Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2023, T. 512, № 1, стр. 39-49

ВВЕДЕНИЕ

Восточный склон Полярного Урала, входящий в Ямало-Ненецкий автономный округ, слабо освоен, но весьма перспективен в отношении металлических полезных ископаемых. Здесь добываются лишь хромиты (~1/2 добычи РФ), хотя есть многочисленные проявления и единичные месторождения цветных, редких и благородных металлов. Среди них последние (Au, Ag, платиноиды) имеют наибольшую инвестиционную привлекательность. Согласно ГИС-атласу “Недра России”, в западной части Ямало-Ненецкого автономного округа (в основном это его Приуральский район) известно более 200 золоторудных и золотосодержащих месторождений и рудопроявлений, представленных самыми разнообразными типами. Собственных проявлений элементов платиновой группы (ЭПГ) в регионе не выявлено, хотя целенаправленный их поиск здесь ведется почти 100 лет, со времени финансированной Трестом “Уралплатина” первой экспедиции А.Н. Заварицкого в этой край в 1925 г. В то же время данные о вероятной платиноносности территории и сообщения о находках минералов ЭПГ появлялись в разные годы ([1, 5, 10, 14] и др.).

В настоящем сообщении впервые описывается новое благороднометальное (Pt–Au–Pd) рудопроявление Василиновское, приведены первые результаты минералого-геохимического исследования его руд и условий их образования.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ

Василиновское палладиевое проявление расположено в 2 км к северо-востоку от пос. Харп Ямало-Ненецкого автономного округа. Район приурочен к северо-западной части Войкарской зоны Полярного Урала (рис. 1). Юго-восточное обрамление офиолитовых массивов Полярного Урала (Рай–Из, Войкаро–Сыньинский) сложено породами полосчатого дунит–верлит–клинопироксенит–габбрового кэршорского комплекса [16, 17]. Его возраст оценивается как позднеордовикский, на что указывают близкие конкордантные U–Pb-датировки магматического циркона из габброидов (447 ± 4, 446 ± 2 и 454 ± 7 млн лет) [15]. Кроме того, в поле развития существенно габброидного кэршорского комплекса распространены секущие тела плагиогранитов лагораюского комплекса, возраст циркона из которых варьирует от 490 ± 7 до 428 ± 4 млн лет ([15, 16, 20] и ссылки в этих работах), что свидетельствует о формировании пород полосчатого комплекса с позднего кембрия до раннего силура.

Рис. 1.

Положение Василиновского рудопроявления в складчато-надвиговой структуре Полярного Урала. Геологическая основа по [7, 17], с упрощениями. На врезке: УрС – Уральское складчато–надвиговое сооружение, ПНС – Пайхойско–Новоземельское складчато–надвиговое сооружение; прямоугольником показано расположение северной и центральной частей Войкарской зоны. 1 – позднедокембрийские и палеозойские образования Западно–Уральской мегазоны; 2 – мезозойско–кайнозой-ский чехол Западно-Сибирской плиты; 3–5 – образования Войкарской зоны: 3, 4 – преимущественно ордовикские метаморфизованные гипербазиты (3) и габброиды (4), 5 – преимущественно ордовикско–девонские магматические и осадочно-вулканогенные образования; 6 – благороднометальные объекты: месторождения золота (а), Pd–Cu- и Pt–Au–Pd-рудопроявления (б); 7 – Главная Уральская сутура.

Рис. 2.

Схема геологического строения Василиновского рудопроявления составлена на основе [6]. 1 – позднечетвертичные аллювиальные отложения; 2–4 – породы позднекембрийско–ордовикского кэршорского комплекса: 2 – габбро амфиболизированные, 3 – габбро–амфиболиты, 4 – гарцбургиты, перидотиты амфиболизированные, дайки пироксенитов; 5, 6 – габброиды и плагиогранитоиды ранне-среднедевонского собского комплекса: 5 – габбро кварцсодержащие роговообманковые, 6 – диориты, тоналиты; 7, 8 – породы ранне-среднедевонского конгорского комплекса: 7 – диориты биотит–роговообманковые, 8 – гранодиориты; 9 – карьеры строительного камня. Белая рамка – Василиновское Pt–Au–Pd-рудопроявление.

Василиновское проявление расположено среди амфиболизированных габброидов и пироксенитов кэршорского комплекса [6]. Эти породы на восточном склоне Полярного Урала являются перспективными для локализации медно-благороднометальной минерализации [17]. Здесь описано проявление г. Черная в ЮЗ отрогах офиолитового массива Рай–Из (рис. 1) – в титаномагнетитовых рудах содержания ЭПГ достигают 1.5 г/т. Далее к юго-западу от него установлена серия пунктов вкрапленной медной минерализации в габброидах кэршорского комплекса (Cu до 0.5%, по [17]) – возможно Fe–Ti–V–Pt–Pd–Au–Cu-типа, подобных Волковскому месторождению на Среднем Урале [11]. Важнейшим является расположенное далее к ЗЮЗ, на листе Q-41-XI – в междуречье рек Большая и Малая Хараматалоу – рудопроявление Озерное, открытое В.Г. Котельниковым в 2004 г. [9, 14, 17, 18], платино–золото–палладиево–медного типа с C_Pd = 0.1–1.66 г/т (среднее 0.28 г/т) и C_Pt = 0.04–0.26 г/т. Его прогнозные ресурсы категории Р₂ соответствуют параметрам крупного месторождения [17]: Pd 54.7 т, Pt 9.8 т, Au 52.8 т.

МИНЕРАЛЬНЫЕ АССОЦИАЦИИ

Гематит–магнетитовая ассоциация распространена в темноцветных амфиболитизированных габброидах в виде рассеяной вкрапленности (до 1 мм), иногда изометричных скоплений (до 1–2 см) и еще реже – крупных шлиров до 1 м мощностью. Количество магнетита в таких рудных фрагментах колеблется от первых до 30–50 об. %. Как правило, магнетит приурочен к породообразующим темноцветным минералам и отлагается по границам их кристаллов, ассоциируя с сульфидами; встречаются симплектиты магнетита с амфиболом. Наличие в метагаббро большого количества титаномагнетита, а также обычное присутствие скелетных кристаллов рутила (с заметными примесями V и W) указывают на обогащенность магмы не только железом, но и титаном. В рудах наблюдаются замещение магнетита гематитом и разновременная кристаллизация магнетита относительно сульфидов (кокардовые каймы магнетита вокруг сульфидов и развитие сульфидных агрегатов в интерстициях между зернами магнетита), что позволяет предполагать изменение окислительного режима магматической системы, которое, вероятно, происходило неоднократно.

Магнетит–халькопирит–пиритовая ассоциация выделяется по существенному увеличению доли сульфидов (местами до 80 об. %). Ее проявления сопровождаются заметным ростом степени метасоматических изменений вмещающих базитов – эпидотизации, хлоритизации, альбитизации и реже окварцевания. Поэтому, в целом, такие минерализованные участки имеют преобладающую серую, с зеленым оттенком окраску, более светлую на фоне почти черных габбро и амфиболитов. Сульфиды образуют прожилки массивной текстуры до 5 см мощностью, гнезда и вкрапленность. Магнетит так же типичен для этой ассоциации, но здесь значительно чаще наблюдается его замещение гематитом. В агрегатах сульфидов Fe и Cu широко распространены кокардовые структуры (рис. 3 а), структуры цементации, часто встречаются закономерные срастания халькопирита и пирита, напоминающие структуры распада (рис. 3 в, г). Упорядоченные срастания этих сульфидов (рис. 3 в) представлены концентрическими зонами “насыщения” пирита халькопиритом. Встречаются и участки с обратными соотношениями (пирита $ \ll $ халькопирита), которые представляют собой симплектиты (мирмекитовые и графические вростки) пирита в халькопирите (рис. 3 г), причем оба типа структур могут наблюдаться в одном и том же образце. Температура образования сосуществующих пирита и халькопирита по содержанию в них примеси Co, рассчитанная по методу Н.И. Безмена и др. [2], для образца со структурами описанных типов составляет 205–422°С, а для образца с одним типом – 287°С (табл. 1).

Рис. 3.

Строение сульфидных агрегатов магнетит-халькопирит-пиритовой ассоциации. а – кокардовые структуры – агрегат Ccp+Py+Mgt в нерудной матрице амфиболита (обр. А18-652); б – микровключения меренскита (PdTe₂) в пирите (обр. 475); в, г – структуры распада: в – линейно–зональные – халькопирит в пирите (обр. А5-19), г – графические – пирит в халькопирите (обр. А18-653, воздушное травление). Здесь и далее минералы: Ccp – халькопирит, Py – пирит, Mgt – магнетит, Q – кварц, Ab – альбит, Ep – эпидот, Gem – гематит, Ga – галенит.

Главная особенность сульфидных агрегатов этой ассоциации – присутствие микровключений минералов палладия и редко – самородных висмута и олова. Палладиевые минералы слагают микроскопическую вкрапленность размером до 15 мкм и “облачные” скопления субмикроскопических зерен в кварце, альбите, эпидоте, магнетите, пирите и халькопирите (рис. 4). Форма их выделений либо интерстициальная, изометричная и каплевидная (рис. 3 б, 4 а, б), либо их включения имеют отчетливую кристаллографическую огранку (рис. 4 в, г). Эти обособления часто неоднородны и в основном представлены тремя устойчивыми по составу минералами: меренскитом, котульскитом и темагамитом (рис. 5, табл. 2). Причем они могут как срастаться контактно (рис. 4 г), так и образовывать субграфические структуры (рис. 4 в). В некоторых случаях в меренските палладий может замещаться никелем и платиной (до 5 мас. %), а теллур может замещаться сурьмой и висмутом. Содержания Pd в 0.5–1 кг пробах (максимальные для обр. 475, А5-19 и А18-121) по данным пробирного анализа составляют 1.371, 0.366 и 0.312 г/т, Pt – 0.199, 0.021 и 0.019 г/т соответственно (табл. 3).

Рис. 4.

Теллуриды палладия в рудах Василиновского рудопроявления. а – облачные скопления пылевидных теллуридов Pd (Tmg – темагамит, Kts – котульскит) в эпидот–альбитовом агрегате (обр. 475); б – темагамит в дефекте халькопирита (А-18-436); в – ячеистый агрегат меренскит+темагамит, по периферии которого образуются кристаллы минерала типа садбериита (PdSb) в кварц–эпидотовом метасоматите (А-5-19); г – сросток кристаллов меренскита и темагамита с псевдогексагональным сечением в халькопирите (А-5-19).

Рис. 5.

Положение фигуративных точек составов минералов ЭПГ на треугольной диаграмме для теллуридов.

Полисульфидно–полевошпат–карбонатно-квар-цевая ассоциация наблюдалась в виде прожилков и жил мощностью до 30 см. Сульфиды, как правило, образуют вкрапленность и реже – гнезда (до 5 см), приуроченные к зальбандам жил. Жилы сложены в разных количественных соотношениях кварцем, полевым шпатом и карбонатом с подчиненным развитием сульфидов.

Теллуриды Au и Ag и самородное золото распространены в виде мелких (первые микроны) включений в главных сульфидах полисульфидно–полевошпат–кварцевой ассоциации (рис. 6): в пирите, халькопирите, галените, иногда в сфалерите и по микротрещинкам в магнетите. Встречаются включения самородного золота и в альбите. В срастании с Cd-содержащим сфалеритом (5.5 мас. % Cd) (рис. 6 г) установлен теллурид серебра, который содержит примесь Se; в одном образце (обр. 475) установлен Se-содержащий (2.7 мас. % Se) аргентит; иногда выделения самородного золота локализуются в продуктах частичного окисления первичных сульфидов и в качестве примеси содержат ртуть (11.7 мас. %).

Рис. 6.

Теллуриды Au и Ag в рудах Василиновского рудопроявления. а – ассоциирующее с кварцем микровключение гессита и петцита в халькопирит–пиритовом срастании из полевошпат-кварцевого метасоматита (А-9-19); б – Au–Ag–Hg-минералы в гидроксидах железа, замещающих пирит в кварцево–жильном образовании (А-17-01); в – микровключения гессита в галените из полисульфидно-кварцевой ассоциации (А-11-19); г – минерал состава AgSeTe в срастании с Cd-сфалеритом в халькопирит–кварцевом прожилке (А-17-19).

Минералы Au и Ag встречены в участках с палладиевой минерализацией (обр. 475, А18-121) и имеют отчетливо поздний характер, локализуясь в дефектах, микротрещинах в магматических минералах и более позднем альбите. Содержание серебра в самородном золоте изменяется от 25 до 3 мас. %. В альбите обр. 475 обнаружена микронная вкрапленность самородного серебра (около 1 мкм), самородного висмута (~3 мкм), а в дефекте кристалла магнетита – самородное олово (~3 мкм). Отметим, что последняя ассоциация – крайне редкая, хотя самородное олово встречается в ультраосновных породах (в якутских алмазах), а в южноуральских рудах входит в состав ассоциации самородных металлов в золото-кварцевых жилах, локализованных в амфиболизированных габброноритах; олово так же входит в виде изоморфной примеси в магнетит (до 0.3% Sn), который присутствует в составе магматических и постмагматических ассоциаций месторождений, связанных с базит–ультрабазитовыми комплексами [12]. Напомним, что температура плавления самородного олова 232°C. Содержания золота в рудах составляют десятые доли г/т, реже достигают почти 1 г/т, C_Ag в большинстве случаев – первые г/т (см. табл. 3).

Сфалерит поздних ассоциаций образует единичные ксеноморфные включения (до 50 мкм) в халькопирите. Весь сфалерит – Cd-содержащий (3–6 мас. % Cd); содержание железа в нем изменяется от 1.2 до 8.7 мас. %. В наиболее поздних полисульфидно-карбонатно-кварцевых жилах по Cd-содержащему сфалериту образуется гринокит.

ЭЛЕМЕНТЫ-ПРИМЕСИ В СУЛЬФИДАХ

Профильная (бороздовая) абляция пирита и его срастаний методом LA-ICP-MS показала, что в пирите всех ассоциаций присутствует примесь Co; количественно его примесь преобладает в магнетит–халькопирит–пиритовой ассоциации (до 1.2 мас. %). Распределение Co в пирите зональное, причем иногда наблюдаются узкие зоны с C_Co > C_Fe, которые по составу соответствуют катьериту (Co,Fe)S₂. Примесь Ni довольно высока (400–800 ppm) в раннем пирите и понижается до 16–90 ppm в более позднем; распределена она неравномерно. Сходным образом ведет себя As в пирите (в раннем – до 790, в позднем – 30–40 ppm). Пики Ag и Pb тяготеют к вросткам халькопирита (в пирите коэффициенты корреляции Ag-Pb-Cu 0.6–0.8), а Zn+Cd – обусловлены микровключениями сфалерита в пирите. Примесь Se, напротив, заметно возрастает в пирите поздней полисульфидно-полевошпат-кварцевой ассоциации (до 207 ppm). Разрозненные пики таких элементов, как Pd, Te, Zn, Cd, Pb, Bi, а также Ag и Au, указывают на наличие в пирите рассеянных мелких минеральных включений (рис. 7). В пирите упомянутой поздней ассоциации установлены зерна рутила с сагенитовой решеткой. Халькопирит ранней ассоциации в единичных случаях содержит примесь молибдена до 2.4 ppm; “всплески” содержаний Ag в халькопирите всех ассоциаций рудопроявления по данным лазерной абляции довольно часты и составляют 5–50 ppm. В халькопирите поздних ассоциаций обнаружены примеси In (9–10 ppm), Sb (0.5–1.2 ppm) и Se (260–300 ppm).

Рис. 7.

Распределение элементов–примесей в срастании пирит+халькопирит из магнетит–халькопирит–пиритовой ассоциации. Примеси Ag и Hg тяготеют к халькопириту, а As, Co и Ni – к пириту, причем распределение Co зонально; в пирите встречаются включения галенита и теллуридов палладия (обр. А18-121).

ФЛЮИДНЫЕ ВКЛЮЧЕНИЯ В КВАРЦЕ И УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ

Проведены микротермометрические исследования 72 индивидуальных флюидных включений (ФВ) в кварце из рудных ассоциаций. Все изученные ФВ отнесены к первичным в соответствии с известными критериями Э. Реддера. Для исследования были выбраны ФВ размером более 10 мкм, двухфазные при комнатной температуре, содержащие раствор и газовый пузырек, занимающий 15–20% объема вакуоли. Солевой состав растворов определялся по температурам эвтектик, концентрация солей оценивалась по температурам плавления льда; полученные температуры гомогенизации соответствуют минимальной температуре минералообразования.

В кварце гематит–магнетитовой ассоциации ФВ содержат минералообразующий флюид, состав которого, судя по t_эвт (–65.0…–62.1°C), характеризуется преобладанием среди ионов Сa²⁺ и других двухвалентных ионов, максимальными среди изученных ФВ значениями t_гом (300–330°C) и солености (С_солей = 20–23.1 мас. % экв. NaCl). В кварце магнетит–халькопирит–пиритовой ассоциации растворы ФВ имеют Na-хлоридный состав (t_эвт = –32.2…–29.0°C), узкий диапазон t_гом (260–274°C) и С_солей от 12.3 до 14.5 мас. % экв. NaCl. ФВ в кварце полисульфидной ассоциации содержат такие же Na-хлоридные растворы (t_эвт = = –32.1…–29.9°С; С_солей = 12.2–14.7 мас. % экв. NaCl), но с более умеренной температурой гомогенизации (235–252°C). ФВ в кварце полисульфидно–кварцевой ассоциации так же имеют Na-хлоридный состав (t_эвт = –31.5…–25°C), достаточно узкие интервалы t_гом (234–244°C) и С_солей (13.5–16.6 мас. % экв. NaCl). Полученные нами t_гом хорошо соотносятся с температурами образования, определенными по кобальтовому пирит-халькопиритовму геотермометру. Поскольку максимальные температуры кристаллизации (t_крист) выше температуры гомогенизации ФВ, есть возможность приблизительно оценить давление путем решения задачи, обратной вычислению поправки к t_гом включений для оценки истинных температур кристаллизации (табл. 4).

Таким образом, минералообразующие флюиды рудопроявления Василиновское в габброидах кэршорского комплекса испытывали заметную эволюцию. Ранняя гематит-магнетитовая ассоциация была отложена при участии флюидов, содержащих двухвалентные катионы (Ca, Mg, Fe и др.) и обладавших высокими температурой и соленостью, при давлении ~0.9–1.3 кбар. Более поздние полисульфидные минеральные ассоциации формировались Na-хлоридными относительно низкотемпературными и менее концентрированными растворами при вероятном давлении 0.4–0.7 кбар. Не исключена генетическая связь поздних порций флюида с иными плутоническими комплексами, например, собским. Габброиды и гранитоиды последнего вскрыты в непосредственной близости, к югу (см. рис. 2) и относятся к Собскому батолиту [17].

Изотопный состав серы δ³⁴S (‰) в пирите Василиновского проявления изменяется от –4.2 до +6.3, в халькопирите от –1.6 до +4.2. В сосуществующих пирите и халькопирите ранних ассоциациях руд (с магнетитом и палладием, обр. 1133, 1266-1 и A-5-19) изотопом ³²S обогащен пирит, а в поздних халькопирит-кварцевых жилах – халькопирит; пирит и халькопирит становятся изотопно-равновесными (обр. A-17-19), с соответствующей t_крист ~254°C. В целом изотопный состав серы сульфидов рудопроявления довольно близок к мантийному; небольшое утяжеление до +6‰ очевидно вызвано добавкой коровой серы.

ОБСУЖДЕНИЕ И ВЫВОДЫ

Метагабброиды кэршорского комплекса, вмещающие Pt–Pd-малосульфидную минерализацию, относятся к образованиям нижней коры ([15, 16] и др.) Войкарского задугового бассейна океанического типа [8]. В целом диапазон времени формирования дунит–верлит–клинопироксенит–габбровой ассоциации пород Войкарской зоны Полярного Урала можно оценить как позднекембрийско–раннесилурийский по зернам циркона из габброидов кэршорского комплекса и из прорывающих их плагиогранитов ([15, 20] и ссылки в этих работах). Таким образом, становление нижней коры в Войкарском бассейне продолжалось не менее 62 млн лет (~490–428 млн лет).

Наше открытие добавляет важный вклад в сведения о платиноидной минерализации Полярного Урала: юго-восточная краевая часть офиолитовых массивов, сложенная габбро и амфиболитами и контактирующая с Собским батолитом, несет рассеянную Pt–Pd (± Au)-минерализацию. Последняя ассоциирует с малосульфидными зонами пирит-халькопиритовой вкрапленности и средне–низкотемпературных гидротермальных изменений. Не исключено, что в этом регионе как платиноидная, так и медная (± Au) минерализация в значительной степени являются наложенными и связаны как с тектоно–метаморфическими событиями, так и с контактовым воздействием диоритоидов собского и конгорского комплексов. По минеральным ассоциациям, параметрам флюидов и изотопному составу серы сульфидов Василиновского проявления просматривается его аналогия с рудными зонами месторождений Новогодненского рудного поля, которое представляет собой скарново-порфировую золотоносную систему, непосредственно связанную с диоритоидами двух упомянутых магматических комплексов [3, 7].

Отрицательный результат поисков А.Н. Заварицким платиноидов в районе Рай–Иза (1925 г., начальником партии был А.Г. Бетехтин), был обусловлен геологическими причинами. Концентрически-зональные платиноносные дунит–клинопироксенитовые массивы Урала – Тагильский, Светлоборский и др. слагаются ультрабазитами, а видимые выделения ЭПГ с преобладанием минералов платины тяготеют к дунитам с вкрапленным хромитом, образующим мелкие шлиры и маломощные слои [4, 13]. Денудация Уральского орогена привела к образованию в рыхлых осадках, перекрывающих Тагильскую зону, крупнейших в мире Pt-россыпей, содержащих, в том числе, и крупные платиновые самородки (достигающие максимально 9.6 кг). Массивы Рай–Из, Войкаро–Сыньинский, Сыум-Кеу на Полярном Урале, как и многие другие дунит-гарцбургитовые массивы Урала, входят в состав офиолитовых комплексов преимущественно ордовикского возраста и хромитоносны; крупнейший из них – Кемпирсайский [13, 19]. В их хромититах и вмещающих ультрабазитах высокие концентрации ЭПГ не известны, и представлены платиноиды в основном микронными выделениями минералов тугоплавких Os, Ir и Ru.

В Василиновском рудопроявлении Pt–Pd-минерализация развита в основном в габбро и метагабброидах, а не в ультрамафитах. То есть геологическая ситуация напоминает Волковское месторождение, приуроченное к габброидам на крайнем северном окончании базит–ультрабазитового Тагильского массива на Среднем Урале [11].

Таким образом, зоны малосульфидной (±магнетит) минерализации в габброидах, амфиболитах и в развитых по ним гидротермально–метасоматических образованиях Василиновского проявления имеют Pt–Au–Pd-специализацию. По данным пробирного анализа, содержания Σ(ЭПГ+Au) достигают в существенно сульфидных пробах 1.7 г/т при соотношении Pd $ \gg $ Au > Pt. Минералы ЭПГ представлены обильными выделениями микронного размера теллуридов палладия – меренскита PdTe₂, темагамита Pd₃HgTe₃, котульскита PdTe, а также иных соединений благородных металлов – садбериита PdSb и некоторых других. В магнетит–халькопирит–пиритовой ассоциации, помимо указанных минералов палладия, присутствуют микровключения самородного серебра, самородного висмута и самородного олова. В более поздней полисульфидно–полевошпат–карбонатно–кварцевой ассоциации в пирите, халькопирите, галените, иногда в сфалерите и по микротрещинкам в магнетите встречаются теллуриды Au и Ag, самородное золото (в том числе ртутистое), Se-содержащий аргентит, гринокит. По минеральному составу первая ассоциация резко контрастирует со второй и с более широко проявленными подобными зонами малосульфидной минерализации (±кварц) с геохимической специализацией Fe–Cu–Au, которые вскрыты в 1 км южнее – в карьере месторождения строительного камня (в диоритах собского комплекса).