Геология рудных месторождений, 2020, T. 62, № 6, стр. 503-528

ВВЕДЕНИЕ

В отечественных публикациях (Крутов, 1959; Унксов, 1968; Шишкин, 1973; Борисенко, и др., 1984; Кабо и др., 1991; Коваленкер и др., 1994) рассмотрены особенности геологического строения и закономерности размещения эндогенных месторождений кобальта и благородных металлов на территории Центральной Азии, Северной Америки, Западной Европы и Северо-Западной Африки. В зарубежных и отечественных публикациях охарактеризованы арсенидные кобальтовые месторождения рудного пояса Бу Оффро – Эль Граара в металлогенической провинции Анти-Атлас в Королевстве Марокко (Крутов, 1970; Крутов и др., 1989; Leblanc, 1975, 1986; Oberthur et al., 2007, 2009; Rapport…, 1994; Les Minéralisations…, 2015; Lebedev, Maacha, 2017; Лебедев, Maacha, 2018). Эта провинция имеет важное промышленно-экономическое значение, поскольку здесь расположены месторождения Au, Hg–Ag, Co–Ni–Bi–U–Ag, Cu–Pb–Zn (фиг. 1).

Фиг. 1.

Местоположение металлогенической провинции Анти-Атлас в Северо-Западной Африке (а); месторождения кобальта, серебра, золота и полиметаллов в её контурах (по Les Minéralisations…, 2015 с изменениями авторов) (б): 1 –3 – стратифицированные образования: 1 – кембро-ордовикские (Є₂–О); 2 – венд-кембрийские (V–Є₁); 3 – среднего–верхнего протерозоя (PR_2–3); 4 – нижнего протерозоя–архея (AR–PR₁); 5 – рудные месторождения: Au; Au–Cu; Au–Ag–Cu; Ag; Co–Ni–As–Au–Ag.

Особый интерес представляют собственно кобальтовые арсенидные объекты рудного узла Бу Аззер, примерами которых являются относительно низкотемпературные Ni–Co–As (U–Ag) месторождения “пятиэлементной” формации гидротермального генезиса: Эль Жир, Мешуи, Таруни, Центральный и Восточный Бу Аззер, Акбар, Тамдрост, Иртем, Агудель, Аит-Ахман (фиг. 2).

Фиг. 2.

Геологическая карта рудного пояса Бу Оффро – Эль Граара (по данным Leblanc, 1975 с изменениями авторов): 1 – дайка долерита (εµ J₂); 2 – вулканогенно-терригенно-карбонатные отложения нижнего кембрия серии Адодуньян (V–Є₁ ad_1–3); 3 – вулканогенно-осадочные образования позднего протерозоя серии уарзазат (PR₃ ou_1–7); 4 – терригенные флишоидные отложения среднего–позднего протерозоя серии тиддилин (PR_2–3t); 5 – гранодиориты позднего протерозоя (γδPR₃); 6–9 – офиолитовая ассоциация пород среднего протерозоя: 6 – зеленые сланцы (Pr₂hl), 7 – кварцевые диориты (δPr₂), 8 – габброиды (νPR₂), 9 – серпентиниты (σPR₂); 10 – гнейсы и кристаллические сланцы раннего протерозоя–архея (AR–PR₁); 11–12 – разломы: 11 – скрытые под отложениями серии адодуньян, 12 – прослеженные; 13 – рудные месторождения (арсенидные кобальтовые, медно-колчеданные и золоторудные).

Цель настоящей статьи – показать индикаторную роль минералов продуктивных на кобальт рудных парагенезисов в прогнозе “слепых” рудных тел в контурах рудного пояса Бу Оффро – Эль Граара. При этом под формулировкой “минералы-индикаторы арсенидного гидротермального процесса” авторы понимают присутствие в кварцево-карбонатном жильном выполнении фиксируемого количества главных рудных минералов продуктивной на кобальт минеральной ассоциации.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ РАЙОНА

Фактический материал, собранный авторами статьи в процессе экспертных геолого-металлогенических исследований в рудном поясе Бу Оффро – Эль Граара в рамках контракта Компании Tifnoute Tirnimine фирмы OMNA корпорации Managem с ООО “ОЗГЕО”, свидетельствует о длительном существовании узлов аномальной эндогенной активности, характеризующейся пространственно-генетической синхронностью процессов последовательного пульсационного формирования магматических, метасоматических и рудных образований. Современная геологическая структура Анти-Атласа и его отдельных блоков сформирована в результате постколлизионных геодинамических процессов рифтогенеза, а также сопутствующих им проявлений внутриплитного магматизма и гидротермальной деятельности. Месторождения рудного пояса Бу Оффро – Эль Граара локализованы исключительно в контурах зон лиственитизации серпентинитов, образовавшихся по породам ультраосновного состава (фиг. 2).

В рудных полях месторождений широким распространением пользуются относительно разновозрастные дайки субщелочных базальтоидов и сиенитов. На схематической геологической карте докембрийского выступа Бу Оффро – Эль Граара стратифицированные образования представлены сериями: гнейсовой – AR–PR₁, зеленокаменной – PR₂, тиддилин (терригенной) – PR_2–3t, уарзазат (вулканогенно-осадочной) – PR₃ ou_1–7, адудуньян (терригенно-карбонатно-вулканогенной) – V–Є₁ ad_1–3, а интрузивные – массивами серпентинизированных ультраосновных пород и сопутствующих габброидов, прорванных относительно разновозрастными гранитоидами и дайками субщелочных базитов.

Серпентинизированные ультабазиты, в которых с зонами лиственитизации сопряжены кобальтовые месторождения рудного узла Бу Аззер, слагают пластинообразные тела мощностью от 1 до 3 км, вытянутые в субширотном направлении на 70 км. В современном эрозионном срезе они прослеживаются в виде двух полос – северной и южной. В северной полосе ультрабазиты вскрыты в виде уплощенных массивов неправильной формы размером от 0.5 до 50 км², которые прослеживаются с перерывами от рудного поля Эль-Жир до Аит-Ахман и далее, включая структурный блок Эль Граара. К южной полосе приурочена цепочка разрозненных линзовидных протрузий размером 0.2–0.5 км². Предполагается, что серпентиниты принадлежат офиолитовой ассоциации, синхронной проявлению позднерифейского базитового вулканизма. Ряд исследователей (Крутов, 1970; Leblanc, 1975; Лебедев, 1998; Lebedev, 2003) считают, что протрузии ультрабазитов внедрялись в интенсивно дислоцированные вдоль Главного разлома терригенно-вулканогенные образования позднего докембрия. Серпентинитам сопутствуют массивы габбро, в том числе – полосчатые. Офиолитовая ассоциация пород со спилитами, диабазами и ультрамафитами формировалась в период 1200–1000 Ма (Leblanc, 1975, 1986; Les Minéralisations…, 2015; Maacha et al., 2015). Разрез офиолитовой ассоциации заканчивается микроскладчатыми хлоритовыми и серицитовыми сланцами. Серпентинизированные ультрабазиты и ассоциирующие с ними стратифицированные образования прорваны гранитоидами во временных интервалах 750–680 и 650–450 Ма. Кроме протрузий ультраосновного состава в геологическом строении участвуют массивы субщелочных и известково-щелочных гранитов – самостоятельная фаза позднедокембрийских магматических проявлений, возраст которых не установлен. В зоне Главного разлома вскрыты массивы кварцевых диоритов (тоналитов), которые ассоциируют с серпентинитами (срединный кварцевый диорит), либо прорывают докембрийские образования РR₂ (южный кварцевый диорит).

МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ РУД КОБАЛЬТОВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПОЯСА БУ ОФФРО – ЭЛЬ ГРААРА

Руды большинства изученных арсенидных кобальтовых месторождений пояса Бу Оффро – Эль Граара характеризуются резким преобладанием кобальта над никелем (Co : Ni = 10 : 1), высокими содержаниями золота (до 100 г/т) и молибдена (до 0.1%), относительно низкими серебра (10–150 г/т), висмута (до 0.01%) и урана. В процессе онтогенических и минераграфических исследований арсенидно-кобальтовых руд основное внимание уделено анализу взаимоотношений рудных и нерудных жильных минералов, выявлению последовательности образования минеральных парагенезисов и изучению минералого-геохимической зональности арсенидно-карбонатных жил и рудных полей.

Как было показано ранее Г.А. Крутовым (1970), особый интерес при изучении рудных тел и месторождений пояса Бу Оффро – Эль Граара представляет выявление закономерного распределения в пространстве трех наиболее характерных групп рудных минералов: первая – кобальтовых и Fe-кобальтовых арсенидов; вторая – промежуточных кобальт-никелевых арсенидов; третья – существенно никелевых арсенидов и сульфоарсенидов. Первая группа арсенидов представлена ассоциациями: а) Co- и Fe–Co-скуттерудитов, содержащих в среднем 17% кобальта, до 1.5% никеля и 2.5% железа; б) саффлорита–леллингита, имеющей в своем составе минимальные примеси никеля (не более 1%), при сильно меняющихся содержаниях кобальта и железа в саффлорите (Co – 6–23%, Fe – 4–22%), лёллингите (Co – 0.4–6%, Fe – до 27%). Вторая группа объединяет зональные смеси кубических арсенидов серии шмальтина–хлоантита, крайние члены которой названы Н.Н. Шишкиным (Шишкин, 1973) Fe-Ni-Co- и Fe-Co-Ni-cкуттерудитами, различающимися по преобладанию Сo над Ni при колебаниях от 6 до 15% для первого и 6–7% – для второго, при этом содержание железа в них изменяется от 5 до 14%. Третья группа – это существенно никелевые арсениды (раммельсбергит, парараммельсбергит, никелин, орселит и др.) и, реже встречающиеся, хлоантит и герсдорфит. В них содержание кобальта не превышает 5%, а железа – 1% при резком преобладании никеля (от 10–16% в хлоантите до 43% в никелине).

В центральной части рудного пояса (месторождения Таруни, Центральный и Восточный Бу Аззер) в большинстве промышленных рудных тел преобладает собственно Со- и Fe–Со-арсенид (скуттерудит) при подчиненном количестве зонального Fe–Ni–Co-cкуттерудита (шмальтина) с незначительным присутствием арсенидов никеля (никелин, маухерит, орселит и др.). Характерны относительно высокие содержания золота (до десятков г/т) в Fe–Co-арсенидной руде в ассоциации с молибденитом, браннеритом, уранинитом, настураном и относительно низкие – серебра, концентрация которого обычно превышает десятки г/т, достигая иногда первых сотен г/т, что характерно для никелевых разновидностей арсенидных руд, обогащенных сульфидами меди, цинка, свинца (халькопирит, сфалерит, галенит) и тетраэдритом, в которых иногда фиксируются повышенные содержания мышьяка (табл. 1).

Сходным составом рудных минералов с жильной зоной F–5/7 месторождения Центральный Бу Аззер характеризуется месторождение Агбар, расположенное в западной краевой части крупного массива серпентинитов, в 7 км восточнее структуры “Коридор” месторождения Восточный Бу Аззер. Руды месторождения Агбар отличаются увеличением доли Fe–Ni–Co-скуттерудита (шмальтина) и уменьшением концентраций золота (до 4–5 г/т). Fe-Co-арсениды серии саффлорит-леллингит с зональным чередованием минералов группы Co- и Fe–Co-скуттерудитов присутствуют на месторождении Агбар в рудных телах, вскрытых подземными горными выработками, как и в жилах F–5/7, St–2 месторождения Центральный Бу Аззер. Восточнее и западнее названных рудных полей наблюдается уменьшение доли Co- и Fe–Co-скуттерудитов, замена их шмальтином при одновременном увеличении обособленной арсенидно-никелевой и наложенной золото-серебро-селенидно-медной сульфидно-сульфосольной минерализации. Эта общая тенденция в изменении минерального состава в контурах рудного пояса часто выражена в пространственном перекрытии скуттерудитового оруденения никелин-раммельсбергитовым и более поздним серебро-сульфосольным в пределах рудных полей месторождений Мешуи, Центральный Бу Аззер, Тамдрост, Амбед, Иртем, Аугудаль, Зона Д и Аит-Ахман. На ряде арсенидно-кобальтовых объектов, локализованных на флангах рудного пояса (жилы месторождения Фигье на западе и жила F‑51 в рудном поле месторождения Аит-Ахман – на востоке), преобладают Fe–Co–Ni-скуттерудит (хлоантит), никелин и раммельсбергит, присутствуют заметные количества герсдорфита. Месторождения Буисмас и Умлиль, расположенные в центральной части пояса Бу Оффро – Эль Граара вблизи крупного по запасам кобальта месторождения Тамдрост, а также жилы месторождения Эль-Жир, Мешуи, Кхедер, жилы 52–65 в рудном поле месторождения Аит-Ахман, обогащены лёллингитом, содержание кобальта в котором колеблется от нескольких десятых до 4–5%. На горизонте –160 м месторождения Мешуи крутопадающая кварц-доломит-анкерит-шмальтин-скуттерудитовая жила MF–2 пересечена пологозалегающей кварц-карбонат-лёллингитовой жилой крустификационного сложения (структура MP–1).

В арсенидно-карбонатных жилах месторождений рудного пояса Бу Оффро – Эль Граара установлено более 30 гипогенных минералов (фиг. 3), главными из которых являются арсениды кобальта, железа и никеля – скуттерудит, шмальтин, саффлорит, лёллингит и раммельсбергит. Второстепенное значение имеют некоторые Fe–Ni-арсениды (никелин, хлоантит, крутовит, орселит, парараммельсбергит), сульфоарсениды (кобальтин, герсдорфит, арсенопирит, аллоклазит) и сульфиды (халькопирит, сфалерит, галенит, пирит, молибденит). В жилах встречаются самородные золото и серебро, браннерит, настуран, коффинит, блеклые руды, энаргит, акантит, а также сульфиды и сульфосоли серебра, свинца, мышьяка, сурьмы, селена. Среди нерудных минералов жильной массы особенно широко распространены кварц, карбонаты (доломит, кальцит, в меньшей степени – анкерит, сидерит), а также хлорит и минералы группы серпентина (антигорит, хризотил-асбест, серпофит, лизардит) совместно с тальком, стеатитом, стихтитом, сайбелиитом и уваровитом. Эти минералы чаще развиты в приконтактовых зонах родингитизированных серпентинитов.

Фиг. 3.

Состав и последовательность отложения минеральных парагенезисов кобальтовых месторождений рудного пояса Бу Оффро – Эль Граара.

Минералого-геохимические исследования руд и околорудно-измененных пород позволили выделить пять минеральных парагенетических ассоциаций, соответствующих основным этапам формирования эндогенного серебро-золото-никель-кобальт-уран-мышьякового оруденения рудного узла Бу Аззер. В большинстве жил, наряду с рудными минералами, кварцем и карбонатами, присутствует барит, в меньших количествах – серицит и гидрослюды. Химический состав рудных минералов месторождений пояса Бу Оффро – Эль Граара приведен в таблицах №№ 1, 2, 3.

Состав жильного выполнения коррелирует c составом вмещающих пород. В измененных серпентинитах и апосерпентинитовых метасоматитах локализованы рудные жилы существенно тальково-карбонатного (тальк-кальцит-брейнеритового), в кварцевых диоритах – карбонатно-кварцевого (хлорит-кальцит-кварцевого), в риолитах и слюдисто-кремнистых метаморфических породах – монокварцевого составов. Некоторые доарсенидные монокварцевые жилы содержат пирит-халькопирит-борнит-браннерит-молибденит-гематитовую минерализацию, а большинство постарсенидных кварцевых жил обогащены галенитом. После отложения в трещинных структурах ранней минеральной ассоциации происходили неоднократные тектонические подвижки, которые восстанавливаются по наличию крупных обломков Со-скуттерудита-1 и Fe-скуттерудита в жильной массе крустификационного сложения, представленной кварцем и карбонатами. Трещинки в минералах первой минеральной ассоциации залечены, а обломки минеральных агрегатов сцементированы карбонатами с обособлениями халькопирита, кобальтина-2, скуттерудита-2, вкраплениями самородного золота и электрума второй минеральной ассоциации. Халькопирит залечивает трещины в скуттерудите-1 и образует сростки с золотом-2 и электрумом совместно с кальцитом-2, скуттерудитом-2, сфалеритом и галенитом. Отмечается тонкая вкрапленность кобальтина в кальците-2. Некоторые выделения кобальтина-2 и скуттерудита-2 представлены кристаллами кубического и октаэдрического габитуса. Кроме того, кобальтин-2 наблюдается довольно часто в виде включений различной формы в скуттерудите-2, иногда – вместе с золотом-2.

После образования второй минеральной ассоциации вновь происходили тектонические подвижки, в процессе которых более ранние минеральные ассоциации подверглись разрушению, а их трещины и обломки залечивались и цементировались минералами более поздней минеральной ассоциации: молибденитом, кальцитом-3, браннеритом, уранинитом, настураном, кофинитом, клаусталитом, пруститом, самородными – золотом, серебром и висмутом, электрумом, иногда – сульфидами и сульфосолями свинца, цинка, серебра, мышьяка, сурьмы и селена. Они обычно присутствуют в наиболее мощных жильных телах, тяготея к их центральным частям и глубоким горизонтам. Молибденит с кальцитом-3, браннеритом и уранинитом образует вкрапленную, прожилково-вкрапленную текстуру в минералах предыдущих минеральных ассоциаций, прежде всего в Со-скуттерудите-1, Fe-скуттерудите и кобальтине-2. Для молибденита характерна чешуйчатая и тонкопластинчатая структура. Минералы урана (браннерит, уранинит) довольно часто встречаются в виде включений в молибдените. Браннерит образует зернистые агрегаты (0.1 × 0.2 мм) или кристаллы (0.01 × 0.15 мм) призматического облика в молибдените, кальците-3 и хлорите. Уранинит также образует зернистые, ксеноморфные агрегаты (0.15 × 0.15 мм) в молибдените, залечивая трещинки в Со-скуттерудите-1 совместно с кальцитом-3. Выделения тенгхонгита с включениями уранинита (до 5 мкм) и в срастании с браннеритом зафиксированы в молибдените. Клаусталит, совместно с кальцитом-3 и молибденитом, цементирует катаклазированные обломки ранних минералов. Прожилками более поздней стадии, выполненными кальцитом-4 (часто с баритом и гематитом), пересечены все более ранние минеральные парагенезисы. К сожалению, рудные парагенезисы, проявленные в жильных кварцево-карбонатных образованиях ниже зоны выщелачивания (окисления), на поверхности зачастую визуально не фиксируются, оставляя их “слепыми”, что, собственно говоря, и заставляет нас искать методы поисков и прогноза “слепых” рудных тел.

ИНДИКАТОРНЫЕ МИНЕРАЛЫ АРСЕНИДНО-КОБАЛЬТОВЫХ РУД

Наиболее распространенными индикаторными минералами продуктивных жил арсенидных кобальтовых месторождений пояса Бу Оффро – Эль Граара являются скуттерудит, саффлорит, лёллингит, раммельсбергит, маухерит и арсенопирит (фиг. 4). Реже встречаются арсениды никеля (никелин, хлоантит, крутовит, орселит, парараммельсбергит), сульфоарсениды кобальта, никеля и железа (кобальтин, герсдорфит, аллоклазит) и сульфиды (халькопирит, пирит, молибденит).

Фиг. 4.

Формы выделения (а), составы (б) и взаимоотношения (в) индикаторных рудных минералов в кварцево-карбонатных жилах структуры “Коридор” месторождения Восточный Бу Аззер. а, б – 1 – скуттерудит, 2 – шмальтин, 3 – саффлорит, 4 – раммельсбергит, 5 – никелин, 6 – лёллингит, 7 – арсенопирит; в – 1–2 – ранняя стадия, 3–5 – вторая стадия, 6–10 – третья стадия.

В жилах кобальтовых арсенидных месторождений рудного узла Бу Аззер Со-cкуттерудит-1 и Со–Fe-скуттерудит выделяются в виде сплошных масс и лишь иногда образуют срастания с Ni-кобальтином. Самородное золото-1 встречается в Со-скуттерудите-1 в виде мелких вкраплений различной формы размером от 30 до 1 мкм и меньше, присутствуют также и единичные округлые зерна золота-1 с поперечными сечениями в 50 мкм и более (фиг. 5). Благородные металлы в арсенидных кобальтовых месторождениях отлагались либо совместно с арсенидами Ni и Co, образуя с ним тесные срастания, либо в составе минеральных парагенезисов, связанных с проявлением более поздних гидротермальных процессов, существенно оторванных во времени от этапа формирования арсенидных кобальтовых руд (Лебедев, 1986; Lebedev, 2003; Maacha et al., 2015). Характерно, что на таких месторождениях Hg-серебро отлагалось в составе малосульфидных парагенезисов (арсениды Ni, Co и Fe с самородными Bi, As и Sb). В процессе изучения особенностей распределения благородных металлов (Au, Ag, ЭПГ) в разных типах гидротермальных кобальтовых месторождений установлено, что низкотемпературные Ni–Co–As месторождения отличаются высокими содержаниями Ag (от 100 г/т до n^.10 кг/т) и, как правило, низкими концентрациями золота и элементов платиновой группы (Лебедев, 1986; Lebedev, 2003; Лебедев, Maacha, 2018). При этом наиболее высокие содержания серебра характерны для арсенидных Ag–Ni–Co- и Ni–Co–Bi–Ag–U-месторождений. Основные результаты исследований о распределении и концентрации золота и других благородных металлов в рудах различных формационных типов месторождений кобальта приведены ниже.

Фиг. 5.

Морфология вкраплений самородного золота и электрума в арсенидных парагенезисах кварцево-карбонатных жил структуры “Коридор” месторождения Восточный Бу Аззер (BerV SC № 6/88: 568–588 м).

Золото во всех типах кобальтовых месторождений тонкое и тонкодисперсное, и размеры его зерен редко превышают 100 мкм. Наиболее высокими содержаниями золота отличаются наиболее высокотемпературные Co-сульфоарсенидные месторождения. Отложение золота в них происходит при снижении температуры от 350 до 300°С и ниже. В кобальтоносных скарнах доарсенидного этапа на месторождении Хову-Аксы (Тува) содержания Au изменяются от 0.1 до 27 г/т; в месторождениях Юго-Восточного Алтая: Светлое и Кок-Куль – от 0.2 до 10 г/т, Каракуль – от 0.1 до 5 г/т, Владимировское – до 4 г/т; в месторождении Акджилга в Киргизии – от 2 до 80 г/т. Месторождение Акджилга известно как промышленное золото-кобальтовое, в котором запасы золота, по разным оценкам, варьируют от 50 до 100 т. Золото присутствует в рудах в самородном виде и во всех проанализированных образцах содержит ртуть: из рудных жил месторождения Акджилга – 0.5–5 мас. %, из руд месторождения Куру Тегерек – до 7.5 мас. %, из арсенидных руд месторождения Хову-Аксы – 0.5 мас. %. Установлено, что арсенидные никель-кобальтовые месторождения характеризуются более низкими содержаниями Au и крайне неравномерным его распределением в рудах. Его содержания для арсенидных никель-кобальтовых руд продуктивных стадий, обычно наложенных на пространственно обособленные типы сульфоарсенидного кобальтового и кварцево-жильного золотого оруденения, обычно не превышают 0.5 г/т, редко достигая 1–2 г/т (месторождения района Кобальт в Канаде, Конгсберг в Норвегии, Яхимов в Чехии, Аннаберг и Шнееберг в Германии, Акол и Узунхем в Туве). При совмещении и наложении жильных арсенидных руд на более ранюю золотоносную сульфоарсенидную кобальтовую минерализацию в контактово-метасоматических залежах (Хову-Аксы в Туве, Асхатиин-гол в Горном Алтае, Акджилга и Куру-Тегерек в Киргизии и др.) или золоторудную минерализацию в родингитизированных серпентинитах месторождения Мешуи в рудном поясе Бу Оффро – Эль Граара в Марокко установлены более высокие содержания золота – до 5–60 г/т при крайне неравномерном его распределении. Медно-кобальтовое сульфоарсенидно-сульфосольное оруденение, по многочисленным определениям, отличается низкими содержаниями золота, обычно не превышающими 1 г/т. Термодинамическое моделирование отложения самородного золота из высокохлоридного раствора при снижении температуры показало, что в сравнительно высокотемпературных условиях около 300˚С отлагается высокопробное самородное золото без существенной примеси серебра (Павлова, Боровиков, 2008).

Изучение особенностей распределения серебра в рудах разных типов кобальтовых месторождений показало, что этот металл преобладает в минеральных парагенезисах ранней и поздней продуктивных стадий, присутствуя в значительных количествах как в самородном виде, так и в составе блеклых руд и сульфосолей. В рудах Хову-Аксынского месторождения высокие содержания серебра (до нескольких килограммов на тонну) характерны и для главной продуктивной стадии, что связано с наложением более поздней серебро-сурьмяно-ртутной минерализации на арсенидные никель-кобальтовые руды. При наличии серебра в составе рудообразующего флюида отлагаются как самородное серебро, так и серебросодержащие сульфосоли. Кобальтовые сульфоарсенидные месторождения в высокотемпературных контактово-метасоматических породах (роговиках, скарнах) характеризуются обычно низкими содержаниями серебра (в среднем до 40 г/т). Примерами обособленного проявления такого типа минерализации являются месторождения Владимировское и Каракульское (Алтай), Абаканское (Хакасия), Дашкесан (Кавказ), Верхнее-Сеймчанское (Якутия), Блекбирд (Айдахо, США), Никель-Плейт (Канада). Однако при наложении более позднего низкотемпературного серебросодержащего Ni–Co–As-оруденения на кобальт-мышьяковые руды (Актепе, Ховуаксинское, Абаканское, Акджилга, Блекбирд) фиксируются высокие содержания серебра (до 100 г/т и более). При этом арсенидные никель-кобальтовые руды в кварцево-карбонатных жилах месторождений Хову-Аксы (Лебедев, 1986, 1998, 2018) и Актепе (Кабо и др., 1991, 1992; Коваленкер и др., 1994; Kovalenker et al., 1995) содержат различные количества самородного серебра – от 70 до 2700 и более г/т. Формирование арсенидных серебро-никель-кобальтовых месторождений с висмутом и ураном (“пятиэлементная” формация) связано с наложением более поздних кварцево-барит-карбонатных жил и прожилков с самородным Hg-серебром и Ag–Sb-сульфосолями (Ag–Sb–Hg-стадия) на Ni–Co–As-оруденение. Примерами являются месторождения Бу Аззер и Имитер в Марокко. Арсенидное кобальтовое оруденение в рудном узле Бу Аззер – Эль Граара связано с триасовым (240–200 Ма) базитовым магматизмом Центрально-Атлантического геоблока (Sebai et al., 1991). Рудный пояс Бу Оффро – Эль Граара пересечен дайками долеритов, возраст которых около 240 Ма. На месторождении Центральный Бу Аззер арсенидные никель-кобальтовые руды жилы St-2 пересечены кварцевыми прожилками с ртутистым серебром. Абсолютный возраст этой минерализации (218 ± ± 8 Ма) определен Ar–Ar методом по адуляру из кварцевого прожилка (Levresse, 2001), что отвечает позднему триасу. Ar–Ar методом по биотиту и калиевому полевому шпату определен абсолютный возраст (204–200 Ма) дайки микросиенитов, что также соответствует позднему триасу (Лебедев и др., 2013). Эта дайка сходна по минеральному составу с триасовыми лампрофирами Южно-Чуйского района Алтае-Саянской складчатой области. В рудном поле месторождения Игудран она прорывает черносланцевую толщу докембрия и карбонатные отложения кембрийского возраста, а севернее – терригенную толщу ордовика. В рудном поле месторождения Имитер по данным геолого-структурных и минералого-геохимических исследований установлено наложение серебро-сурьмяно-ртутного оруденения на арсенидную никель-кобальтовую минерализацию, а также наличие арсенидов железа и кобальта вместе с обломками вмещающих черных сланцев в кварц-карбонатных жилах месторождения Имитер с серебряным оруденением. Следует подчеркнуть, что арсенидная кобальтовая минерализация в рудном узле Имитер сопоставима с аналогичным оруденением месторождений рудного узла Бу Аззер – Эль Граара, однако отличается более низкими содержаниями кобальта и никеля, что, по-видимому, обусловлено удаленностью зон рудоотложения от массивов серпентинитов. В Рудных Горах (Германия, Чехия) и Анти-Атласе (Центральный и Восточный Бу Аззер), при пространственном совмещении разновозрастного арсенидного никель-кобальтового и серебро-сурьмяно-ртутного оруденения с наложением более позднего Hg-серебряного оруденения на Ni–Co–As руды, формировались месторождения “пятиэлементной” формации. Некоторые из них содержат, наряду с серебряной, висмутовую и урановую минерализацию. Вероятно, это связано с рудоподготовительным этапом и совмещением во времени щелочно-базитового мантийного и гранитоидного корового магматизма. В кварц-карбонатных жилах наложенной “серебряной” стадии обычно присутствуют в тех или иных количествах сурьмяные сульфосоли. В тех случаях, когда содержание меди в гидротермальном растворе высокое, а сурьма преобладает над ртутью, формируется серебро-сурьмяное оруденение тетраэдритового минерального типа. При недостатке меди и избытке ртути по отношению к сурьме во флюиде формируется серебро-ртутное оруденение. Иногда на арсенидное никель-кобальтовое оруденение накладываются кварцевые и кварц-карбонатные жилы с Hg-серебром и Ag–Sb сульфосолями, а иногда – с Hg-содержащим Ag-тетраэдритом. Остается нерешенным вопрос, почему это происходит: либо в связи с различием в составе вмещающих пород, либо из-за разного состава магматогенных флюидов, отделяющихся от мантийно-коровых магматических очагов, либо отличия кроются в физико-химических особенностях рудообразующих систем. Медно-кобальтовые сульфоарсенидно-сульфосольные месторождения с рудами преимущественно герсдорфит-теннантитового состава (Узуной, Хараджуль, Бутрахта, Могенбурен, Толайлыг), на которые иногда накладывается Ag–Sb-оруденение в виде кварц-карбонатных жил с Ag-тетраэдритом, характеризуются переменными содержаниями серебра (100–600 г/т и более). Минеральными формами нахождения серебра в таких рудах являются в основном сурьмянистые сульфосоли меди, свинца, серебра, реже – самородное серебро (Лебедев, 2018).

Элементы платиновой группы (Pt, Pd) установлены в рудах всех типов кобальтовых месторождений мира. Для палладия характерна ассоциация с Cu, Mo и Au. В Co-сульфоарсенидных высокотемпературных рудах месторождений Владимировское и Акджилга, а также Со-содержащих скарнах в экзоконтакте Cu–Ni Максутского массива палладий присутствует в наибольших количествах (1–1.7 г/т). Такие же содержания этих элементов отмечаются в Со-содержащих рудах месторождения Куру-Тегерек в Киргизии. В рудах Куру-Тегерек присутствуют как самородные платина и палладий, так и содержащие эти элементы минералы: паторит, купроплатина, сперрилит, порпецит, аллопалладий и палладит. Для руд арсенидных никель-кобальтовых месторождений (Хову-Аксы и Асхатиин-гол в Туве) платина и палладий отмечаются в невысоких и примерно равных количествах 0.22 и 0.23 г/т соответственно, такие же содержания этих элементов характерны и для месторождений рудного пояса Бу Оффро – Эль Граара в Марокко. По петрохимическим расчетам (Образцов, 1981), измененные гипербазиты, присутствующие в рудных полях месторождений этого пояса, а также Новоакхемского месторождения в Северо-Таннуольском поясе Тувы могли быть источником Pt и Pd, поскольку эти элементы являются характерными для ультраосновных пород и могли быть выщелочены из гипербазитов более поздними (моложе браннерита, возраст которого 310–300 Ма по U–Pb данным (Oberthur et al., 2009) As-содержащими гидротермальными растворами. Вместе с тем, предположение о возможном отложении этих элементов рудообразующими флюидами кобальтовых месторождений, основанное на результатах экспериментальных исследований по растворимости платины в системе расплав– солевой раствор + газовая фаза (Tagirov et al., 2013), подтверждают вывод о возможности привноса элементов платиновой группы вместе с никелем и кобальтом магматогенными флюидами. Содержание платины (~3.3 × 10^–3 ppm) в концентрированных хлоридных рассолах, отделяющихся от расплава в глубинных РТ-условиях континентальной коры (концентрация от 40 до 60 мас. % NaCl-экв. в зависимости от давления), на порядок ниже значений концентрации платины в остающемся расплаве. Минеральные формы нахождения платины и палладия в рудах изученных нами кобальтовых месторождений установить не удалось из-за мелких размеров (менее 15 мкм), хотя сцинтилляционный анализ показал преобладание обогащенных палладием фаз среди крупных частиц. Медно-кобальтовое сульфоарсенидно-сульфосольное оруденение характеризуется невысокими концентрациями золота, платины, палладия и умеренными содержаниями серебра: в рудах месторождения Кызыл-Оюк в Туве установлены содержания платины до 0.24 г/т, а палладия в месторождении Хараджуль (Хакасия) – до 1 г/т.

В рудах и околорудных измененных породах различных стадий рудоотложения в жильных системах арсенидно-кобальтовых месторождений рудного пояса Бу Оффро – Эль Граара иногда присутствуют парагенезисы как с самородным золотом, так и с минералами других благородных металлов. Морфология выделений самородного золота весьма разнообразна. Преобладают трещинно-прожилковые, комковидные, комковидно-ветвистые и интерстициальные формы. Часто золото образует тонкие прожилки (1–20 мкм) и ксеноморфные агрегаты размером до 50 мкм, выполняя трещинки в рудных минералах, чаще всего в скуттерудите-1. Золото второй генерации и электрум наблюдались в виде включений различной формы в скуттерудите-2 и кальците-2 в ассоциации с халькопиритом и кобальтином. Зафиксированы взаимоотношения золота-2 с кальцитом-2, а также наложение этих минералов и более поздних парагенетических ассоциаций с молибденитом, уранинитом и сопутствующими им минералами на скуттерудит-1 и золото-1. В аншлифах из руд структуры “Коридор” месторождения Восточный Бу Аззер определен состав золота, изменяющийся от весьма высокопробного до электрума. Вкрапленники золота по содержанию серебра подразделяются: 1) весьма высокопробное – Ag до 4 мас. % (Au 94.62; Ag 3.38); 2) высокопробное – Ag до 10 мас. % (Au – 90.08–93.86; Ag – 6.13–9.89); 3) среднепробное – Ag до 18 мас. % (Au – 81.74–88.31; Ag – 11.02–18.25); 4) низкопробное – Ag до 29 мас. % (Au – 70.16–78.50; Ag – 21.47–29.31); 5) электрум (Au – 69.78; Ag – 30.14).

PTV-УСЛОВИЯ РУДООБРАЗОВАНИЯ И ИХ ПРОГНОЗНАЯ РОЛЬ

Для определения PTV-условий отложения продуктивных на кобальт минеральных парагенезисов в жильных системах месторождений рудного пояса Бу Оффро – Ель Граара изучались флюидные включения в кварце, карбонатах и барите различных стадий рудоотложения с использованием как традиционных, так и новых инструментальных методов термобарогеохимии. Солевой состав растворов и их концентрация, а также плотность N₂ и CO₂ в газовой фазе включений определялись методом термо- и криометрии на микротермокамере THMSG-600 фирмы Linkam с диапазоном измерений 196/+600°С. Для расчета концентраций Na₂SO₄ и NaHCO₃ во флюидных включениях использовался метод волюметрии (Ишков, Рейф, 1990). По термо- и криометрическим данным была установлена концентрация Na и K, явившихся внутренним стандартом для расчета концентрации других элементов во включениях по результатам LA-ICP-MS анализа. Методом КР-спектроскопии определялся состав газовой фазы флюидных включений, присутствие в растворах включений ионов ${\text{HCO}}_{3}^{ - }$, HS^- и ${\text{SO}}_{4}^{ - }$ и диагностировались твердые фазы включений (спектрометр Ramanor U-1000 и детектор Horiba DU420E-OE-323 фирмы Jobin Yvon, лазер, Millennia Pro, 532 nm, power 2 w, фирмы Specra-Physics). Методом сканирующей электронной микроскопии определялся состав твердых фаз во вскрытых включениях (микроскоп LEO 1430VP, детектор OXFORD). Определение концентрации рудных (S, Fe, Co, Cu, Zn, As, Sb, Mo, Ag, Th, U и др.) и петрогенных (Na, K, Ca, Mg, Rb, Sr, Cs и др.) элементов в индивидуальных флюидных включениях осуществлялось методом LA-ICP-MS (масс-спектрометр c индуктивно-связанной плазмой X‑series 2 с лазерной приставкой UP-213 Nd:YAG. Содержимое расплавных и флюидных включений исследовалось методом микрозондового рентгеноспектрального анализа, данные которого дополняли результаты метода LA-ICP-MS. Флюидные включения подвергались декрепитации с образованием солевых остатков, которые анализировались микрозондовым рентгеноспектральным методом (Борисенко, 1999). Расплавные включения анализировались микрозондом после их плавления, закалки и выведения на поверхность.

Наложенные на серпентиниты рудного пояса Бу Оффро – Эль Граара гидротермальные изменения лиственит-березитовой фации указывают на близкий к нейтральному слабокислый характер гидротермальных растворов. Анализ водных вытяжек из включений в кварце месторождения Центральный Бу Аззер позволил установить, что главными компонентами в растворах являются Na⁺, Ca²⁺, Cl^–, ${\text{HCO}}_{3}^{ - }$, ${\text{NH}}_{4}^{ + }$. Температуры гомогенизации флюидных включений в дорудном кварце изменялись от 250 до 120°С, а в период отложения минералов арсенидной стадии температура гомогенизации постепенно повышалась: в начале рудоотложения от 200 до 270°С, а затем снижалась в заключительный период до 40–50°С. С помощью LA-ICP-MS анализа в составе 3-фазовых включений с переменным соотношением раствора и газа (от 5 : 1 до 1 : 2) в кварце и кальците из минеральных ассоциаций продуктивных на кобальт стадий месторождения Центральный Бу Аззер были установлены высокие содержания рудных элементов: Co (0.03%), Ni (до 0.2%), As (до 0.15%), Mn (до 1%), Fe (8.6–1.8%), Cu (до 700 ppm), Zn (0.9%), Ag (300 ppm) (Лебедев, Maacha, 2018). Примечательно, что данные LA-ICP-MS анализа, касающиеся присутствия заметных количеств Ni в составе флюидных включений, подтверждают результаты анализа водных вытяжек. Солевая концентрация рудообразующих флюидов оставалась достаточно высокой в течение всего процесса рудоотложения. Вертикальный градиент изменялся с глубиной от 8.4 до 11.6°С/100 м, а давление от 12 до 30 МПа. Значения δ¹⁸O H₂O растворов, отлагавших Ni-Co-As руды месторождений рудного узла Бу Аззер, повышаются от глубоких горизонтов к поверхности от –1.0 до +3.7‰ для доломита и от 0 до + 1.6‰ для кальцита, что свидетельствует о смешении разных типов растворов. Изотопный состав серы сульфидов (δ³⁴S от–6.2 до 4.9‰) и сульфатов (барит, δ³⁴S 24–26‰) месторождения Центральный Бу Аззер демонстрирует отсутствие изотопного равновесия между сульфатной и сульфидной серой и указывает на то, что сульфатная сера, вероятнее всего, привнесена экзогенными хлоридными водами из кембрийских и девонских эвапоритовых толщ Анти-Атласа. Изотопный состав углерода карбонатов руд месторождения Центральный Бу Аззер характеризуется интервалом значений δ¹³C от +0.5 до –6.5‰, что может объясняться смешением углерода осадочных карбонатов и магматических флюидов. В целом значения δ¹⁸O рудообразующих растворов, отвечающие параметрическим характеристикам кислорода смешанного источника “магматогенный флюид – экзогенные воды”, для месторождений рудного узла Бу Аззер колеблются от –6.3 до +5.9‰. Это фиксируется также данными по изотопному составу He месторождения Центральный Бу Аззер (³He/⁴He = = 1.75–6.16 × 10^–6), которые указывают на присутствие существенной доли мантийного гелия в составе рудообразующих флюидов.

Результаты криометрического изучения флюидных включений месторождений рудного узла Бу Аззер показывают, что гидротермальные высоко концентрированные (39–15 мас. % NaCl-экв.) растворы содержали NaCl (12–26 мас. %) и CaCl₂ (5–25 мас. %), их низкие температуры эвтектики указывают на присутствие хлоридов Fe, что находится в соответствии с фактом наличия гематита в составе отлагающейся из этого раствора поздней минеральной ассоциации. По результатам микрорентгеноспектрального анализа солевых остатков флюидных включений рудообразующие растворы Ni–Co-арсенидной стадии содержали наряду с преобладающими NaCl (8–18 мас. %) и CaCl₂ (15–30 мас. %), еще и KCl (1–5 мас. %), BaCl₂ (1.8 мас. %), MnCl₂ (до 1.4 мас. %), а также Fe, Mg и Br. Анализ индивидуальных включений лазерно-спектральным методом показал присутствие в хлоридных растворах следующих рудных элементов (ppm): Ni (до 0.87), Cu (до 1.2) As (до 1.3), а также Co и Mg. Такой слабокислый раствор мог переносить также и Au при соответствующих значениях pH. Золото в составе раствора не определено, возможно, это обусловлено низкой концентрацией его в растворе (ниже предела обнаружения), поэтому пока не решен вопрос, было ли золото в составе флюидов арсенидной стадии или в течение этой стадии оно только переотлагалось. Газовая фаза флюидных включений по составу преимущественно азотная, с содержанием метана, снижающимся с глубиной, и углекислотная, появляющаяся ближе к поверхности. Метан мог заимствоваться из вмещающих докембрийских метаморфизованных черносланцевых пород. Присутствие аммиака установлено по наличию аммония в водных вытяжках из кварца. На месторождении Центральный Бу Aззер значения δ¹⁸O H₂O рудообразующего раствора отвечают кислороду смешанного источника (магматогенный флюид + экзогенные воды) и составляют от –6.3 до +5.9‰, что в совокупности с высокими концентрациями рудообразующего флюида (30–40 мас. %) указывает на смешение магматогенного флюида с экзогенными водами эвапоритового бассейна (Борисенко и др., 1984; Лебедев, 1998). Установлено, что температуры отложения кварца и арсенидов кобальта в месторождениях рудного узла Бу Аззер несколько выше, чем на сходных по минеральному составу и формационной принадлежности месторождениях Центральной (Хову-Аксы в Туве) и Средней (Актепе в Узбекистане) Азии, где они редко превышают 270°С и сопоставимы с температурами рудоотложения на месторождениях Северной Америки (Борисенко и др., 1984).

Ранее было установлено (Rapport…, 1994), что в связи с проявленной в жилах минералого-геохимической зональностью на глубинах ниже разведанных горизонтов возрастает доля триарсенидов кобальта и весьма вероятно выявление рудных столбов с многостадийной минерализацией. Необходимо отметить, что расчетный уровень эрозии рудного поля Центральный Бу Аззер не превышал 450 м. Эта величина определена вертикальным расстоянием от реконструированного положения подошвы серии адудуньян (V-€₁ad) до вскрытого эрозией выхода на поверхность жилы F-5/7 месторождения Центральный Бу Аззер.

Температурный градиент был использован для прогнозирования (фиг. 6) благоприятных интервалов продуктивного кобальт-арсенидного рудоотложения в жилах, секущих скарны в рудном поле месторождения Хову-Аксы (Лебедев, Борисенко, 1984), а в рудном поясе Бу Оффро – Эль Граара вертикальный размах отложения продуктивной кобальтовой арсенидной минерализации прогнозировался (фиг. 7) до 1000 м (Лебедев, 1998), и он подтвержден марокканскими геологами в 2014–2015 гг. при проходке поисково-структурных скважин на восточном фланге месторождения Восточный Бу Аззер при оценке структуры “Коридор” (фиг. 8).

Фиг. 6.

Распределение продуктивных интервалов арсенидной кобальтовой минерализации в карбонатных жилах, секущих скарны (разрез Северного участка месторождения Хову-Аксы): 1– арсенидно-карбонатные жилы, их номера; 2 – интервалы продуктивной кобальт-арсенидной минерализации; 3 – постскарновая зона Северного надвига; 4 – пострудные нарушения; 5 – температура гомогенизации флюидных растворов, законсервированных во включениях в кальците арсенидно-карбонатных жил; 6 – уровень горизонта штольни Капитальная.

Фиг. 7.

Температурный диапазон рудоотложения в жилах месторождения Хову-Аксы (Лебедев, 1998): 1 – вскрытое выработками промышленное арсенидно-кобальтовое оруденение; 2 – прогнозируемое оруденение; 3–5 – температурные диапазоны: А – установленного промышленного оруденения; Б – прогнозируемого промышленного оруденения; В – отложения продуктивных минеральных парагенезисов пятиэлементной формации; 5 – минимальные температуры гомогенизации флюидных включений в сорудном кальците.

Фиг. 8.

Геологические разрезы по скважинам, вскрывшим в 2014–2015 гг. продуктивную минерализацию в интервалах глубин 410–885 м структуре “Коридор” (Лебедев и др., 2019): 1 – вулканиты; 2 – серпентиниты; 3 – серпентиниты; 4 – диориты; 5 – брекчия; 6 – тектонические нарушения; 7 – рудная минерализация (золото-молибденит-настуран-скуттерудитовая).

Низкотемпературный характер процесса отложения минералов в арсенидных жилах в условиях относительно стабильных температурных градиентов – 7–11°С/100 м на месторождении Хову-Аксы (фиг. 7) и 8.4–11.6°С/100 м на месторождениях Центральный и Восточный Бу Аззер (фиг. 9) позволил сделать вывод о незначительной изменчивости качества руд и размеров минерализованных интервалов по склонению и простиранию жильных зон. Вероятный вертикальный размах отложения продуктивной кобальтовой арсенидной минерализации в рудном поясе Бу Оффро – Эль Граара прогнозировался до 1000 м (Лебедев, 1998; Lebedev, 2003; Maacha et al., 2015; Лебедев, Maacha, 2018).

Фиг. 9.

Параметрические модели продуктивного рудоотложения в структурах рудного пояса Бу Оффро – Эль Граара при температурном градиенте 11.6–8.4°С/100 м (а – Лебедев, 1998; б – Лебедев, Maacha, 2018): 1 – прогнозируемая Со-арсенидная минерализация в жильной системе; 2 – промышленный интервал Со-минерализации, подтвержденный горными выработками и буровыми скважинами; 3 – температурный интервал, определенный термобарогеохимическими исследованиями флюидных включений; 4 – температуры гомогенизации флюидных включений в кварце; 5 – температуры гомогенизации флюидных включений в кальците; 6 – температуры гомогенизации флюидных включений в доломите; 7 – распространение золото-настуран-молибденит-скуттерудит-кобальтиновой минерализации; 8 – температурный диапазон установленного промышленного арсенидно-кобальтового рудоотложения; 9 – температурный диапазон отложения продуктивных по Co, Ni, Cu, Ag, Bi, U минеральных парагенезисов.

Приуроченность жил к сопряженной кулисной системе разломов в висячем боку рудоподводящих надвиговых зон позволяет прогнозировать распределение оруденения на глубину и фланги. Наращивание ресурсов кобальта в рудных полях месторождений Восточный Бу Аззер и Агбар на глубоких горизонтах доказано в 2008–2015 гг. при отработке жил подземными выработками до глубины 580 м, а в 2014–2015 гг. – дополнительно подтверждено при вскрытии поисково-структурными скважинами структуры “Коридор” на юго-восточном и восточном флангах месторождения Восточный Бу Аззер. Вблизи контакта с диоритами в лиственитизированных серпентинитах вскрыты богатые арсенидные кобальтовые руды с молибденитом, уранинитом и золотом в интервале глубин 410–885 м (фиг. 10). В рудах структуры “Коридор” молибденит образует чешуйчато-петельчатые агрегаты, характерные для коллоидальной разновидности молибденита – иордизита.

Фиг. 10.

Минеральный парагенезис второй продуктивной стадии (структура “Коридор”, скв. SC-16, 885 м): Au – самородное золото, Urn – уранинит, Mol – молибденит, Sct – скуттерудит, Ni-Cob – никелистый кобальтин, Ttn – теннантит, Clt – кальцит.

Использование температурного градиента для достаточно надежного прогнозирования благоприятных интервалов продуктивного рудоотложения на геохимических барьерах в жильных полях рудного пояса Бу Оффро – Эль Граара возможно для месторождений Эль-Жир, Мешуи, Таруни, Восточный Бу Аззер, Агбар, Тамдрост, Буисмас, Умлиль, Иртем, Агудель, Зона Д, Айт-Ахман.

ОБСУЖДЕНИЕ ПОЛУЧЕННЫХ РЕЗУЛЬТАТОВ

Ранее выполненное термодинамическое компьютерное моделирование последовательности отложения минеральных парагенезисов в жильных системах кобальтовых и кобальтсодержащих месторождений (Лебедев, 2018; Лебедев и др., 2019) и рассмотренные в статье результаты изучения особенностей распределения минералов-индикаторов арсенидного процесса в рудном поясе Бу Оффро – Эль Граара позволяют уточнить последовательность отложения в жильных системах арсенидов кобальта, никеля и железа, а также самородных золота, серебра и сопутствующих минералов урана, молибдена и висмута.

Главная идея поисков по минералам-индикаторам заключалась в том, что если на глубине имеется продуктивное на кобальтовую арсенидную минерализацию рудное тело, то на поверхности в каком-то минералогическом выражении должно проявляться “рудное дыхание” в виде первичных или вторичных кобальтовых минералов. Экспертом ОЗГЕО Образцовым Б.В. (Образцов, 1981) в 1970 г. было выявлено месторождение Восточный Бу Аззер, по находке эритрина в мозаичном кварце из наиболее мощной жильной зоны, расположенной к востоку от жил F 5/7 и St-2 месторождения Центральный Бу Аззер. В 2015–2016 гг. при участии авторов были проведены геолого-структурные исследования масштаба 1 : 10 000–1 : 25 000 в контурах сектора Восточный Бу Аззер – Агбар, в результате которых жильная зона № 1 структуры “Коридор” была прослежена по простиранию в северо-восточном направлении на 800 м и опробована с интервалом 50 м, а в 1–2 км прослежены и опробованы мощные кварц-карбонатные жильные системы № 2, 3 и 4 (фиг. 11) брекчиево-крустификационного выполнения (фиг. 12, 13) без видимой арсенидной кобальтовой минерализации.

Фиг. 11.

Опробование жильных систем западного фланга сектора Восточный Бу Аззер – Агбар. Стратифицированные образования: 1–2 – серия адудуньян (V–Є₁ad): 1 – верхняя терригенно-карбонатная, 2 – нижняя карбонатно-вулканогенно-терригенная; 3–6 – серия уарзазат (PR₂or_1-7): 3 – вулканогенная игнимбритовая, 4 – терригенно-туфогенная, 5 – вулканогенная андезит-дацитовая; 6 – вулканогенная риолит-базитовая; 7 – серпентиниты; 8 – граносиениты; 9 – геологические границы несогласного залегания, 10 – разломы; 11– карбонатно-кварцевые жилы; 12–16 – места отбора проб с указанием доли минералов-индикаторов в шлихе: 12 – Co-As; 13 – Ni-As; 14 – Cu-S; 15 – Au; 16 – FeAsS.

Фиг. 12.

Кварцево-доломитовая жильная система № 2. Западный фланг сектора Бу Аззер – Агбар.

Фиг. 13.

Жильный кварц “мозаичного” облика с жеодой горного хрусталя (зона № 2).

В качестве проверочного критерия эффективности метода было применено опробование жильных зон над известными богатыми рудными телами месторождений Центральный и Восточный Бу Аззер, Мешуи и структуры “Коридор” с целью подбора обучающего материала для их сравнительного анализа. Отобрано 110 проб коренных пород (весом 5–7 кг каждая) из жильных кварцево-карбонатных зон различной мощности. На участке механической подготовки на руднике Бу Аззер каждая проба была обработана по единой схеме: многократное дробление и расситовка до фракции –2 мм, промывка для получения концентрата (тяжелая фракция) и предварительный просмотр под бинокулярным микроскопом. Все шлихи проб из жильных систем №№ 1, 2, 3 и 4 были подвергнуты сравнению по минеральному составу с заведомо “рудной системой” “Коридор” (пробы 053, 054, 055 – над глубоко залегающей рудой) и из карьера месторождения Мешуи (проба 2021).

В шлихах из проб, отобранных из жильных систем №№ 1, 2, 3 и 4, были выделены индикаторные минералы арсенидного гидротермального процесса формирования кобальтовой минерализации (табл. 4), а их точная диагностика проведена в стационарных лабораторных условиях ИГМ СО РАН в г. Новосибирске. Изучение полированных препаратов (шашек) с диагностируемыми зернами минералов из жильных зон проводилось на сканирующих электронных микроскопах (LEO1430VP с энергетическим спектрометром OXFORD; JSM 6510 LV; Tashiba-TM-1000). Для анализа на электронном сканирующем микроскопе были приготовлены специальные препараты с клеевой основой, на которую аккуратно укладываются минералы и агрегаты их зерен, которые и были подвергнуты изучению.

В опробованных жильных системах, расположенных к востоку от месторождения Восточный Бу Аззер, с поверхности видимой рудной минерализации (кроме гематита) не наблюдалось, а в концентратах под бинокулярным микроскопом обнаружены (позднее подтверждены электронно-микроскопическими исследованиями) индикаторные минералы арсенидного парагенезиса: скуттерудит (CoAs₃), а также ферроскуттерудит, саффлорит (Fe, Co) As₂ и другие промежуточные разности (по соотношению Co и Fe). В ряде проб определены арсениды Ni: никелин – NiAs, маухерит – Ni₃As₂ и др. (табл. 4). Анализ этой таблицы позволяет выявить некоторые тенденции, которые могут помочь в выборе первоочередных мест для заложения поисково-структурных скважин для изучения продуктивности жильных систем сектора Восточный Бу Аззер – Агбар на арсенидное кобальтовое оруденение в интервалах глубин 200–1000 м, а также определение глубины залегания серпентинитов.

В структуре “Коридор” вблизи контакта с диоритами в серпентинитах на юго-восточном и восточном флангах месторождения Восточный Бу Аззер поисково-структурными скважинами на интервале глубин 410–885 м вскрыты кобальтин-скуттерудитовые руды с молибденитом, уранинитом и золотом. По наличию крупных обломков скуттерудита-1 и Fe-скуттерудита установлено, что после образования ранней минеральной ассоциации происходили тектонические подвижки. Трещинки в минералах ранней минеральной ассоциации залечены кварцем, а обломки скуттерудита-1, кобальтина-1 и кальцита-1 сцементированы молибденитом и халькопиритом с прожилками и вкраплениями уранинита, а также кальцитом-2, кобальтином-2, скуттерудитом-2 с вкрапленниками золота второй минеральной ассоциации. В пробах, отобранных из коренных выходов структуры “Коридор”, обнаружены минералы-индикаторы арсенидного процесса, доля которых показана на фиг. 14.

Фиг. 14.

Доля минералов-индикаторов (%) арсенидного гидротермального кобальтового процесса в пробах из структуры “Коридор”: 1 – номер пробы; 2–6 – ассоциации минералов-индикаторов: 2 – скуттерудит-саффлорит; 3 – никелин-маухерит; 4 – арсенопиит-лёллингит; 5 – халькопирит; 6–7 – нерудные жильные минералы: 6 – карбонаты; 7 – кварц.

Жильная система № 1, которая является север-северо-восточным продолжением структуры Коридор, характеризуется изменчивой мощностью (от 0.4 до 7.8 м) и прослеживается по простиранию на 850 м. Зона фиксируется аномалией ВЭЗ ВП с эпицентром на глубине 130–180 м. Предполагается относительно пологое погружение серпентинитов под вулканиты серии PR₃ou в северном и северо-восточном направлении к сопряжению с субширотной минерализованной зоной, которой контролируется промышленное кобальтовое оруденение структуры St-2 месторождения Центральный Бу Аззер. Доля минералов-индикаторов в пробах, взятых из коренных выходов жильной зоны № 1, показана на фиг. 15.

Фиг. 15.

Доля минералов-индикаторов (%) арсенидного гидротермального кобальтового процесса в пробах из зоны № 1 (условные обозначения на фиг. 14).

Жильная система № 2, выявленная в 1.6 км к востоку от структуры “Коридор”, падает на юго-восток под углом 70°–75° и прослеживается по аз. 25°–30° на 1200 м при мощности, изменяющейся от 1 м (в пережимах) до 10 м (в раздувах). На северном фланге жильная система смещена правосторонними сдвигами к востоку на 40–45 в 120 м южнее северного выклинивания, а южнее – вдоль тальвега сухого ручья субширотного простирания – к востоку на 200 м. Она выполнена кварцем “мозаичного” облика, цементирующим обломки темно-серых карбонатно-кремнистых гидротермально измененных пород. В лежачем боку жилы на друзовидный кварц нарастает розовый крупнокристаллический доломит, обычно сопутствующий арсенидной кобальтовой минерализации. Ни в доломите, ни в разновидностях кварца этой жильной системы, как и в других прослеженных жильных структурах 3 и 4, видимой арсенидной кобальтовой минерализации не наблюдалось. В пробах, отобранных из коренных выходов жильной системы, присутствуют минералы-индикаторы арсенидного гидротермального процесса (фиг. 16).

Фиг. 16.

Доля минералов-индикаторов (%) арсенидного гидротермального кобальтового процесса в пробах из зоны № 2 (условные обозначения на фиг. 14).

Зона № 3. Жильная система зоны № 3 расположена в 800 м юго-восточнее зоны № 2. Она прослежена по простиранию на 600 м и характеризуется изменчивой мощностью (от 0.5 до 8 м). В пробе, отобранной из центральной части коренных выходов жильной системы, присутствуют минералы-индикаторы арсенидного гидротермального процесса (фиг. 17).

Фиг. 17.

Доля минералов-индикаторов (%) арсенидного гидротермального кобальтового процесса в пробе из зоны № 3 (условные обозначения на фиг. 14).

Зона № 4. Жильная система зоны № 4 расположена в 450 м восточнее зоны № 3, прослежена на 900 м при мощности, изменяющейся от 1 до 14 м. В пробах, отобранных из коренных выходов жильной системы с интервалом 100 м, присутствуют минералы-индикаторы арсенидного гидротермального процесса (фиг. 18). Доля индикаторных минералов в сером шлихе из проб кварц-карбонатной жильной системы № 4 (как и жильных систем структуры “Коридор”, зон № 1 и 2) колеблется в значительной степени и определяется наличием: скуттерудит-саффлоритовой ассоциации минералов от 2 до 10 зерен преимущественно пентагондодекаэдрического и октаэдрического габитусов; никелин-маухеритовой – от 0 до 6 зерен неправильной формы; лёллингит-арсенопиритовой – от 4 до 12 зерен преимущественно призматического габитуса; сульфидов меди и железа (халькопирит и пирит) – от 6 до 18 зерен в большинстве неправильной формы при значительном количестве кристалликов пирита кубического габитуса.

Фиг. 18.

Доля минералов-индикаторов (%) арсенидного гидротермального кобальтового процесса в пробах из зоны № 4 (условные обозначения на фиг. 14).

Необходимо отметить, что преобладающая часть серого шлиха представлена карбонатами (в основном – доломитом, кальцитом) и кварцем. При этом их соотношение в шлихе близко к 1 : 1, с некоторым преобладанием карбонатов. Приведенные выше данные свидетельствуют о принципиальной возможности эффективного применения минералого-геохимического картирования гидротермальных образований рудного пояса Бу Оффро – Эль Граара и использования параметрических характеристик физико-химического процесса рудоотложения, полученных с помощью современных инструментальных методов термобарогеохимии для научного обоснования комплекса критериев прогнозной оценки глубоких горизонтов и флангов рудных полей. Очевидна целесообразность продолжения детальных исследований нескольких глубоко вскрытых рудных жил, выбранных в качестве эталонов сравнения физико-химических параметров подрудного, рудного и надрудного уровней минералообразования. Такие исследования позволят выявить причинно-следственные связи и зависимости функционирования рудообразующих систем и на их основе, с использованием изотопно-геохимических и минералогических данных, разработать комплекс критериев оценки уровней эрозионного среза рудных полей и зон, разбраковки рудных и безрудных жил. Опыт проведения аналогичных работ на арсенидно-кобальтовых месторождениях Тувы (Хову-Аксы, Асхатиингол) и Средней Азии (Актепе), а также сходных по условиям образования объектах сурьмяно-серебряной формации Монголии (Асгат, Толбонур и др.) и Памира (Акджилга и др.) показал высокую эффективность предлагаемого комплекса работ для прогноза и оценки рудоносности глубоких горизонтов и флангов рудных полей и конкретных жильных зон.

ВЫВОДЫ

1. Методика исследования минералов-индикаторов собственно кобальтовых гидротермальных месторождений должна включать: а) минералого-геохимическое изучение состава руд и, особенно, продуктивной кобальтовой минерализации, в том числе – для выяснения распределения в них промышленных концентраций Au, Ag, Bi и ЭПГ; б) сравнительный анализ состава растворов и газовой фазы флюидных включений в нерудных жильных минералах с целью определения термодинамически благоприятных интервалов для отложения продуктивных минеральных парагенезисов.

2. Параметрические характеристики состава рудообразующих флюидов изученных кобальтовых месторождений свидетельствуют об относительно низких температурах отложения продуктивных минеральных парагенезисов и накопления в них повышенных концентраций благородных металлов.

3. Полученные данные могут послужить базой для разработки корректных геолого-генетических моделей рудообразующих систем собственно кобальтовых арсенидных гидротермальных месторождений так называемой “пятиэлементной” формации для содействия решению проблем оценки и прогноза продуктивной минерализации на глубоких горизонтах жильных систем.