,7 мм.

Хромшпинелид встречается в виде включений в оливине и в энстатите (прил. II, рис. 4а, и).

В оливине включения хромшпинелида треугольной и изометричной формы, размером 0,3 мм, в энстатите – (0,2‚0,7) х (0,4‚1) мм.

Хромшпинелиды обнаруживают различную степень деформаций от слабо - до интенсивно трещиноватых и деформированных зерен, вплоть до образования расщепленных индивидов (прил.

II, рис. 4в, д). По сетке трещин в хромшпинелиде часто развивается хроммагнетит, магнетит, местами замещается хлоритом, образуя текстуры замещения и разъедания. В одном из образцов обнаружены хромшпинелиды необычной для него формы – удлинененные таблички в оливиновой массе, по составу, отвечающему хроммагнетиту (прил. II, рис. 4к).

Силикатные минералы. Наиболее распространенные силикаты – оливин и продукты его изменения (серпентин, хлорит). Кроме того, в редковкрапленных рудах установлены:

клиноэнстатит (прил. I, табл.1), незначительное количество Mg-Fe амфиболов – эденит, магнезиальная роговая обманка (прил. I, табл. 2). Оливин обнаруживает признаки пластических деформаций и перекристаллизации, микроструктуры оливина изменяются от порфирокластовых до мозаично-лейстовых (прил. II, рис. 4ж, з). Размер отдельных зерен оливина составляет порядка 0,5 мм и меньше. В одном образце хромитита - К-61-09 были установлены зерна Ca-Mg клинопироксенов, отвечающих по составу волластониту, диопсиду, авгиту (прил. I, табл. 1).

Минералогический состав данного образца (К-61-09) хотелось бы рассмотреть подробно.

слабораскристаллизованных зерен. Хромшпинелид в различной степени трещиноватый, по сетке трещин в хромшпинелидах развивается хроммагнетит. Межрудные участки выполнены силикатами: оливином, клинопироксенами (волластонит, диопсид, авгит), серпентином, хлоритом.

В межзерновых пространствах оливина наблюдаются микрочастицы размером около 3 мкм, отвечающих по составу хроммагнетиту и вюститу (FeO) (10 мкм). Клинопироксен имеет форму удлиненных зерен 20x70 мкм, встречается в межрудных участках совместно с оливином. С оливином он образует порфиро-лейстовую микротекстуру (прил. II, рис. 4л). К контакту зерен диопсида и оливина приурочены мельчайшие выделения хроммагнетита. В хлоритизированных участках оливин и клинопироксен интенсивно замещаются хлоритом (прил. II, рис. 4м). В хлоритизированных участках установлены зерна апатита размером 100x150 мкм (табл. 3.5, прил.

II, рис. 4о). В пустотках апатита встречается срастание оливина и хроммагнетита.

Акцессорные минералы локализованы в серпентиновом, серпентин-хлоритовом и хлоритовом матриксе, в межзерновых пространствах и трещинках, пустотках хромшпинелидов. Химический состав минералов приведен в таблице 3.4. Были установлены и проанализированы следующие соединения:

Au образуют изогнутые и изометричные зерна размером 100 х 220 мкм. Из примесей содержат Ag 8‚16 мас.%.

Аваруит Ni3Fe встречается в виде вытянутых ксеноморфных выделений 10х40 мкм на контакте с хромшпинелидом в серпентините.

Сульфиды:

Хизлевудит Ni(3-х)S2 образует ксеноморфные и изометричные зерна размером 40х90 мкм и таблитчатые индивиды размером 5х20 мкм, местами замещается орселитом (прил. II, рис. 5е), а также образует срастания с маухеритом (прил. II, рис. 5д). В некоторых образцах можно наблюдать срастания хизлевудита с МПГ.

Хороманит Fe6Ni3S8 встречается в виде небольших реликтов, размером 50 мкм в маухерите.

Пирит FeS2 установлен в виде зерен изометричной формы размером 50 мкм с «пятнами»

сфалерита (10 мкм), возможно это структуры распада твердого раствора пирит-сфалерит.

Химический состав акцессорных минералов в хромититах Ильчирского участка (мас.%) Д10_1-2a Д10_1-2a Д10_1-2б Окончание табл. 3. Примечание: 1, 2 - Au°; 3-7 - хизлевудит [Ni(3-x)S2]; 8–хороманит [Fe6Ni3S8]; 9-11 – пирит [FeS2]; 12 – сфалерит [ZnS]; 13-16 – орселит [Ni(5маухерит [Ni11As8]; 25 – Ni-As-O. Анализы выполнены на сканирующем электронном микроскопе Tescan-MIRA 3 LMU, с x)As2];

энергодисперсионной приставкой для количественного анализа Inca-Energy, в лаборатории рентгеноспектральных методов анализа ИГМ СО РАН, аналитик Хлестов М.В.

Орселит Ni(5-х)As2 и маухерит Ni11As8 являются довольно распространенными минералами в серпентин-хлоритовом матриксе хромититов. Они проявлены в виде отдельных ксеноморфных зерен размером до 250 мкм, в форме вытянутых табличек 10х50 мкм в трещинах хромшпинелидов (прил. II, рис. 5г). В некоторых зернах маухерита наблюдается его замещение соединением NiAs-O (прил. II, рис. 5з).

Предыдущими исследователями в ильчирских хромититах в магнетитовых каймах с серпентином, хлоритом было установлено незначительное количество следующих минералов:

годвлескит (Ni, Fe)9S8, халькозин Cu2S в виде включений в магнетите и Cu0(Орсоев и др., 2001).

Химический состав апатитов в хромититах Ильчирского участка (мас.%) P2O Ca4,9P3,1O12(OH) Ca5P3O12(OH) Ca5P3O12(OH) Ca4,9P3,1O12(OH) Ca5P3O12(OH) Ca5P3O12(OH) Примечание: Анализы выполнены на сканирующем электронном микроскопе Tescan-MIRA LMU, с энергодисперсионной приставкой для количественного анализа Inca-Energy, в лаборатории рентгеноспектральных методов анализа ИГМ СО РАН, аналитик Хлестов М.В.

3.1.4 Хромитовые руды Хушагольского участка В Хушагольском участке объединены рудопроявления в долине р. Хуша-Гол, Горлык-ГолДабан-Жалга. Основной объем проб приходится на Хушагольское рудопроявление и незначительное количество проб отобрано в долине р. Горлык-Гол-Дабан-Жалга и в районе г.Улан-Сарьдак (Зун-Холба). В целом все перечисленные рудопроявления характеризуют хромититы Южной ветви офиолитов.

Хромитовая минерализация формирует шлировые обособления и жилы в апоперидотитах. В шлировых обособлениях руды имеют мелко-, гипидиоморфнозернистую структуру, размер зерен не более 2 мм. По густоте вкрапленности они варьируют от средне- до густовкрапленной (прил.

II, рис. 6а, б). Местами густовкрапленные хромититы переходят в сплошные. Встречаются крупные глыбы, в которых можно наблюдать переход от редковкрапленных к густовкрапленным типам руд. Текстурные разновидности представлены в основном атакситовыми типами руд. Для хромититов из жил характерны массивные текстуры (прил. II, рис. 6в). Размер зерен варьирует от 1,5х0,5 мм до 2х3 мм, неделимые агрегаты зерен достигают 4 мм. Некоторые хромшпинелиды содержат реликты идиоморфного оливина. Облик хромшпинелидов имеет вид от относительно свежего до интенсивно трещиноватого, разбитого плоскопаралелльными трещинами, с появлением уплощенных агрегатов. Трещины в хромшпинелидах залечены серпентином. Также наблюдаются бухтообразные углубления в хромите, выполненные вторичными силикатами по оливину. В некоторых участках серпентиновый агрегат образует петельчатую микротекстуру вокруг агрегатов зерен хромшпинелида (прил. II, рис. 6д). По краю зерен и вдоль трещин хромит замещается магнетитом. Для хромититов Хушагольского участка характерно большое распространение руд с деформационными текстурами, повсеместно встречаются перемятые сплошные хромититы с зеркалами скольжения и примазками светло-зеленого офита. В таких хромититах наблюдаются деформационные складчатые микроструктуры, обусловленные параллельно ориентированными трещинками изогнутой формы, зерна как бы раздавлены, несут следы деформации (прил. II, рис. 6ж, з).

Силикаты выполняют межрудные участки, межзерновые пространства (прил. II, рис. 6е) и трещины в хромшпинелидах. Они представлены волокнистым серпентиновым и хлоритовым агрегатом (по оливину), первичные силикаты встречаются редко в виде отдельных реликтов.

Серпентин представлен двумя разновидностями: волокнистым хризотилом и лизардитом. Кроме серпентина, хлорита широко развиты серпентин-карбонатные агрегаты по первичным силикатам.

Карбонаты представлены кальцитом, магнезитом и предположительно карбонатом Ni – гаспеитом.

В одном из образцов обнаружена жилка сложенная альбитом.

Рудные акцессорные минералы в основном приурочены к серпентин-хлоритовому агрегату, то есть встречаются в межзерновых пространствах хромита, в трещинках и кавернах (ямочках) внутри хромшпинелида. Химический состав рудных акцессориев приведен в табл. 3.6.

Распространенными минералами являются аваруит, сульфиды и сульфоарсениды никеля, в особенности хизлевудит, орселит. В виде включений в аваруите обнаружены полидимит Ni3S4, бравоит (Fe, Ni)S2 (Жмодик и др., 2008); отдельные зерна пирита, единичные Cu содержащие золотины, размером 5‚10 мкм. Среди акцессорных минералов, в тяжелой фракции хромититов встречаются единичные микронные зерна (12 мкм) сульфата свинца – скотландит PbSO3, а также чужеродные для хромититов: бадделиит ZrO2 – зерно округлой формы, 40 мкм (прил. II, рис. 7е);

уранинит-торианит (U, Th)O2 – микрочастицы 5 мкм в кавернозных пустотках магнетита; монацит – микрочастицы 5 мкм в кварце ; касситерит SnO2, в касситерите наблюдается недостаток катионов. Химический состав вышеперечисленных минералов приводится в приложении I, таблица 3.

Аваруит Ni3Fe является одним из распространенных минералов среди акцессориев. Он встречается в виде вкраплений изометричной и вытянутой формы.

Сульфиды:

Хизлевудит Ni3-xS2 встречается в виде единичных зерен или образуют кучные скопления зерен от 7 до 20 мкм, как правило, в хлоритовом, либо хлорит-магнезитовом матриксе (прил. II, рис. 7а). Форма выделений - ксеноморфные зерна размером 25‚60 мкм. Местами замещается миллеритом (прил. II, рис. 7б).

Миллерит NiS образует отдельные единичные зерна размером 20‚40 мкм, либо замещает хизлевудит.

Шэндит Pb2Ni3S2 редкий минерал, встречается преимущественно с аваруитом в виде вытянутых или каплевидных образований по периферии его зерен, либо выполняет в нем разнонаправленные микротрещины (прил. II, рис. 7г). В работе Жмодика С.М. описаны индивидуальные зерна шэндита изометричной или слегка вытянутой формы, также там приводится химический состав и рентгеновские данные природного шэндита (Жмодик и др., 2008).

Галенит PbS - в форме микрочастиц размером 7 мкм в пустотках хромита Арсениды представлены большей частью орселитом Ni5-xAs2, изредка попадается маухерит Ni11As8. Они образуют включения в аваруите и в форме замещения последнего (Жмодик и др., 2008), либо индивидуальные зерна 30‚80 мкм, в срастаниях с хизлевудитом.

Карбонаты Ni – обнаруженные соединения по весовым концентрациям элементов наиболее соответствуют карбонату Ni:

Гаспеит NiCO3 замещает хизлевудит (прил. II, рис. 7д), миллерит и встречается в форме микрочастиц округлой (сфероидной) формы 20 мкм в хлорит-магнезитовом агрегате.

Среди углеродизированных гипербазитов обнаружены обломки сплошного хромитита размером 5х8х20 см. В тяжелой фракции, кроме хромшпинелидов, в нем установлены две разновидности магнетита: титаномагнетит и магнетит без примеси Ti (прил. I, табл. 4).

Титаномагнетит встречается в форме отдельных зерен размером 40 мкм (прил. II, рис. 6к) и в срастании с ильменитом (прил. II, рис. 6и), последний к тому же образует округлые выделения в титаномагнетите. Магнетит образует изометричные зерна размером 50 мкм и замещается гематитом. Следует отметить, что титаномагнетит и ильменит не встречаются в обычных хромититах. Из силикатов здесь были обнаружены циркон (прил. I, табл.3, прил. II, рис. 6л), в форме отдельных идиоморфных призматического габитуса зерен, размером 20х40 мкм и включения биотита 6х11 мкм в цирконе (прил. II, рис. 6м). Амфибол встречается в виде призматических зерен, достаточно крупного размера (20х40 мкм), по сравнению с выделениями амфиболов в хромититах Ильчирского участка. Амфибол по составу отвечает феррочермакиту (прил. I, табл. 2). Было установлено незначительное количество рудных акцессориев: маухерит зерно таблитчатого габитуса 40 мкм, с примесью S, Sb и барит – ксеноморфные выделения размером 15х30 мкм (табл. 3.6).

Подробный минеральный состав хромитовых руд Хушагольского и Горлык-Гол-ДабанЖалгинского участка приводится в работе Жмодика С.М. (Жмодик и др., 2008).

Химический состав акцессорных рудных минералов в хромититах Южной ветви офиолитов (мас.%) Окончание табл. 3. Примечание: 1, 2 - Au°; 3 – 5 аваруит Ni3Fe; 6,7 – миллерит NiS; 8 – 15 хизлевудит Ni3-xS2; 16 – Ni6S5; 17 – 21 – орселит Ni5-xAs2; 22, 23 – маухерит Ni11As8; 24, 25 – шэндит Pb2Ni3S2; 26 – скотландит PbSO3; 27 – барит BaSO4. Анализы выполнены на сканирующем электронном микроскопе Tescan-MIRA 3 LMU, с энергодисперсионной приставкой для количественного анализа Inca-Energy, в лаборатории рентгеноспектральных методов анализа ИГМ СО РАН, аналитик Хлестов М.В.

Таблица 3.7 Распространенность акцессорных минералов в хромититах обманка [(Ce, La)O2] Уранинитторианит [(U, Th)O2] [ZrSiO4] Монацит (Ce, La, Nd)PO Fe6Ni3S Окончание табл. 3. Ni3(Bi, Pb)2S Pb2Ni3S Ni11As Примечание: (+++) – часто встречается, (++) – редко встречается, (+) – единичные зерна; Уг – хромититы из зоны углеродизации Из таблицы 3.7 видно, что «сквозными» акцессорными минералами, установленными практически в хромититах всех участков явялются хизлевудит, орселит и маухерит. К типоморфным, то есть характерным для определенного участка, относятся такие минералы, как клинопироксены, апатит – установлены только на Ильчирском участке и титаномагнетит, ильменит – в хромититах из углеродизированных зон. Это свидетельствует о специфике и различии состава флюидов, которые «прорабатывали» хромититы.

3.2. Химические особенности рудных хромшпинелидов и ассоциирующих с 3.2.1 Оливины Проанализиованные оливины из хромититов различных участков показали отсутствие значимых различий в химическом составе. Содержание MgO изменяется в небольшом диапазоне значений 50 ‚ 53 мас.%, лишь в отдельных образцах достигает 55 мас.%, FeO = 4 ‚ 7 мас.% и мас.% в образце с максимальным содержанием MgO (прил. I, табл. 4). Доля Fo минала составляет 93 ‚ 96 %. Из примесей постоянно присутствует NiO = 0,2 ‚ 0,9 мас.%.

Оливины из вмещающих ультрабазитов явно отличается от оливинов из хромититов в первую очередь более высоким содержанием FeO = 8 ‚ 9 мас.%, значение Fo минала не превышет 90 ‚ 92 %, более низким содержанием NiO 0, 4 мас.% (прил. I, табл. 4), (Анциферова, 2006).

3.2.2. Рудные хромшпинелиды Все проанализированные хромшпинелиды подразделяются на три группы (Киселева и др., 2012б; 2014). Химический состав рудных хромшпинелидов приведен в приложении I, табл. 5: