Геология рудных месторождений, 2021, T. 63, № 2, стр. 99-131
Платиноносность и условия образования сульфидного ЭПГ-Cu–Ni месторождения НЮД-II Мончегорского плутона, Кольский полуостров, Россия
В. В. Чащин a, *, С. В. Петров b, **, Д. В. Киселева c, ***, Е. Э. Савченко a, ****
a Геологический институт Кольского научного центра РАН
184209 Мурманская обл., Апатиты, ул. Ферсмана, 14, Россия
b Санкт-Петербургский государственный университет
199034 Санкт-Петербург, Университетская наб., 7/9, Россия
c Институт геологии и геохимии Уральского отделения РАН
620016 Екатеринбург, ул. Акад. Вонсовского, 15, Россия
* E-mail: chashchin@geoksc.apatity.ru
** E-mail: petrov64@gmail.com
*** E-mail: kiseleva@igg.uran.ru
**** E-mail: evsav@geoksc.apatity.ru
Поступила в редакцию 27.01.2020
После доработки 24.08.2020
Принята к публикации 20.10.2020
Аннотация
Приведены результаты изучения химического состава рудоносных пород, а также минералогии сульфидов основных металлов и элементов платиновой группы (ЭПГ) сульфидного ЭПГ-Cu–Ni месторождения Нюд-II, расположенного в юго-западной части массива Нюд Мончегорского плутона (Мончеплутона). Руды месторождения представлены прожилково-вкрапленными и гнездово-шлировидными типами. Они характеризуются существенным преобладанием Pd над Pt, фракционированием легкоплавких платиноидов (подгруппа PtЭПГ) относительно тугоплавких (подгруппа IЭПГ) и тесными корреляционными связями Ni и Cu с S при наличии повышенных содержаний As, Se, Te и Bi. Значения отношения S/Se в руде (3470−3530) соответствуют мантийным величинам. Среди минералов платиновой группы (МПГ) наиболее распространены висмуто-теллуриды Pt и Pd (меренскиит, майченерит и мончеит), в подчиненном количестве присутствуют Pt–Fe сплавы и сперрилит, а также самородный осмий и сульфоарсениды Ir, Rh и Pt (ирарсит, холлингвортит и платарсит). Образование рудных сульфидных концентраций происходило в результате отделения несмешивающейся сульфидной жидкости при охлаждении насыщенной серой силикатной магмы основного состава. Последующая фракционная кристаллизация сульфидной жидкости способствовала неоднородному распределению Ni, Cu и ЭПГ. Процесс ЭПГ-сульфидного рудообразования происходил в достаточно широком температурном диапазоне, начинаясь при 1100−1000°С и заканчиваясь при 600−400°С. На раннем этапе происходило выделение минералов IЭПГ (самородный осмий и эрлихманит). При охлаждении до температуры 1000−900°С сульфидная жидкость фракционировала с образованием mss, в котором концентрировались совместимые с ним IЭПГ, и остаточной сульфидной жидкости, обогащенной Ni, Cu, PtЭПГ и халькофильными элементами. При дальнейшем снижении температуры (до 600°С) происходила кристаллизация Pt–Fe сплавов, сперрилита и сульфоарсенидов IЭПГ + Pt и отделение остаточного сульфидного расплава, обогащенного Cu, PtЭПГ и халькофильными элементами. При 600−400°С процесс рудообразования завершился полной кристаллизацией сульфидов основных металлов и образованием висмуто-теллуридов и теллуридов Pt и Pd.
ВВЕДЕНИЕ
Мончеплутон является наиболее продуктивным в отношении концентрации месторождений стратегических полезных ископаемых среди всех палеопротерозойских расслоенных интрузий Фенноскандинавского щита. На его сравнительно небольшой площади в 55 км2 размещен значительный спектр месторождений различных типов: хромовых, сульфидных ЭПГ-Cu–Ni и малосульфидных Pt–Pd руд (фиг. 1). Первоначально основное внимание здесь уделялось месторождениям комплексных ЭПГ-Cu–Ni сингенетических (вкрапленных) и эпигенетических (жильных) руд (Горбунов и др., 1978, 1985), последние из которых долгое время служили сырьевой базой комбината “Североникель”. В конце 20-го века было обнаружено и охарактеризовано крупное Сопчеозерское хромовое месторождение (Дедюхин, 2005ф11; Чащин и др., 1999). А несколько позднее как в пределах Мончеплутона, так и в массивах его южного обрамления были выявлены и изучены месторождения малосульфидных Pt–Pd руд: Вуручуайвенч (Иванченко, 2009ф22; Гроховская, 2000), Южносопчинское (Иванченко, 2009ф; Гроховская и др., 2012), Лойпишнюн (Казанов, 2016ф33; Чащин и др., 2018) и Западный Ниттис (Казанов, 2016ф) (фиг. 1). Это позволяет существенно повысить перспективность Мончегорского рудного района в качестве важной рудной базы стратегических полезных ископаемых (ЭПГ, Cr, Ni, Cu). Следует отметить, что большинство ранее разведанных сульфидных ЭПГ-Cu–Ni месторождений изучено только на предмет основных полезных компонентов (Cu и Ni) (Елисеев, 1953; Елисеев и др., 1956; Горбунов и др., 1978, 1985), тогда как сведения об их платиноносности большей частью носят неполный характер (Юшко-Захарова, 1975; Орсоев и др., 1982, 1994; Яковлев и др., 1981; Гроховская, Лапутина, 1988; Яковлев, Докучаева, 1994; Нерадовский и др., 2002; Расслоенные интрузии…, 2004; Yakovlev et al., 1991; Dedeev et al., 2002). К таким месторождениям относится и небольшое отработанное месторождение Нюд-II. Ранее было охарактеризовано его геологическое строение, структурные особенности и морфология различных типов руд (Елисеев и др., 1956; Бартенев, Докучаева, 1975; Горбунов и др., 1978). Относительно распределения платиноидов известно только, что среднее содержание в руде Pt составляло 0.5 г/т, а Pd – 0.8 г/т (Рутштейн, 1964ф44), а из минералов ЭПГ были определены майченерит и фрудит (Dedeev et al., 2002).
Особенность этого месторождения заключается в локализации рудного тела среди пород т. н. “критического” горизонта и широком развитии, наряду с вкрапленными, гнездово-шлировидных сульфидных руд. В то же время геохимия ЭПГ, состав сульфидных минералов и МПГ изучены не были. В настоящем исследовании мы предприняли попытку в какой-то степени восполнить этот пробел, оценив состав сульфидов основных металлов и ассоциации МПГ, а также определив геохимические особенности распределения ЭПГ и халькофильных элементов-индикаторов платинометального минералообразования. Кроме того, выполнено изучение химического состава рудных и вмещающих пород месторождения Нюд-II. Совокупность полученных данных послужила важной предпосылкой для определения последовательности сульфидного и платинометального минералообразования, а также условий образования месторождения.
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ МОНЧЕПЛУТОНА
Палеопротерозойский расслоенный Мончеплутон расположен в центральной части Кольского полуострова и приурочен к северо-западному замыканию Имандра-Варзугской осадочно-вулканогенной рифтогенной структуры (фиг. 1). На современном эрозионном срезе он имеет дугообразную форму и состоит из двух ветвей: северо-западной и субширотной (Горбунов и др., 1985). Северо-западная ветвь длиной более 7 км и шириной в центральной части около 2 км представлена массивом Ниттис–Кумужья–Травяная (НКТ), получившим название по соответствующим возвышенностям. Субширотная ветвь протяженностью около 11 км и шириной около 3 км представлена массивами Сопча, Нюд и Поаз (фиг. 1). Вертикальная мощность массива НКТ варьирует от 1000 м на юго-западе до 200 м на северо-востоке, массива Сопча достигает 1200 м, Нюд и Поаз – 800 и 400 м соответственно.
Мончеплутон отчетливо дифференцирован в вертикальном и горизонтальном направлениях, что в общем виде выражается в понижении основности пород снизу вверх и с запада на восток, образующих единый сингенетический ряд (Козлов, 1973). Разрез массива НКТ сложен (снизу вверх): норитами и ортопироксенитами придонной зоны, дунитами, гарцбургитами, переслаиванием гарцбургитов и ортопироксенитов, ортопироксенитами. Разрез массива Сопча идентичен таковому НКТ, отличаясь от него отсутствием дунитов. Массивы Нюд–Поаз сложены преимущественно норитами с подчиненными габброноритами (Поаз). Все эти массивы имеют форму симметричных мульд с падением крыльев под углами 20°−45° к их осям.
К юго-востоку от массивов Нюд–Поаз на контакте с Имандра-Варзугской рифтогенной структурой залегает массив Вуручуайвенч протяженностью 6 км и шириной 1−2 км (фиг. 1). Он не вписывается в общую мульдообразную форму Мончеплутона, имеет моноклинальное строение и пологое до субгоризонтального залегание с падением на юг и вертикальную мощность, достигающую 900 м. Массив Вуручуайвенч сложен метагабброноритами с горизонтами метаплагиоклазитов, с одним из которых связано малосульфидное платинометальное месторождение.
Более подробно остановимся на строении массива Нюд. В основании его вертикального разреза залегают меланократовые пойкилитовые нориты мощностью от 70 м в западной части до 300 м в центральной части, которые в верхней части массива сменяются на нормальные мезократовые нориты мощностью до 350 м. Между ними находится оливиновый горизонт, который в виде полумесяца на протяжении 6 км опоясывает северную, западную и южную части массива (фиг. 1). Мощность этого горизонта составляет около 100 м при субгоризонтальном залегании (фиг. 2). В его состав входят ортопироксениты, плагиоортопироксениты и меланонориты с варьирующим содержанием оливина (до 30 об. %, редко больше), связанные между собой постепенными переходами и постоянно содержащие тонкораспыленную вкрапленность сульфидов, вследствие чего для пород толщи характерно повышенное фоновое содержание Ni около 0.10 мас. %. Залегание оливинового горизонта среди пород массива, нарушающее его нормальную стратиграфическую последовательность, позволяет рассматривать его в качестве более молодого относительно пород Нюда, образовавшегося из магмы повышенной основности и насыщенной серой. К его верхней и нижней частям приурочены горизонты сульфидных ЭПГ-Cu–Ni руд месторождения Терраса (фиг. 2). Ранее возраст оливиновых ортопироксенитов этого горизонта в районе месторождения Нюд-II был определен U–Pb методом по циркону в 2506 ± ± 3 млн лет (Чащин и др., 2016). Однако позднее в результате геохронологических исследований оливиновых ортопироксенитов верхнего рудоносного горизонта месторождения Терраса, выполненных на вторично-ионном микрозонде SIMS SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ФГБУ “ВСЕГЕИ” (г. Санкт-Петербург), был получен конкордантный U–Pb возраст равный 2484.3 ± 5.6 млн лет (Чащин и др., неопубликованные данные), который согласуется с геологическими представлениями о более молодом возрасте оливинового горизонта. Выше его в западной части массива Нюд на границе с нормальными норитами залегает т. н. “критический” горизонт, состоящий из двух частей: Террасы и Нюд-II. Свое название он получил по аналогии с критической зоной комплекса Бушвельд и в связи с ее сложным строением, обусловленным чередованием пород различного состава и зернистости, в отличие от монотонных меланократовых норитов нижней зоны и нормальных норитов верхней зоны массива Нюд. Однако этот “критический” горизонт не соответствует по составу критической зоне Бушвельда, которая представлена переслаиванием ортопироксенитов, гарцбургитов, норитов и анортозитов с горизонтами хромититов и платиноносным рифом Меренского в ее верхней части (Налдретт, 2003). “Критический” горизонт Террасы имеет дугообразную форму протяженностью 1.3 км, обращенную выпуклостью на запад. Его мощность здесь достигает 80 м, постепенно, через 400 м, выклиниваясь в восточном направлении (фиг. 2). Внутреннее строение “критического” горизонта характеризуется незакономерным чередованием лейко-, мезо- и меланократовых мелко-среднезернистых норитов, реже плагиоортопироксенитов с мезократовыми габброноритами при мощности отдельных прослоев 2−10 м. В основании “критического” горизонта, на контакте с толщей оливиновых пород, в виде прерывистых тел линзовидной формы мощностью от 10−15 см до 1−2 м развиты тонкозернистые плагиоклаз-пироксеновые роговики (или микронориты и микрогаббронориты) и шпинель-кордиерит-ортопироксеновые породы (ксенолиты вмещающих пород) (Расслоенные…, 2004). “Критический” горизонт Нюда-II описан ниже.
На происхождение “критического” горизонта существуют две точки зрения. Согласно первой из них, он представляет собой слой течения в массиве Нюд, насыщенный ксенолитами глиноземистых пород в результате смешения высоко- и умеренномагнезиальных расплавов (Козлов, 1973; Расслоенные…, 2004), тогда как по второй версии он рассматривается в качестве дополнительной интрузивной фазы Мончеплутона (Шарков, 1982, 2006; Шарков, Чистяков, 2014). В настоящее время этот вопрос остается открытым, и для его решения необходимо проведение дополнительных исследований.
СУЛЬФИДНАЯ МИНЕРАЛИЗАЦИЯ “КРИТИЧЕСКОГО” ГОРИЗОНТА ТЕРРАСЫ
Маршрутные исследования и опробование (отобрано 49 проб) в пределах “критического” горизонта Террасы позволили нам не только изучить его внутреннее строение, но и обнаружить несколько рудных точек гнездово-вкрапленной сульфидной минерализации с повышенным (≥0.5 г/т) содержанием ЭПГ (фиг. 2). Они распределены в пределах горизонта незакономерно и не образуют выдержанных скоплений, которые позволили бы увязать их в рудные тела, и поэтому не представляют практического интереса. Исключение составляет минерализованная зона, вскрытая ранее канавой 42 и заверенная в обнажении 453 (фиг. 2) Эта зона мощностью около 15 м тяготеет к разрывному нарушению субмеридионального направления, приурочена к меланократовым норитам и содержит гнездово-вкрапленную сульфидную минерализацию в количестве 2−3 об. % со средним содержанием Pt + Pd = 0.7 г/т (фиг. 2).
Исторический и геологический интерес представляет обнаружение на начальном этапе разведочных работ на месторождении Терраса, при проходке штольни 2 (фиг. 2), крупного рудного гнезда, приуроченного к лейкократовым норитам “критического” горизонта. Оно имело форму сплюснутой лепешки длиной 6.75 м, шириной 3.5 м и мощностью до 2 м. Сульфиды в гнезде были представлены преобладающим пирротином (60−80 об. %), пентландитом (от 5 до 20 об. %) и халькопиритом (от 3 до 10 об. %). В виде редких зерен встречались хромит, ильменит, пирит и полидимит, замещающий пентландит. Максимальное содержание Ni в гнезде достигало 3.24 мас. %, Cu – 0.56 мас. %. Сульфидное гнездо было переполнено включениями силикатных пород, и руда местами имела характер брекчии за счет цементации сульфидами обломков вмещающих пород. Кроме включений силикаты содержались в сульфидах в виде мелких оплавленных шариков, количество которых возрастало к краям гнезда.
ХАРАКТЕРИСТИКА СУЛЬФИДНОГО ЭПГ-Cu–Ni МЕСТОРОЖДЕНИЯ НЮД-II
Общая характеристика
Месторождение Нюд-II было открыто в 1931 г. геологами М.Ф. Шестопаловым и Н.Я. Холмянским. В это же время началась его разведка, завершившаяся в 1933 г. В результате этих работ запасы руды составили около 1 млн т, Ni = 3.75 тыс. т и Cu = 3.0 тыс. т при среднем содержании Ni = = 0.37 мас. % и Cu = 0.30 мас. %. После этого месторождение было законсервировано в связи с обнаружением богатых жильных Cu–Ni руд на массивах НКТ. Впоследствии, в конце 60-х гг. прошлого века, работы на месторождении были возобновлены, и в период с 1969 по 1974 гг. оно было полностью отработано карьером (фиг. 3а). Руды месторождения легко обогатимы. В концентрате содержание Ni составляло 3.7 мас. %, Cu – 3.0 мас. %, извлечение Ni – 85−87%, Cu – 90−92%.
Структурно-геологическое положение месторождения
Месторождение расположено в юго-западной части массива Нюд (фиг. 1) и приурочено к лейконоритам и мезократовым габброноритам “критического” горизонта. Горизонт здесь имеет форму небольшого штока овальной формы, слабо вытянутого в широтном направлении размером 170 × × 100 м и вертикальной мощностью около 50 м (фиг. 4а). Он залегает среди пород оливинового горизонта, вертикальная мощность которых, согласно данным бурения скважин, составляет около 100 м (фиг. 2). Изредка в них вблизи контакта с “критическим” горизонтом встречается довольно богатая сульфидная вкрапленность, жилки и шлиры сульфидов, но распределены они крайне неравномерно и не увязываются в тела определенной формы. Контакт между породами “критического” и оливинового горизонтов зачастую маркируется тонкозернистыми роговиками ортопироксен-плагиоклазового состава, залегающими в виде прерывистых тел линзовидной формы мощностью до 4−5 м (фиг. 4а, б). В бортах карьера месторождения Нюд-II контакт между породами “критического” и оливинового горизонтов тектонизирован и представлен зонами смятия и рассланцевания мощностью до 0.6 м с преобладающим субмеридиональным простиранием и падением на восток под различными углами: от 50°−70° до весьма пологих – 20°−30° (фиг. 3б, г).
Петрография пород
Карьером месторождения Нюд-II вскрыты рудоносные габбронориты и лейконориты “критического” горизонта, а также вмещающие их оливиновые ортопироксениты и плагиоортопироксениты. Габбронориты обнажены в северном борту карьера (фиг. 3в) и представляют собой мелкозернистую породу, состоящую из идиоморфных зерен ортопироксена (кумулус) размером 0.5−1.0 мм (40−45 об. %), субидиоморфных зерен плагиоклаза (45−50 об. %) и ксеноморфных зерен клинопироксена (10 об. %) (интеркумулус, фиг. 5а). В незначительном количестве присутствует вторичный амфибол, развивающийся по ортопироксену, а также вкрапленность и мелкие гнезда сульфидов.
Лейконориты вскрыты в южном борту карьера в виде пластового тела шириной около 15 м, залегающего среди ортопироксенитов. Контакты с вмещающими породами – тектонизированные с падением на восток под углом 60° (фиг. 3б). Лейконориты представляют собой неравномернозернистую, преимущественно мелкозернистую породу такситовой текстуры, состоящую из мелких, размером около 0.5 мм, таблитчатых, реже призматических зерен ортопироксена (20 об. %) и идиоморфных зерен плагиоклаза размером около 1 мм (70−75 об. %) (фиг. 5б). Реже наблюдаются участки гломеробластового скопления более крупных зерен ортопироксена (до 1 мм) и плагиоклаза (до 2 мм). Порода неравномерно амфиболизирована в виде келифитовых кайм и гомоосевых псевдоморфоз бецветного амфибола (5 об. %) по ортопироксену. В краевых частях тела лейконориты нацело амфиболизированы, участками катаклазированы. В них постоянно присутствуют вкрапленность и гнезда сульфидов, а также отдельные шлиры размером около 20 см в поперечнике (фиг. 4г). Возраст оруденелых лейконоритов месторождения U–Pb методом по циркону определен в 2503 ± 8 млн лет (Чащин и др., 2016).
На контакте габброноритов и плагиоортопироксенитов в северном борту карьера присутствуют роговики ортопироксен-плагиоклазового состава в виде тела линзовидной формы, выклинивающегося с глубиной. Они представлены тонкозернистыми породами с гломеробластовыми скоплениями ортопироксена линзовидной формы (фиг. 5в) и, реже, отдельными порфиробластами ортопироксена и плагиоклаза (фиг. 5г).
Вмещающие ортопироксениты и плагиоортопироксениты – это мелко-среднезернистые породы, которые отличаются друг от друга переменным содержанием плагиоклаза. Ортопироксениты характеризуются наличием субидиоморфных зерен оливина (до 5 об. %), сравнительно идиоморфных зерен ортопироксена (до 90 об. %) (оливин-ортопироксеновый кумулус) и ксеноморфных зерен плагиоклаза (2–5 об. %) (интеркумулус, фиг. 5д). Плагиоортопироксениты отличаются повышенным содержанием плагиоклаза (до 10 об. %) и пониженным – оливина (2−3 об. %), а также наличием редких зерен клинопироксена и бурой роговой обманки (фиг. 5е). Для этих пород характерно постоянное присутствие мелкой рассеянной вкрапленности сульфидов. Иногда на контакте с лейконоритами в ортопироксенитах текстура меняется на такситовую за счет изменчивости зернистости от мелкозернистой до крупнозернистой, с зонками дробления и грануляции.
Форма рудного тела и характеристика оруденения
Рудное тело месторождения Нюд-II имеет форму усеченного конуса мощностью около 40 м (фиг. 4б). Оно представлено как бедной вкрапленностью сульфидов (1−2 об. %), так и густой (5−10 об. %) сульфидной вкрапленностью, прожилками, гнездами и шлирами сплошных сульфидов (фиг. 4в). Вкрапленность присутствует повсеместно, наиболее богатая концентрируется вблизи шлиров сплошных сульфидов. Они развиты в центральной части месторождения и имеют очень неправильную форму (фиг. 4в), иногда близкую к округлой с очень извилистыми границами (фиг. 4г). Шлиры в большом количестве содержат оплавленные зерна силикатов и часто сопровождаются отходящими от них тонкими прожилками. Размеры шлиров весьма разнообразные: от первых сантиметров до нескольких метров. На периферии рудного тела шлиры сменяются густой вкрапленностью, которая, в свою очередь, постепенно переходит в обычную бедную вкрапленность сульфидов.
Прожилки сплошных сульфидов имеют протяженность до 30 м и максимальную мощность до 40 см. Они имеют субширотное простирание с падением как на север, так и на юг под углами более 65°. Контакты прожилков обычно резкие, в некоторых случаях сопровождаются апофизами. Иногда они содержат обломки лейкократовых норитов и прослеживаются ниже контакта рудного тела во вмещающие породы. Соотношения жил с тектоническими нарушениями имеют двойственный характер. С одной стороны, жилы встречаются вдоль зон смятия, а с другой – они смещаются тектоническими зонами. Такие прожилки сплошных сульфидов в руде могли возникнуть или за счет инъекции сульфидов в полости трещин, или в результате отжатия внутрипоровых жидких сульфидов в трещины под влиянием тектонических подвижек.
Минеральный состав сульфидных руд
Минеральный состав руд различных морфологических типов одинаков и типичен для месторождений Мончеплутона. Рудные минералы представлены пирротином (50−60 об. %), халькопиритом (20−30 об. %, в отдельных случаях до 50 об. %), пентландитом (10−15 об. %, в сплошных сульфидах достигает 30 об. %) и магнетитом (5−10 об. %). В незначительном количестве присутствуют пирит, полидимит, марказит, сфалерит, ильменит и хромит. Обычно главные сульфиды образуют срастания между собой; вкрапленники, состоящие из отдельных зерен пирротина и халькопирита, очень редки. Магнетит, находящийся в срастании с сульфидами, корродируется ими.
Для сульфидных шлиров и гнезд характерно зональное строение. В их центральной части состав сульфидов преимущественно пентландит-пирротиновый, а на периферии халькопирит преобладает над пирротином, иногда образуя тонкие жилки и просечки. Разнообразная морфология оруденения и изменчивость распределения рудных минералов в месторождении Нюд-II свидетельствуют о сложных условиях его образования.
МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ
Объектами наших исследований являлись обнажения пород “критического” горизонта Террасы, из которых отобрано 49 проб, а также карьер месторождения Нюд-II, в котором сохранились фрагменты рудного тела, изучение которого производилось по разрезам вдоль южного и северного бортов карьера. В южном борту методом пунктирной борозды длиной 4.5−5 м был опробован верхний уступ карьера на протяжении 28 м. В северном борту пунктирными бороздами длиной 2.5−5 м были опробованы нижний и частично верхний уступы карьера на протяжении 39 м. Однако здесь полный разрез по рудной зоне получить не удалось в связи со слабой устойчивостью бортов карьера. Сохранившаяся часть рудной зоны в верхнем уступе южного борта карьера составляет 15 м, в северном борту она варьирует от 10 м в нижней части карьера до 15 м – в верхней (фиг. 3б–в). Всего по породам месторождения Нюд-II было отобрано 14 проб, по которым выполнен комплекс минералогических и петро-геохимических исследований.
Содержания петрогенных компонентов (полный силикатный анализ) определялись в химико-аналитической лаборатории Геологического института КНЦ РАН (г. Апатиты) под руководством Л.И. Константиновой. Для этого применялись следующие методы: атомно-абсорбционный пламенный (Si, Al, Fe, Mg, Ca, Mn), эмиссионный пламенный (Na, K), фотоколориметрический (Ti), весовой (п.п.п., H2O–) и объемный (CO2, FeO). Здесь же выполнены определения Ni, Cu, S, Pt и Pd в породах “критического” горизонта участка Терраса атомно-абсорбционным методом, аналитик – Л.В. Филипычева.
Весь спектр ЭПГ в рудах месторождения был изучен в Центральном научно-исследовательском геологоразведочном Институте цветных и благородных металлов (ЦНИГРИ) (г. Москва) методом масс-спектрометрии c индуктивно связанной плазмой с пробирным концентрированием в никелевый штейн (аналитическая группа под руководством А.П. Кузнецова). Минимальные пределы определения элементов составляют: 0.005 г/т (Pt, Pd) и 0.002 г/т (Rh, Ru, Ir, Os, Au).
Содержание элементов-примесей определено в ИГГ УрО РАН (г. Екатеринбург) с помощью ICP-MS-анализа на квадрупольном масс-спектрометре NexION 300S (Perkin Elmer, США). Микроволновое разложение проб осуществлялось смесью кислот HCl + HNO3 + HF c использованием системы Berghof Speedwave MWS 3+. Точность определения элементов контролировалась с помощью сертифицированных образцов базальта BCR-2 и андезита AGV-2 (USGS). Полученные концентрации редких, рассеянных и редкоземельных элементов удовлетворительно согласуются с аттестованными величинами с допустимым отклонением в пределах 15%. Погрешности определения элементов составили (отн. %): 24 (Cr, Ni, Co, Cu, V, Ba, Sr), 30 (Rb), 41 (РЗЭ), 50 (Zr), 60 (Y, Hf, Ta, Nb, Th, U).
Изучение морфологии сульфидов основных металлов, получение их изображения в обратно-рассеянных электронах (BSE) и предварительный химический анализ были выполнены в полированных шлифах с использованием сканирующего электронного микроскопа ЛЕО-1450 (Германия) с энергодисперсионной рентгеновской аналитической насадкой (EDS) в лаборатории физических методов исследования пород, руд и минералов Геологического института КНЦ РАН (г. Апатиты).
Химический состав сульфидов основных металлов изучен рентгеноспектральным методом на электроннозондовом микроанализаторе Cameca MS-46 (Франция) в лаборатории физических методов исследования пород, руд и минералов Геологического института КНЦ РАН (г. Апатиты) при ускоряющем напряжении 22 кВ и силе тока зонда 30–40 нА. В качестве эталонов использовались искусственные и природные соединения. Для пирита − FeKα и SKα (пирит), халькопирита − FeKα, SKα и CuKα (халькопирит), пирротина, пентландита, виоларита и смайтита − FeKα и SKα (искусственное вещество Fe10S11), примесей Ni, Co и Cu – чистые металлы.
Изучение состава минералов платиновой группы проводилось на кафедре ГМПИ Санкт-Петербургского университета в групповой пробе массой 2.5 кг и крупностью 3–5 мм, отобранной из дубликатов бороздовых проб 435/2–435/4. Подготовка пробы заключалась в дроблении ее до размера –0.5 + 0 мм и гравитационном выделении концентратов тяжелых минералов на столе СКЛ-2 (Петров, 2005). Схема обогащения включала основную сепарации, одну контрольную и одну перечистную операции (хвосты перечистки были присоединены к отвальным хвостам). Из гравитационных концентратов были изготовлены полированные брикетированные препараты, в которых был произведен поиск и диагностика МПГ. Электронно-микроскопические и рентгеноспектральные исследования выполнены в ресурсном центре “Геомодель” (СПбГУ, г. Санкт-Петербург) с применением сканирующего электронного микроскопа Hitachi S-3400N c аналитическими приставками EDX (Oxford Instruments X-Max 20) и WDX (Inca Wave 500 System).
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ПОРОД МЕСТОРОЖДЕНИЯ НЮД-II
Главные, редкоземельные элементы и элементы-примеси
Химический состав габброноритов, лейконоритов и роговиков месторождения Нюд-II, а также вмещающих оливинсодержащих ортопироксенитов и плагиоортопироксенитов приведен в табл. 1 и показан на фиг. 6–8. Химические составы ортопироксенитов и плагиоортопироксенитов сходны между собой по большинству главных компонентов, за исключением повышенных содержаний глинозема в плагиоортопироксенитах. Они характеризуются наиболее высокими содержаниями магния и кремнезема (MgO = 22.66–26.48 мас. % и SiO2 = 48.22–53.37 мас. %), умеренными содержаниями железа (FeOtot = 9.02–11.71 мас. %) и глинозема (Al2O3 = 3.39–5.31 мас. %), а также значениями величины магнезиальности (Mg# = 0.66−0.74), низкими содержаниями титана (TiO2 = 0.15–0.21 мас. %), кальция (CaO = = 3.10–3.97 мас. %) и суммы щелочей (Na2O + + K2O = 0.31–0.59 мас. %) (табл. 1, фиг. 6). По содержанию всех петрогенных элементов ортопироксениты и плагиоортопироксениты месторождения Нюд-II близки аналогичным породам оливинового горизонта участка Террасы массива Нюд и отличаются более низкой магнезиальностью от таковых пород массивов НКТ и Сопча (фиг. 6). Кроме того, для них характерно повышенное содержание Cr (1300–3100 г/т), Ni (700−1800 г/т) и Co (80–150 г/т) (табл. 1).
Таблица 1.
Компо-ненты | 434/1 | 434/2 | 434/3 | 434/4 | 434/5 | 434/6 | 435/1 | 435/5 | 435/6 | 434/8 | 435/2 | 435/3 | 435/4 | 434/7 |
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
ортопироксениты и плагиоортопироксениты | габбро-нориты | лейконориты | рого-вик | |||||||||||
SiO2 | 48.22 | 51.80 | 52.56 | 53.34 | 53.37 | 50.72 | 50.30 | 50.53 | 51.01 | 50.55 | 50.80 | 48.11 | 45.27 | 38.51 |
TiO2 | 0.15 | 0.17 | 0.19 | 0.17 | 0.21 | 0.15 | 0.17 | 0.18 | 0.19 | 0.25 | 0.22 | 0.28 | 0.22 | 0.51 |
Al2O3 | 3.39 | 3.94 | 4.60 | 4.57 | 4.62 | 4.74 | 5.13 | 5.31 | 4.93 | 10.16 | 20.10 | 17.99 | 16.37 | 17.01 |
Cr2O3 | 0.20 | 0.22 | 0.27 | 0.28 | 0.26 | 0.23 | 0.22 | 0.23 | 0.23 | 0.16 | 0.10 | 0.05 | 0.10 | 0.07 |
Fe2O3 | 1.02 | 1.10 | 1.22 | 0.77 | 0.72 | 2.25 | 1.79 | 0.79 | 1.60 | 1.98 | 2.25 | 4.99 | 6.58 | 8.36 |
FeO | 9.54 | 9.76 | 8.43 | 8.33 | 8.86 | 9.68 | 7.82 | 8.58 | 7.82 | 10.64 | 6.27 | 8.32 | 8.87 | 7.34 |
FeOtot | 10.46 | 10.75 | 9.53 | 9.02 | 9.51 | 11.71 | 9.43 | 9.29 | 9.26 | 12.42 | 8.30 | 12.81 | 14.79 | 14.86 |
MnO | 0.17 | 0.17 | 0.16 | 0.16 | 0.18 | 0.17 | 0.17 | 0.15 | 0.15 | 0.15 | 0.08 | 0.11 | 0.09 | 0.07 |
MgO | 26.48 | 26.48 | 24.87 | 24.40 | 23.90 | 22.66 | 24.98 | 24.91 | 25.87 | 13.06 | 6.86 | 7.66 | 9.30 | 7.63 |
CaO | 3.16 | 3.10 | 3.64 | 3.56 | 3.61 | 3.35 | 3.46 | 3.97 | 3.55 | 6.42 | 5.14 | 5.63 | 4.11 | 3.66 |
Na2O | 0.31 | 0.40 | 0.40 | 0.50 | 0.51 | 0.50 | 0.23 | 0.45 | 0.45 | 1.30 | 3.38 | 2.21 | 2.00 | 2.54 |
K2O | 0.07 | 0.11 | 0.09 | 0.08 | 0.07 | 0.08 | 0.08 | 0.14 | 0.14 | 0.12 | 0.37 | 0.26 | 0.32 | 0.53 |
п.п.п. | 6.58 | 2.80 | 3.36 | 3.41 | 3.27 | 4.86 | 4.99 | 4.82 | 4.12 | 4.71 | 3.78 | 3.84 | 6.15 | 12.05 |
H2O– | 0.32 | 0.11 | 0.18 | 0.15 | 0.15 | 0.32 | 0.23 | 0.29 | 0.34 | 0.30 | 0.16 | 0.14 | 0.15 | 1.57 |
Сумма | 99.61 | 100.16 | 99.97 | 99.72 | 99.73 | 99.71 | 99.57 | 100.35 | 100.40 | 99.80 | 99.51 | 99.59 | 99.53 | 99.85 |
Mg# | 0.72 | 0.71 | 0.72 | 0.73 | 0.72 | 0.66 | 0.73 | 0.73 | 0.74 | 0.51 | 0.45 | 0.37 | 0.39 | 0.34 |
Rb | 1.3 | 3.2 | 2.0 | 2.4 | 1.4 | 1.8 | 1.3 | 2.6 | 1.8 | 2.7 | 7 | 3.8 | 6 | 12 |
Ba | 13 | 18 | 19 | 27 | 11 | 16 | 26 | 39 | 32 | 50 | 170 | 130 | 120 | 70 |
Th | 0.12 | 0.26 | 0.21 | 0.26 | 0.08 | 0.16 | 0.13 | 0.08 | 0.10 | 0.20 | 0.28 | 0.24 | 0.24 | 0.13 |
U | 0.03 | 0.08 | 0.06 | 0.03 | 0.02 | 0.05 | 0.03 | 0.01 | 0.02 | 0.05 | 0.14 | 0.08 | 0.10 | 0.04 |
Ta | 0.04 | 0.05 | 0.04 | 0.03 | 0.03 | 0.03 | 0.04 | 0.05 | 0.06 | 0.03 | 0.04 | 0.03 | 0.03 | 0.03 |
Nb | 0.23 | 0.26 | 0.28 | 0.23 | 0.21 | 0.20 | 0.28 | 0.22 | 0.32 | 0.47 | 0.60 | 0.59 | 0.55 | 0.52 |
Sr | 40 | 40 | 50 | 60 | 50 | 50 | 30 | 50 | 40 | 140 | 590 | 480 | 330 | 230 |
Hf | 0.25 | 0.33 | 0.30 | 0.27 | 0.23 | 0.23 | 0.20 | 0.21 | 0.23 | 0.35 | 0.26 | 0.28 | 0.24 | 0.30 |
Zr | 8 | 11 | 9 | 9 | 7 | 7 | 7 | 7 | 8 | 10 | 8 | 10 | 9 | 8 |
Y | 3.0 | 3.0 | 3.0 | 3.0 | 3.0 | 3.0 | 2.3 | 2.6 | 2.7 | 5.0 | 1.6 | 2.4 | 2.0 | 1.8 |
V | 120 | 120 | 130 | 130 | 130 | 110 | 80 | 90 | 90 | 190 | 210 | 240 | 210 | 400 |
Cr | 2600 | 2800 | 3100 | 3100 | 2800 | 2800 | 1300 | 1500 | 1700 | 1500 | 500 | 300 | 500 | 700 |
Ni | 1400 | 1400 | 900 | 700 | 700 | 1800 | 830 | 780 | 770 | 2100 | 980 | 2000 | 2800 | 4000 |
Co | 150 | 140 | 110 | 100 | 110 | 150 | 80 | 80 | 80 | 180 | 60 | 120 | 180 | 310 |
Cu | 600 | 500 | 150 | 90 | 80 | 500 | 180 | 110 | 170 | 900 | 4900 | 1600 | 2300 | 500 |
La | 1.0 | 1.5 | 1.4 | 1.5 | 1.1 | 1.2 | 1.9 | 1.8 | 1.8 | 1.9 | 11 | 8 | 7 | 2.2 |
Ce | 2.4 | 3.2 | 3.2 | 3.6 | 2.4 | 2.4 | 4.0 | 4.0 | 4.0 | 4.3 | 18 | 15 | 12 | 3.9 |
Pr | 0.32 | 0.41 | 0.42 | 0.44 | 0.32 | 0.31 | 0.48 | 0.50 | 0.51 | 0.60 | 1.8 | 1.6 | 1.3 | 0.45 |
Nd | 1.4 | 1.8 | 1.8 | 1.9 | 1.4 | 1.3 | 1.8 | 2.0 | 2.1 | 2.8 | 5.7 | 5.6 | 4.5 | 1.8 |
Sm | 0.37 | 0.41 | 0.43 | 0.46 | 0.36 | 0.33 | 0.42 | 0.46 | 0.47 | 0.70 | 0.73 | 0.84 | 0.68 | 0.33 |
Eu | 0.13 | 0.13 | 0.15 | 0.16 | 0.14 | 0.13 | 0.15 | 0.16 | 0.15 | 0.34 | 1.0 | 1.0 | 0.63 | 0.40 |
Gd | 0.41 | 0.44 | 0.49 | 0.46 | 0.42 | 0.37 | 0.40 | 0.44 | 0.48 | 0.80 | 0.61 | 0.69 | 0.59 | 0.36 |
Tb | 0.07 | 0.07 | 0.08 | 0.08 | 0.07 | 0.06 | 0.06 | 0.06 | 0.07 | 0.13 | 0.05 | 0.07 | 0.06 | 0.05 |
Dy | 0.49 | 0.49 | 0.53 | 0.55 | 0.48 | 0.43 | 0.39 | 0.44 | 0.46 | 0.90 | 0.28 | 0.41 | 0.33 | 0.34 |
Ho | 0.11 | 0.11 | 0.12 | 0.12 | 0.11 | 0.09 | 0.08 | 0.09 | 0.09 | 0.19 | 0.05 | 0.08 | 0.06 | 0.07 |
Er | 0.33 | 0.33 | 0.36 | 0.37 | 0.33 | 0.31 | 0.25 | 0.28 | 0.29 | 0.60 | 0.17 | 0.25 | 0.20 | 0.23 |
Tm | 0.05 | 0.05 | 0.06 | 0.06 | 0.05 | 0.05 | 0.04 | 0.04 | 0.04 | 0.09 | 0.03 | 0.04 | 0.03 | 0.04 |
Yb | 0.40 | 0.30 | 0.40 | 0.40 | 0.40 | 0.30 | 0.23 | 0.29 | 0.30 | 0.60 | 0.20 | 0.28 | 0.19 | 0.27 |
Lu | 0.06 | 0.06 | 0.06 | 0.06 | 0.06 | 0.06 | 0.04 | 0.04 | 0.04 | 0.10 | 0.03 | 0.04 | 0.03 | 0.05 |
Сумма РЗЭ | 7.54 | 9.30 | 9.50 | 10.16 | 7.64 | 7.34 | 10.26 | 10.65 | 10.77 | 14.05 | 39.37 | 34.22 | 27.06 | 10.49 |
(La/Yb)N | 1.70 | 3.40 | 2.38 | 2.55 | 1.87 | 2.72 | 5.57 | 4.21 | 4.11 | 2.15 | 34.96 | 20.26 | 22.76 | 5.54 |
(Eu/Eu*)N | 1.02 | 0.93 | 1.00 | 1.06 | 1.10 | 1.13 | 1.14 | 1.11 | 0.99 | 1.38 | 4.63 | 4.01 | 3.03 | 3.54 |
(Ce/Sm)N | 1.57 | 1.88 | 1.80 | 1.89 | 1.61 | 1.76 | 2.29 | 2.09 | 2.06 | 1.48 | 6.03 | 4.38 | 4.24 | 2.85 |
(Gd/Yb)N | 0.83 | 1.19 | 0.99 | 0.93 | 0.85 | 1.00 | 1.40 | 1.24 | 1.29 | 1.08 | 2.42 | 2.04 | 2.45 | 1.08 |
В этих породах отмечается сравнительно низкий уровень накопления РЗЭ с суммарными содержаниями РЗЭ от 7 до 11 г/т (табл. 1). Редкоземельные спектры имеют слабый отрицательный наклон в области ЛРЗЭ, при концентрациях, в 4–8 раз превышающих хондритовые, и почти прямые линии в интервале от Gd до Lu с низкими концентрациями относительно хондрита (1.4–2.8) (фиг. 7а). Это свидетельствует о слабом фракционировании ЛРЗЭ, что отражается в величинах параметра (Ce/Sm)N = 1.57–2.29 и низких значениях (Gd/Yb)N = 0.83–1.40 (табл. 1). В ортопироксенитах и плагиоортопироксенитах Eu-аномалии или отсутствуют, или слабые положительные: (Eu/Eu*)N = 0.93−1.14 (табл. 1, фиг. 7а), за счет повышенных содержаний плагиоклаза в плагиоортопироксенитах.
Мультиэлементные спектры в ортопироксенитах и плагиоортопироксенитах, нормированные относительно примитивной мантии, характеризуются повышенными значениями Rb и Ba, умеренно положительными аномалиями Sr, менее интенсивными – Ti, а также – резко отрицательными аномалиями Ta и особенно Nb (фиг. 8а).
Габбронориты месторождения Нюд-II имеют пониженное содержание магния (MgO = = 13.06 мас. %), повышенное – титана, алюминия, железа и почти двукратное превышение кальция и суммы щелочей относительно ортопироксенитов и плагиоортопироксенитов (табл. 1, фиг. 6). По соотношению Mg с Si, Ti и суммой щелочей они близки к норитам верхней зоны массива Нюд, но отличаются от них более высокими содержаниями железа и низкими – Al и Ca (фиг. 6).
Габбронориты характеризуются суммарными концентрациями РЗЭ около 14 г/т, с наиболее высоким уровнем ТРЗЭ среди всех пород месторождения Нюд-II (фиг. 7б). Они выделяются слабым фракционированием ЛРЗЭ: (La/Yb)N = 2.15 при отсутствии такового у ТРЗЭ: (Gd/Yb)N = 1.08 (табл. 1), а также наличием слабой положительной Eu-аномалии: (Eu/Eu*)N = 1.38 (табл. 1, фиг. 7б). Мультиэлементный спектр в них примечателен наличием положительных аномалий Ba, Sr и Ti, а также отрицательными аномалиями Nb и Ta (фиг. 8б).
Лейконориты месторождения Нюд-II по химическому составу значимо отличаются от всех вышеописанных пород низким содержанием магния (MgO = 6.86–9.30 мас. %) и повышенными содержаниями остальных петрогенных элементов: титана (TiO2 = 0.22–0.28 мас. %), алюминия (Al2O3 = = 16.37–20.10 мас. %), железа (FeOtot = 8.30–14.79 мас. %), кальция (CaO = 4.11–5.63 мас. %) и суммы щелочей (Na2O + K2O = 2.32–3.75 мас. %) (табл. 1). По петрохимическим особенностям они не имеют аналогов среди пород массива Нюд, отличаясь от норитов верхней части массива более высокими содержаниями железа и щелочей, но более низкими – кальция (фиг. 6).
Лейконориты характеризуются наиболее высокой суммарной концентрацией РЗЭ (27–39 г/т), в основном за счет ЛРЗЭ, и деплетированностью ТРЗЭ. Если уровень накопления ЛРЗЭ в 20–35 раз превышает хондритовый, то ТРЗЭ – не более двух (фиг. 7б). Соответственно, это отражается в резком фракционировании ЛРЗЭ: (La/Yb)N = 23–35 и низком – ТРЗЭ: (Gd/Yb)N = 2.0–2.5 (табл. 1). Для лейконоритов характерны значимые положительные Eu-аномалии (Eu/Eu*)N = 3.0–4.6 (табл. 1, фиг. 7б). На мультиэлементной диаграмме они, кроме того, выделяются резкими положительными аномалиями Ba и Sr, слабыми – U и отрицательными – Nb и Ta (фиг. 8).
Роговики по химическому составу имеют черты сходства с лейконоритами месторождения, отличаясь от них по отдельным признакам. Так, по содержанию алюминия, железа, магния, кальция и суммы щелочей они довольно близки к лейконоритам, но отличаются от них резко повышенным содержанием титана и пониженным – кремнезема (фиг. 6). По характеру спектра РЗЭ и элементов-примесей они также близки к лейконоритам за счет почти полного сходства в спектре ТРЗЭ, но отличаются от них значительно более низкой концентрацией РЗЭ в диапазоне La–Gd (фиг. 7б). На мультиэлементной диаграмме это сходство подчеркивается практически полным совпадением графиков роговиков и лейконоритов с повышенными содержаниями Rb и пониженными – Th и U в роговиках (фиг. 8б). Таким образом, следует отметить, что по совокупности петро-геохимических признаков роговики, скорее всего, являются контактово-метаморфическими образованиями по лейконоритам “критического” горизонта.
Сидерофильные и халькофильные элементы
Содержания некоторых сидерофильных и халькофильных элементов приведены в табл. 2 и 3. Соотношение их между собой в породах “критического” горизонта участка Террасы и месторождения Нюд-II показано на фиг. 9, а их распределение относительно примитивной мантии − на фиг. 10–11.
Таблица 2.
Но-мера проб | 435/2 | 435/3 | 435/4 | 434/8 | 434/7 | 434/1 | 434/2 | 434/3 | 434/4 | 434/5 | 434/6 | 435/1 | 435/5 | 435/6 |
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
эле-менты | лейконориты | габбро-нориты | рого-вики | ортопироксениты и плагиоортопироксениты | ||||||||||
Ni | 1000 | 2000 | 2900 | 2100 | 4000 | 1400 | 1400 | 900 | 700 | 700 | 1800 | 800 | 800 | 800 |
Cu | 4900 | 1600 | 2300 | 900 | 500 | 600 | 500 | 150 | 90 | 80 | 500 | 180 | 110 | 170 |
As | 0.71 | 1.1 | 0.85 | 0.62 | 0.60 | 0.97 | 0.84 | 0.52 | 0.47 | 0.38 | 0.54 | 0.38 | 0.33 | 0.48 |
Sn | 0.26 | 0.51 | 0.22 | 0.39 | 0.25 | 0.46 | 0.37 | 0.26 | 0.21 | 0.18 | 1.2 | 0.19 | 0.15 | 0.37 |
Sb | 0.04 | 0.05 | 0.03 | 0.02 | 0.01 | 0.02 | 0.02 | 0.02 | 0.02 | 0.01 | 0.06 | 0.05 | 0.07 | 0.05 |
Te | 0.76 | 1.2 | 1.0 | 0.28 | 0.29 | 0.08 | 0.08 | 0.02 | 0.01 | 0.02 | 0.09 | 0.05 | 0.08 | 0.08 |
Bi | 1.0 | 2.6 | 1.7 | 0.50 | 0.22 | 0.28 | 0.25 | 0.08 | 0.03 | 0.05 | 0.09 | 0.13 | 0.07 | 0.08 |
Pb | 7.2 | 5.5 | 4.6 | 7.0 | 2.4 | 2.9 | 2.9 | 1.8 | 1.4 | 1.0 | 1.6 | 0.44 | 0.88 | 1.0 |
Se | 4.8 | 7.9 | 12.1 | 3.1 | 5.6 | 1.0 | 1.2 | 0.41 | 0.25 | 0.50 | 2.2 | 0.35 | 0.46 | 0.42 |
S | 1.65 | 2.80 | 4.22 | 1.85 | 4.52 | 0.53 | 0.67 | 0.18 | 0.11 | 0.27 | 1.37 | 0.13 | 0.15 | 0.14 |
S/Se | 3438 | 3544 | 3488 | 5968 | 8071 | 5300 | 5583 | 4390 | 4400 | 5400 | 6227 | 3714 | 3261 | 3333 |
Ni/Cu | 0.20 | 1.25 | 1.26 | 2.33 | 8.00 | 2.33 | 2.80 | 6.00 | 7.78 | 8.75 | 3.60 | 4.44 | 7.27 | 4.71 |
На фиг. 9 фигуративные точки пород “критического” горизонта участка Терраса и месторождения Нюд-II укладываются в единые тренды, от которых отличаются только рудные образцы месторождения Нюд-II с высокими содержаниями Cu и платиноидов (обр. 435/2). Ni и Cu демонстрируют высокую положительную корреляцию с содержаниями S (фиг. 9а, б), характерную для вкрапленных сульфидных руд Мончеплутона контактного типа (Karikowski et al., 2018), в отличие от малосульфидных Pt–Pd руд, для которых такая связь весьма слабая (например, Чащин и др., 2018). Это свидетельствует о том, что содержания этих элементов контролируются в основном серой. Повышенные концентрации Ni в ортопироксенитах и плагиоортопироксенитах (табл. 2, фиг. 9а) объясняются тем, что часть Ni содержится в оливине, постоянно присутствующем в этих породах.
Между Pt + Pd и S существует довольно слабая положительная корреляция (фиг. 9в), свидетельствующая о том, что Pt и Pd в данных рудах не образуют сульфидных минералов. В то же время, Pt + Pd демонстрируют высокую положительную корреляцию с Ni и Cu, особенно в диапазоне содержаний 0.05–0.15 мас. % (фиг. 9г, д), показывая, что они имеют тесную связь с сульфидами основных металлов. Между Pt и Pd существует хорошо выраженная положительная корреляция (фиг. 9е), при существенном превышении Pd над Pt, величина Pd/Pt варьирует от 3.6 до 7.1 (табл. 3), а наиболее высокие содержания Pd зафиксированы в руде с повышенным содержанием Cu (проба 435/2, табл. 3).
Таблица 3.
Элементы | 435/2 | 435/3 | 435/4 | 434/8 | 434/7 |
---|---|---|---|---|---|
лейконориты | габбронориты | роговики | |||
Pt | 0.69 | 0.11 | 0.09 | 0.056 | 0.044 |
Pd | 2.45 | 0.73 | 0.64 | 0.45 | 0.40 |
Rh | 0.003 | 0.004 | 0.004 | ||
Ru | 0.020 | 0.015 | 0.030 | ||
Ir | 0.002 | 0.002 | 0.005 | ||
Os | 0.0005 | 0.0006 | 0.0009 | ||
Au | 0.04 | 0.11 | 0.05 | 0.01 | 0.01 |
Сумма ЭПГ | 3.4155 | 0.8616 | 0.7699 | 0.506 | 0.444 |
Pd/Pt | 3.6 | 6.6 | 7.1 | 8.0 | 9.1 |
(Rh + Pt + Pd)/(Os + Ir + Ru) | 140 | 48 | 20 | ||
Cu/Pd | 2000 | 2192 | 3594 | 2000 | 1250 |
Значение параметра Cu/Pd в рудоносных породах месторождения Нюд-II составляет в среднем 2200, варьируя от 1250 в роговиках до 3594 в лейконоритах (табл. 3), что соответствует мантийным величинам (Barnes et al., 1993).
Для распределения ЭПГ в рудах месторождения Нюд-II, нормированных на примитивную мантию, характерен положительный наклон графиков за счет фракционирования легкоплавких платиноидов относительно тугоплавких (фиг. 10), что характеризуется величиной (Rh + Pt + + Pd)/(Os + Ir + Ru), варьирующей от 20 до 140 (табл. 3). В распределении ЭПГ во всех типах руд отчетливо проявлены положительные аномалии Pd и отрицательные аномалии Os (фиг. 10).
На фиг. 11 показаны особенности распределения халькофильных элементов в оруденелых и вмещающих породах месторождения Нюд-II, расположенных по мере возрастания их атомного радиуса слева направо. Эти элементы по уровню содержаний в рудоносных породах можно разделить на две группы: (1) Sn, Sb и (2) As, Se, Te и Bi. Sn и Sb характеризуются низкими содержаниями: не более 0.5 и 0.05 г/т соответственно, и отрицательными аномалиями на фиг. 11а. МПГ этих элементов в руде месторождения Нюд-II не обнаружено. Элементы второй группы отличаются повышенными содержаниями в руде (табл. 2), превышая распределение их в примитивной мантии на 1 (As), 2 (Se, Te) и даже 3 (Bi) порядка (фиг. 11а). Из элементов второй группы As, Te и Bi являются важными составными частями сульфоарсенидов, арсенидов и висмуто-теллуридов ЭПГ. При этом вклад As в минералогию ЭПГ сравнительно невелик, о чем свидетельствует отрицательная аномалия As относительно Se и Te. Se не образует собственных МПГ в руде месторождения Нюд-II и, по-видимому, входит в состав сульфидов основных металлов в виде изоморфных примесей (Dare et al., 2010b). Несмотря на повышенные содержания Pb, плюмбиды ЭПГ в рудах месторождения не обнаружены и, по-видимому, Pb образует незначительную вкрапленность галенита в руде месторождения. Габбронориты и роговики, содержащие сульфидную вкрапленность, по характеру распределения халькофильных элементов сходны с рудоносными лейконоритами, отличаясь от них более низкими уровнями содержаний практически всех элементов (фиг. 11а).
Во вмещающих ортопироксенитах и плагиоортопироксенитах концентрации большинства халькофильных элементов превышают на порядок уровень примитивной мантии, при этом графики их содержаний имеют довольно ровный характер с незначительной вогнутостью в диапазоне Te−Sb (фиг. 11б). Их характерной особенностью являются повышенные содержания Bi, близкие по уровню с таковыми в породах месторождения Нюд-II, которые на графиках отражаются положительными аномалиями (табл. 2, фиг. 11б).
Значения величины S/Se в руде месторождения Нюд-II достаточно стабильны, находятся в диапазоне 3470−3530 (табл. 2), что соответствует мантийным величинам (2000−4000; Duran et al., 2016).
МОРФОЛОГИЯ И СОСТАВ СУЛЬФИДОВ ОСНОВНЫХ МЕТАЛЛОВ
Морфология изученных сульфидов основных металлов показана на фиг. 12, их химический состав приведен в табл. 4 и на фиг. 13. Пирротин является преобладающим сульфидным минералом и образует как самостоятельные зерна (фиг. 12а) и их агрегаты, так и срастания с халькопиритом и пентландитом (фиг. 12б, в). Кроме того, иногда пирротин в виде включений присутствует в пентландите (фиг. 12г). Размеры пирротина самые разнообразные от 50 × 50 до 330 × 170 мкм и более, кроме того, он слагает практически мономинеральные агрегаты большинства шлиров размером около 30 × 30 см в поперечнике (фиг. 4г). Такая существенно пирротиновая руда, в которой практически отсутствует поровый материал, рассматривается нами в качестве mss адкумулатов.
Таблица 4.
№№ проб | Fe | Ni | Cu | Co | S | Сумма | Кристаллохимическая формула |
---|---|---|---|---|---|---|---|
Пирротин | |||||||
434/7 | 61.25 | 0.39 | − | 0.08 | 38.27 | 99.99 | (Fe0.92Ni0.01)0.93S |
434/8 | 61.78 | 0.60 | − | 0.06 | 38.16 | 100.60 | (Fe0.93Ni0.01)0.94S |
435/2 | 61.26 | 0.19 | 0.20 | − | 38.21 | 99.86 | Fe0.92S |
Смайтит | |||||||
434/7 | 56.90 | 1.34 | − | − | 41.67 | 99.91 | (Fe9.43Ni0.21)9.64S11 |
Пентландит | |||||||
434/8 | 31.37 | 35.01 | − | 1.84 | 31.77 | 99.99 | (Ni4.82Fe4.55Co0.25)9.62S8 |
435/4 | 30.50 | 33.90 | − | 2.12 | 33.34 | 99.86 | (Ni4.45Fe4.21Co0.28)8.94S8 |
435/4 | 30.29 | 34.80 | − | 2.10 | 32.87 | 100.06 | (Ni4.64Fe4.24Co0.28)9.16S8 |
435/4 | 30.15 | 34.94 | − | 1.79 | 33.44 | 100.32 | (Ni4.58Fe4.15Co0.23)8.96S8 |
435/4 | 30.37 | 34.34 | − | 2.19 | 33.09 | 99.99 | (Ni4.55Fe4.22Co0.29)9.06S8 |
435/4 | 30.81 | 33.36 | − | 2.07 | 33.17 | 99.41 | (Ni4.40Fe4.28Co0.27)8.95S8 |
Виоларит | |||||||
434/7 | 30.59 | 26.47 | − | 2.41 | 39.99 | 99.46 | Fe1.76(Ni1.44Co0.13)1.57S4 |
Пирит | |||||||
435/2 | 39.37 | 7.30 | − | 0.12 | 53.01 | 99.80 | (Fe0.86Ni0.15)1.01S2 |
435/4 | 46.17 | − | − | − | 53.90 | 100.07 | Fe0.99S2 |
435/4 | 46.12 | − | − | 0.22 | 53.12 | 99.46 | (Fe1.00Co0.01)1.01S2 |
435/4 | 46.22 | − | − | − | 52.84 | 99.06 | Fe1.01S2 |
435/4 | 46.34 | − | − | − | 53.15 | 99.49 | FeS2 |
435/4 | 46.52 | − | − | − | 53.00 | 99.52 | Fe1.01S2 |
Халькопирит | |||||||
434/8 | 30.32 | − | 34.64 | − | 34.95 | 99.91 | CuFeS2 |
435/2 | 30.41 | − | 34.61 | − | 34.89 | 99.91 | CuFeS2 |
Состав пирротина довольно однороден, имеет формулу Fe1 –xS, в которой x варьирует от 0.06 до 0.08 формульных единиц (табл. 4). Отношение Fe/S в пирротине составляет 0.92−0.93, а содержание Fe находится в диапазоне 47.77–47.99 (ат. %), что соответствует его гексагональной разновидности (Garuti et al., 1986). Пирротин содержит незначительные примеси Ni (до 0.60 мас. %), в единичных случаях – Cu, а также следы Co, концентрация которого едва превышает предел его обнаружения.
По пирротину развиваются псевдоморфозы смайтита (фиг. 12а). Химический состав смайтита отличается от теоретического избытком Fe и содержит примесь Ni (1.34 мас. %), соответствуя формуле (Fe9.43Ni0.21)9.64S11 (табл. 4). Соотношение Fe/S в нем равно 0.78.
Пентландит встречается в виде агрегатов самостоятельных зерен, частично замещенных виоларитом (фиг. 12д), образует срастания с пирротином (фиг. 12в), а также содержит его включения (фиг. 12г). Его химический состав имеет следующий вид: (Ni4.40–4.82Fe4.15–4.55Co0.23–0.29)8.94–9.62S8, отличаясь от теоретического повышенным содержанием Ni, близким к содержанию Fe (Ni/Fe = 1.0–1.1), а также содержит постоянную примесь Co в количестве 1.79–2.19 мас. % (табл. 4). Величина Ni/(Ni + Fe) стабильна и составляет 0.51–0.52, что соответствует умеренно железистому составу пентландита. Виоларит образует агрегаты зерен размером 150–200 × 100–150 мкм (фиг. 12д). Его химический состав отличается от теоретического дефицитом Ni и избытком Fe: Fe1.76(Ni1.44Co0.13)1.57S4, а также содержит примесь Co (табл. 4).
Пирит встречается в основном в срастании с халькопиритом (фиг. 12е). По химическому составу он соответствует стехиометрии FeS2 и в редких случаях содержит незначительную примесь Co (табл. 4). Кроме того, в лежачем боку рудного тела в виде включения в халькопирите размером 60 × 20 мкм обнаружена никелистая разновидность пирита с содержанием Ni = 7.30 мас. % и незначительной примесью Co (0.12 мас. % Co, Co/Ni = 0.02, проба 435/2, табл. 4). Пириты с высоким содержанием Ni довольно редки. Близкие содержания Ni (5.45−6.79 мас. %) известны только в позднем пирите Ловноозерского сульфидного Cu–Ni месторождения на северо-западе Кольского региона (Анализы…, 1983; Минералогия…, 1981). Согласно (Dare et al., 20101), для постмагматических пиритов характерна низкая величина отношения Co/Ni = 0.17 и менее, что присуще и данному никелистому пириту. Таким образом, вероятно, и этот пирит является более поздней, постмагматической разновидностью.
Халькопирит присутствует в виде срастаний с пирротином размером 330 × 250 мкм (фиг. 12б), а также образует более крупные самостоятельные зерна (фиг. 12е). Его химический состав однороден, не содержит примесей и соответствует теоретическому (табл. 4).
МИНЕРАЛЫ БЛАГОРОДНЫХ МЕТАЛЛОВ
В результате изучения тяжелой фракции, полученной при гравитационной сепарации сульфидных руд месторождения Нюд-II, выявлено 76 зерен минералов благородных металлов 11 минеральных видов. Наибольшим распространением среди них пользуются висмуто-теллуриды и теллуриды Pt и Pd, суммарная доля которых составляет 59.1 отн. % (табл. 5, фиг. 14). Вторыми по распространенности являются Pt–Fe сплавы – 25.0 отн. %. Далее в порядке уменьшения относительной распространенности располагаются сперрилит (7.5 отн. %), штютцит (5.3 отн. %), самородный осмий (2.4 отн. %) и сульфоарсениды ЭПГ (ирарсит, холлингвортит и платарсит) – 0.8 отн. % (табл. 5, фиг. 14). Кроме того, в виде редких зерен присутствует эрлихманит.
Таблица 5.
Минералы | Формула | Количество зерен |
Средний размер, мкм |
Площадь, мкм2 | Распределение, % |
---|---|---|---|---|---|
Самородный осмий | Os | 14 | 4 | 224 | 2.4 |
Сульфоарсениды ЭПГ | (Ir,Pt,Rh)AsS (Rh,Pt,Ir)AsS (Pt,Ir,Rh)AsS |
8 | 3 | 72 | 0.8 |
Pt–Fe сплавы | Pt2 + xFe | 12 | 14 | 2352 | 25.0 |
Сперрилит | PtAs2 | 11 | 8 | 704 | 7.5 |
Майченерит | PdTeBi | 17 | 15 | 3825 | 40.6 |
Меренскиит | PdTe2 | 5 | 12 | 720 | 7.6 |
Мончеит | PtTe2 | 4 | 16 | 1024 | 10.9 |
Штютцит | Ag5 –хTe3 | 5 | 10 | 500 | 5.3 |
Сумма | 76 | 9421 | 100.0 |
Самородный осмий встречен в количестве 14 зерен средним размером 4 мкм в виде включений призматической формы в Pt–Fe сплаве (фиг. 15а). Его химический состав представлен в табл. 6, и, согласно полученным данным, он содержит примеси (мас. %): Ir – 6–11, Pt – 5–7, Ru – 4–5 и Fe – 1–2, и его кристаллохимическая формула имеет вид: (Os0.70–0.76Ir0.06–0.10Ru0.08–0.09Pt0.05–0.07Fe0.04–0.06)1.00–1.01.
Таблица 6.
Минералы | Pt | Ir | Ru | Rh | Os | Fe | As | S | Сумма | Формула |
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
Самородный осмий |
5.10 | 11.12 | 4.95 | 75.82 | 2.00 | 98.99 | (Os0.70Ir0.10Ru0.09Fe0.06Pt0.05)1.00 | |||
7.41 | 6.42 | 4.30 | 80.52 | 1.25 | 99.90 | (Os0.76Ru0.08Pt0.07Ir0.06Fe0.04)1.01 | ||||
Эрлихманит | 9.64 | 2.02 | 0.53 | 60.32 | 0.69 | 1.04 | 25.54 | 99.77 | (Os0.78Ir0.12Ru0.05Fe0.03Rh0.01)1.00(S1.97As0.03)2.00 | |
Ирарсит | 16.05 | 33.70 | 3.53 | 6.59 | 0.47 | 27.33 | 11.75 | 99.43 | (Ir0.48Pt0.23Rh0.17Ru0.10Fe0.02)1.00(As1.00S1.00)2.00 | |
Холлингвортит | 19.95 | 17.60 | 6.06 | 12.80 | 0.86 | 29.47 | 12.59 | 99.34 | (Rh0.32Pt0.26Ir0.23Ru0.15Fe0.04)1.00(As1.00S1.00)2.00 | |
10.68 | 14.33 | 3.11 | 25.96 | 0.33 | 31.37 | 13.41 | 99.19 | (Rh0.60 Ir0.18Pt0.13Ru0.07Fe0.01)0.99(As1.00S1.00)2.00 | ||
Платарсит | 30.63 | 26.62 | 2.28 | 2.36 | 0.84 | 26.59 | 11.37 | 100.67 | (Pt0.44Ir0.39Rh0.06Ru0.06Fe0.04)0.99(As1.00S1.00)2.00 | |
Сперрилит | 56.51 | 43.16 | 99.67 | Pt1.00As2.00 | ||||||
54.80 | 0.59 | 43.52 | 98.91 | (Pt0.97Rh0.02)0.99As2.01 | ||||||
56.10 | 0.55 | 43.40 | 100.05 | (Pt0.98Rh0.02)1.00As2.00 |
Эрлихманит обнаружен в виде включений в Pt–Fe сплаве средним размером около 2 мкм, а также наноразмерных выделений, похожих на структуру распада Pt–Fe–Os твердого раствора (фиг. 15б). В его составе содержатся примеси (мас. %): Ir – около 10, Ru – 2 и As – 1, а также незначительное количество (<1 мас. %) Rh и Fe (табл. 6). Кристаллохимическая формула имеет вид: (Os0.78Ir0.12Ru0.05Fe0.03Rh0.01)0.99(S1.97As0.03)2.00.
Сульфоарсениды благородных металлов образуют ассоциацию ирарсита, холлингвортита и платарсита. Они обнаружены в количестве 8 зерен средним размером около 3 мкм в виде тонких кайм вокруг Pt–Fe сплава (фиг. 15б, в), и для них характерен широкий изоморфизм между Ir, Rh и Pt. Отдельные минералы выделены по преобладанию того или иного ЭПГ (табл. 6). Кристаллохимическая формула ирарсита имеет вид: (Ir0.45Pt0.23Rh0.17Ru0.10Fe0.02)1.00(As1.00S1.00)2.00, холлингвортита – (Rh0.32–0.60Pt0.13–0.26Ir0.18–0.23Ru0.05–0.15Fe0.01–0.04)0.99–1.00(As1.00S1.00)2.00 и платарсита – (Pt0.44Ir0.39Rh0.06Ru0.06Fe0.04)0.99(As1.00S1.00)2.00. В качестве примеси постоянно присутствует Ru (2−6 мас. %) и незначительное количество Fe (табл. 6).
Арсениды ЭПГ представлены сперрилитом, который обнаружен в количестве 11 зерен. Он встречается в срастании с пирротином и содержит включения пирита (фиг. 15г). Его размеры достигают 50 мкм и более, составляя в среднем около 8 мкм. Химический состав сперрилита соответствует стехиометрии PtAs2 и содержит незначительные примеси Rh (табл. 6).
Pt–Fe сплавы являются вторыми по распространенности МПГ (табл. 5, фиг. 14). Они встречены в количестве 12 зерен, образующих кристаллы треугольной, призматической и неправильной формы с размерами, варьирующими в широких пределах, достигая 160 × 70 мкм (фиг. 15а–в) и составляя в среднем 14 мкм. Химический состав Pt–Fe сплавов представлен в табл. 7. Согласно полученным данным, содержание Fe в них составляет 10−11 мас. %, при величине Pt/Fe = 2.4−2.7, и по этим параметрам Pt–Fe сплавы близки железистой платине. В качестве примесей в некоторых случаях они содержат незначительное количество Cu, в единичных случаях – Ni. Кристаллохимическая формула сплавов имеет вид: Pt2.23–2.66(Fe0.87–1.00Cu0.00–0.07Ni0.00–0.06)1.00–1.01 (табл. 7), и они являются твердыми растворами состава Pt3 – xFe, где x = 0.34–0.77, вероятно представляя собой тонкое срастание Pt3Fe и PtFe (Евстигнеева, 2009; Barkov, Cabri, 2019).
Таблица 7.
Pt | Ni | Cu | Fe | Сумма | Формула |
---|---|---|---|---|---|
89.28 | 0.65 | 9.73 | 99.66 | Pt2.48(Fe0.95Cu0.06)1.01 | |
87.83 | 0.68 | 0.95 | 9.78 | 99.24 | Pt2.23(Fe0.87Cu0.07Ni0.06)1.00 |
89.66 | 0.73 | 10.60 | 100.99 | Pt2.28(Fe0.94Cu0.06)1.00 | |
90.23 | 0.82 | 9.85 | 100.90 | Pt2.45(Fe0.93Cu0.07)1.00 | |
87.93 | 0.89 | 10.33 | 99.15 | Pt2.26(Fe0.93Cu0.07)1.00 | |
89.04 | 10.75 | 99.79 | Pt2.37Fe1.00 | ||
88.94 | 10.03 | 98.97 | Pt2.54Fe1.00 | ||
89.50 | 9.85 | 99.35 | Pt2.60Fe1.00 | ||
89.32 | 9.94 | 99.26 | Pt2.57Fe1.00 | ||
89.48 | 10.18 | 99.66 | Pt2.52Fe1.00 | ||
91.07 | 9.79 | 100.87 | Pt2.66Fe1.00 |
В состав наиболее многочисленной группы МПГ входят майченерит, меренскиит и мончеит, обнаруженные в количестве 17, 5 и 4 зерен, со средними размерами 15, 12 и 16 мкм соответственно (табл. 5). Они образуют тесные срастания друг с другом размером до 60 × 25–40 мкм (фиг. 15д), а также самостоятельные минералы размером до 65 × 30 мкм в виде включений в пирротине (фиг. 15е). По химическому составу эти МПГ близки друг другу, выделяясь по преобладанию Pt или Pd, а также соотношению Te и Bi, при этом не содержат примесей (табл. 8). Кристаллохимическая формула майченерита имеет вид (Pd0.88–1.00Pt0.00–0.11)0.99–1.00Te1.04–1.09Bi0.91–0.97, меренскиита – (Pd0.75–0.96Pt0.04–0.25)1.00(Te1.56–1.68Bi0.32–0.44)2.00 и мончеита – (Pt0.56–0.63Pd0.37–0.44)1.00(Te1.25–1.60Bi0.40–0.75)2.00.
Таблица 8.
Минералы | Pt | Pd | Te | Bi | Ag | Сумма | Формула |
---|---|---|---|---|---|---|---|
Майченерит | 4.94 | 20.84 | 29.49 | 44.82 | 100.08 | (Pd0.88Pt0.11)0.99Te1.04Bi0.97 | |
2.53 | 22.68 | 30.42 | 44.57 | 100.20 | (Pd0.94Pt0.06)1.00Te1.06Bi0.94 | ||
1.69 | 23.16 | 30.52 | 44.93 | 100.30 | (Pd0.96Pt0.04)1.00Te1.05Bi0.95 | ||
1.47 | 23.33 | 31.65 | 43.26 | 99.71 | (Pd0.97Pt0.03)1.00Te1.09Bi0.91 | ||
24.30 | 31.50 | 43.82 | 99.62 | Pd1.00Te1.08Bi0.92 | |||
24.34 | 31.48 | 43.77 | 99.59 | Pd1.00Te1.08Bi0.92 | |||
24.36 | 31.25 | 44.02 | 99.63 | Pd1.00Te1.07Bi0.92 | |||
24.25 | 31.64 | 43.41 | 99.30 | Pd1.00Te1.09Bi0.91 | |||
24.33 | 30.71 | 45.37 | 100.41 | Pd1.00Te1.05Bi0.95 | |||
24.35 | 31.87 | 43.71 | 99.93 | Pd1.00Te1.09Bi0.91 | |||
Меренскиит | 11.70 | 19.18 | 48.67 | 20.31 | 99.86 | (Pd0.75Pt0.25)1.00(Te1.59Bi0.41)2.00 | |
4.83 | 23.56 | 48.69 | 22.78 | 99.86 | (Pd0.90Pt0.10)1.00(Te1.56Bi0.44)2.00 | ||
2.14 | 25.82 | 54.34 | 17.19 | 99.49 | (Pd0.96Pt0.04)1.00(Te1.68Bi0.32)2.00 | ||
Мончеит | 24.63 | 10.68 | 46.27 | 18.82 | 100.40 | (Pt0.56Pd0.44)1.00(Te1.60Bi0.40)2.00 | |
25.76 | 8.31 | 33.34 | 32.82 | 100.23 | (Pt0.63Pd0.37)1.00(Te1.25Bi0.75)2.00 | ||
Штютцит | 40.49 | 59.11 | 99.60 | Ag5.18Te3.00 | |||
39.71 | 59.10 | 98.81 | Ag5.28Te3.00 |
Штютцит обнаружен в количестве 5 зерен среднего размера 10 мкм. Он встречается в виде включений пластинчатой формы в майченерите (фиг. 15е). По химическому составу изученный штютцит отличается от теоретического состава (Ag5 – xTe3) повышенным содержанием Ag, его кристаллохимическая формула: Ag5.18–5.28Te3.00, примеси отсутствуют (табл. 8).
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
Особенности геохимии ЭПГ и халькофильных элементов
Спектры распределения ЭПГ в рудоносных породах сульфидного ЭПГ-Cu–Ni месторождения Нюд-II, нормированные на примитивную мантию, характеризуются значимым фракционированием легкоплавких платиноидов (подгруппы PtЭПГ) относительно тугоплавких (подгруппа IЭПГ), что выражается в величине (Rh + Pt + + Pd)/(Os + Ir + Ru) = 20−140 (табл. 3), причем наиболее высокое значение этого параметра характерно для руды с повышенным содержанием Cu. В составе руды содержание Pd существенно превышает таковое Pt, величина Pd/Pd варьирует от 3.6 до 7.1, повышаясь по мере снижения содержаний ЭПГ (табл. 3). Эта особенность характеризуется существенной положительной аномалией Pd и свойственна основным типовым сульфидным ЭПГ-Cu–Ni месторождениям Мончеплутона (фиг. 11). По характеру распределения Pt и Pd руды месторождения Нюд-II близки как жильным, так и вкрапленным рудам Мончеплутона, сходны с жильными рудами по уровню распределения Ru и с вкрапленными рудами − по концентрации Os, занимают промежуточное положение между вкрапленными и жильными рудами по содержаниям Ir и отличаются от всех типов ЭПГ-Cu–Ni руд отрицательной аномалией Rh (фиг. 11).
Особенностью спектра распределения халькофильных элементов в рудах месторождения Нюд-II, нормированных на примитивную мантию, является заметное обогащение As, Se, Te, Pb и Bi. От руд малосульфидного Pt–Pd месторождения Лойпишнюн они отличаются пониженным содержанием As и Sb, повышенным – Pb и особенно Bi, при сходстве в распределении остальных халькофильных элементов (фиг. 10).
Такие халькофильные элементы, как Se, Te, As и Bi, являются важными лигандами для благородных металлов и образуют широкий спектр разнообразных по составу минералов ЭПГ. Согласно экспериментальным данным (Helmy et al., 2010), они являются несовместимыми для моносульфидного твердого раствора (mss) при 950°С. Среди них Se является наименее несовместимым элементом и в соответствии с исследованием (Helmy et al., 2010) он, скорее всего, способен частично замещать анионы S2- во фракционированном mss. Отношение S/Se играет важную роль при разбраковке генетических процессов, ответственных за образование сульфидных месторождений. В рудах месторождения Нюд-II величина S/Se стабильна (3470−3530), причем между содержаниями Se и S наблюдается хорошо выраженная положительная корреляция (табл. 2), обусловленная вхождением Se, как и S, в состав сульфидов основных металлов (Dare et al., 2010b). Полученные величины отношения S/Se соответствуют мантийным (Duran et al., 2016), что позволяет предположить, что основным механизмом образования рудной минерализации месторождения Нюд-II была кристаллизация сульфидного расплава непосредственно из мантийного источника (Hattori et al., 2002). Поскольку Se считается менее мобильным, чем S (Queffurus, Barnes, 2015), некоторые породы месторождения Нюд-II (габбронориты и роговики), а также вмещающие ортопироксениты и плагиоортопироксениты, обогащенные S, имеют более высокие отношения S/Se (>4000) (табл. 2).
Эволюция сульфидного рудообразования
В настоящее время общепризнанной является концепция о магматогенной природе сульфидных медно-никелевых месторождений, приуроченных к интрузиям мафит-ультрамафитового состава и образованных в результате процесса ликвации (Годлевский, Лихачев, 1979; Дистлер и др., 1979, 1988; Генкин и др., 1981; Налдретт, 1984; Лихачев, 1988; Naldrett, 1973, 2004, 2010; и др.). Этот процесс подразумевает, что образование рудных сульфидных концентраций происходит в результате отделения несмешивающейся сульфидной жидкости при охлаждении насыщенной серой силикатной магмы основного состава. В то же время неоднородное распределение Ni, Cu и ЭПГ в сульфидной массе может быть объяснено решающей ролью фракционной кристаллизации сульфидных расплавов, как это показано для некоторых сульфидных Cu–Ni месторождений (например, Keays, Crocket, 1970; Chyi, Crocket, 1976; Налдретт, 1984; Naldrett, 2010; и др.), и вполне применимо к месторождению Нюд-II.
Отделение сульфидной жидкости, скорее всего, происходило после кристаллизации силикатных пород “критического” горизонта месторождения Нюд-II, происходившей при температурах 1200−1100°С. Об этом свидетельствует наличие большого количества захваченных включений силикатов в рудных шлирах. Этот процесс выражен сегрегацией mss в виде отдельных капель-гнезд диаметром 2–3 см и более. Первоначально округлая форма гнезд сульфидов обусловлена их образованием в изотропной среде, где такая форма является наиболее механически устойчивой. Затем эти капельки соединялись между собой в более крупные и под действием силы тяжести опускались в нижнюю часть магматической камеры. Вероятно, такой механизм лежал в основе образования не только гнездово-шлировидных сульфидных руд месторождения Нюд-II, но и пластообразных рудных тел в основании массива НКТ, получивших название “донные залежи”.
Согласно экспериментальным данным, кристаллизация mss с 48 ат. % Fe, близкого по составу пирротину месторождения Нюд-II, начинается при температуре 1092°С, заканчиваясь при температуре <500°С (Arnold, 1971; Kullerud, Yoder, 1959; Naldrett, 1969; Ebel, Naldrett, 1996, 1997; Воган, Крейг, 1981). Таким образом, можно предположить, что отделение mss от силикатного расплава начиналось при температуре около 1100°С.
Пентландит в сульфидных рудах образуется в результате двух основных процессов: (1) перитектической реакции между mss и сульфидной жидкостью (Mansur et al., 2019) и (2) распада твердого раствора mss на пирротин + пентландит ± халькопирит ниже 650°С (Mansur et al., 2020). Согласно экспериментальным исследованиям, кристаллизация пентландита по первому процессу начинается при 865°С и продолжается до 450°С (Sugaki, Kitakaze, 1998), тогда как по второму начинается при 610°С, а пара пирротин–пентландит устойчива до 400°С (Kullerud, 1963; Воган, Крейг, 1981). Условия образования пентландита в руде месторождения Нюд-II определены двумя способами. Первый способ основан на графической зависимости изменения летучести серы от температуры образования пентландита для заданной величины атомного отношения Ni/(Ni + Fe) (Колонин и др., 2000). На основании этой зависимости для величины Ni/(Ni + Fe) = 0.51–0.52 в пентландитах месторождения Нюд-II (см. выше) условия его образования отвечают диапазону температур 615–500°С при соответствующем снижении летучести серы от –8.5 до –11 ед. lg αS2. Второй способ основан на линейной зависимости температуры от содержаний Co в пентландите, определенной (Vaasjoki et al., 1974). Рассчитанная таким образом температура образования пентландита находится в узком диапазоне температур 615–617°С и соответствует верхней границе, определенной первым способом. Полученные результаты свидетельствуют о том, что пентландит в руде месторождения Нюд-II преимущественно образовался в результате распада mss при температурах 615–500°С.
Халькопирит в руде месторождения Нюд-II обычно развит по периферии сульфидных гнезд и шлиров, а также слагает многочисленные прожилки (фиг. 4в) и образован в результате кристаллизации обогащенного Cu фракционированного iss (Keays, Crocket, 1970; Naldrett et al., 1982), который интерпретируется в качестве кумулатов с различным количеством захваченной остаточной сульфидной жидкости (Mansur et al., 2020). Согласно экспериментальным данным (Barton, 1973), халькопирит стабилен начиная от 550°С при lg αS2 = –1.2 до 400°С при lg αS2 = –10, возможно, и до 300°С, но в условиях повышенной фугитивности серы до –6.3 lg αS2.
Наличие тонких секущих прожилков халькопирита в руде месторождения Нюд-II (фиг. 4в) связано с более поздними тектоническими подвижками. По-видимому, накапливающийся в нижних частях магматической камеры сульфидный расплав оставался в жидком состоянии довольно длительное время после полного завершения кристаллизации вмещающих пород. Это привело к его высокой мобильности и способности к инъецированию и отжиманию в трещины среди застывших вмещающих пород.
Кристаллизация смайтита, развивающегося по пирротину, согласно экспериментальным исследованиям (Furukawa, Barnes, 1996), происходила при относительно быстром охлаждении сравнительно высокосернистого пирротина при температуре более 500°С. Необходимым условием образования смайтита является отсутствие включений пирита в пирротине. В противном случае и при более медленном охлаждении образуется ассоциация моноклинный пирротин + + пирит (Furukawa, Barnes, 1996).
Наиболее низкотемпературной сульфидной фазой в руде является виоларит, который образуется по пентландиту, в связи с близостью структур этих двух фаз, при температурах 200−300°С, вероятно, в присутствии воды (Misra, Fleet, 1974).
Таким образом, полученные результаты свидетельствуют, что отделение сульфидной жидкости от силикатной матрицы и последующая фракционная кристаллизация сульфидного расплава происходили на протяжении всего времени охлаждения и затвердевания пород месторождения Нюд-II.
Последовательность образования МПГ
Отличительной особенностью благороднометальной минерализации в руде месторождения Нюд-II является ассоциация минералов IЭПГ (Os, Ir, Ru) и PtЭПГ (Pt, Pd). Присутствие самородных минералов IЭПГ (самородный Os, иридий-осмиевая фаза), а также самородной платины уже отмечалось в жильных сульфидных рудах Мончеплутона (Юшко-Захарова и др., 1970; Юшко-Захарова, 1975). Однако в целом для сульфидных месторождений Мончеплутона самородные минералы IЭПГ не характерны.
Наиболее высокотемпературным и ранним минералом IЭПГ является самородный Os, который, согласно экспериментальным данным (Helmy, Bragagni, 2017), кристаллизуется при температуре 1300°С и при этом практически не содержит примесей. При понижении температуры до 1200°С он существенно обогащается примесями иридия (Ir = 2.0 мас. %) и рутения (Ru = 1.5 мас. %), а при 1020°С их количество возрастает еще больше (Ir = 3.0 мас. %, Ru = 2.0 мас. % и Pt = 1.3 мас. %), т.е. намечается тенденция увеличения содержаний примесей по мере снижения температуры кристаллизации (Helmy, Bragagni, 2017). Если такая закономерность справедлива, можно предположить, что образование самородного осмия в руде месторождения Нюд-II, существенно обогащенного примесями Ir, Pt и Ru (табл. 6), происходило при температуре ≥1000°С, в условиях пониженной фугитивности серы и одновременно с кристаллизацией mss, что подтверждается существующими представлениями о совместимости IЭПГ с mss (Дистлер и др., 1988; Fleet et al., 1993; Mungall et al., 2005; Holwell, McDonald, 2010; Mansur et al., 2020; и др.). Вероятно, при близких температурах с самородным Os, но в условиях повышенной фугитивности серы, происходила кристаллизация эрлихманита.
Минеральная ассоциация сульфоарсенидов IЭПГ + Pt известна в малосульфидных Pt–Pd рудах месторождения Вуручуайвенч Мончеплутона (Гроховская и др., 2000), Волчьетундровского массива (Чащин, Петров, 2013), Федорово-Панского комплекса (Субботин и др., 2017), а также расслоенного комплекса Пеникат (Финляндия) (Barkov et al., 2004). Кроме того, она встречена во вкрапленной сульфидной минерализации габбронорит-лерцолитовой интрузии Карикъявр в северо-восточном обрамлении Печенгской структуры (Дистлер, Лапутина, 1981; Yakovlev et al., 1991).
Образование сульфоарсенидов IЭПГ + Pt (ирарсит, холлинвортит и платарсит) обусловлено поведением As, которое, согласно экспериментальным данным (Helmy et al., 2010), сильно зависит от фугитивности серы (fS2). На начальной стадии кристаллизации mss при температуре около 1100°С, когда величина fS2 наиболее низкая, As может быть включен в mss, где совместно с серой аккумулирует дискретные сульфоарсенидные минералы (Helmy et al., 2010). Однако образование кайм сульфоарсенидов IЭПГ + Pt по Pt–Fe сплавам (фиг. 15б, в) свидетельствует о том, что эти сульфоарсениды образовались поcле кристаллизации Pt–Fe сплавов, вероятно, в процессе совместной кристаллизации смеси mss и iss (фиг. 16в).
При дальнейшем охлаждении в условиях более высокой fS2 As становится восстановленным и несовместимым c mss, концентрируясь во фрагментах iss зоны mss + iss и участвуя в образовании сперрилита. Такой механизм выделения сперрилита обоснован экспериментальными исследованиями (Синякова и др., 2011), а его кристаллизация происходила при температуре около 600°С (Благородные металлы, 1984; Синякова и др., 2011).
Согласно экспериментальным данным, образование Pt–Fe сплавов происходило в диапазоне температур 800–600°С (Slansky et al., 1991; Синякова, 2007; Евстигнеева, 2009) совместно с кристаллизацией mss и пентландита. Важным условием для образования Pt–Fe сплавов, как показано (Дистлер и др., 1988), является избыток железа в расплаве, которое легко образует как собственные сульфиды, так и сплавы с Pt. Это не противоречит экспериментальным исследованиям (Синякова и др., 2001; Makovicky et al., 2002; Синякова, 2007), согласно которым при сравнительно высоких температурах (900–800°С) и максимально высокой фугитивности серы (–3 lg fS2) Pt образует куперит (PtS). При снижении фугитивности серы и температуры до 600°С происходит смена куперита на изоферроплатину при –7…–8 lg fS2 и далее – на тетраферроплатину при ≤–8 lg fS2 (Синякова, 2007).
Дальнейшая эволюция платинометальной ассоциации связана с кристаллизацией iss, с которым совместимы Pt, Pd, As, Te и Bi. При достаточном насыщении этими элементами происходило формирование ассоциации висмуто-теллуридов и теллуридов Pt и Pd (мончеит, майченерит, меренскиит). Согласно экспериментальным данным (Makovicky et al., 2002), майченерит и меренскиит сосуществуют при температуре <500°C.
На заключительном этапе рудообразования кристаллизовался штютцит, который в рудоносных расслоенных интрузиях Кольского региона обнаружен впервые. Ранее он был встречен в составе Au−Ag минерализации Панареченской вулкано-тектонической структуры на востоке Кольского полуострова (Волошин и др., 2012). Согласно экспериментальным данным (Kracek et al., 1966), штютцит, близкий по составу к описанному выше, кристаллизуется при температуре 265°С (Kracek et al., 1966). Судя по незначительному количеству этой низкотемпературной минеральной фазы, гидротермальный процесс рудообразования на месторождении Нюд-II был проявлен весьма слабо.
Модель образования сульфидов основных металлов и МПГ
Условия и последовательность образования сульфидов основных металлов и МПГ иллюстрируются фиг. 16 и представляются в следующем виде.
1. На начальном этапе рудообразования в диапазоне температур 1100−1000°С проиcходило отделение несмешивающихся сульфидных жидких капель, которые аккумулировали ЭПГ и халькофильные элементы (фиг. 16а). При этих же температурах, вероятно, происходило выделение минералов IЭПГ (самородного осмия и эрлихманита).
2. При охлаждении до температур 1000−900°С сульфидная жидкость фракционировала с образованием mss и остаточной сульфидной жидкости, обогащенной Ni и Cu. В mss концентрировались совместимые с ним IЭПГ, а во фракционированную сульфидную жидкость удалялись несовместимые с mss Ni, Cu, PtЭПГ и халькофильные элементы (фиг. 16б).
3. Дальнейшее охлаждении mss в интервале температур 900–600°С привело к его частичному затвердеванию, а взаимодействие с iss способствовало образованию прерывистой зоны mss + + iss. Этот процесс сопровождался кристаллизацией Pt–Fe сплавов, сульфоарсенидов IЭПГ + + Pt и сперрилита. Последующее фракционирование сульфидного расплава повлекло за собой отделение остаточного, богатого Cu сульфидного расплава iss, обогащенного PtЭПГ, Te и Bi (фиг. 16в).
4. При температуре 600−400°C закончилось затвердевание mss и кристаллизация пирротина, mss + iss с образованием смеси сульфидов основных металлов, iss и кристаллизация халькопирита, а также висмуто-теллуридов и теллуридов Pt и Pd (мончеита, майченерита и меренскиита) (фиг. 16г).
ВЫВОДЫ
В результате проведенного исследования можно сделать следующие выводы.
1. Руда сульфидного ЭПГ-Cu–Ni месторождения Нюд-II имеет магматический генезис, образована в результате процесса отделения сульфидной жидкости от силикатной матрицы и характеризуется гнездово-шлировидным и вкрапленно-прожилковидным типами, которые залегают в нижней части лейконоритов и габброноритов “критического” горизонта массива Нюд-II.
2. Рудные шлиры имеют зональное строение: в центральной части преобладают mss и совместимые с ним IЭПГ, промежуточная зона (mss + iss) образована в результате взаимодействия mss с обогащенной Cu остаточной сульфидной жидкостью, в которой концентрируются PtЭПГ, несовместимые с mss, а периферия представлена iss, PtЭПГ и халькофильными элементами.
3. По конфигурации профилей хондрит-нормированных концентраций благородных металлов руда месторождения Нюд-II сходна с типичными сульфидными месторождениями Мончеплутона. Она имеет мантийные геохимические характеристики (S/Se около 3500), тесные корреляционные связи Ni и Cu с S, Pd и Pt с Ni и Cu при резком преобладании Pd над Pt.
4. Особенностью минерального состава ЭПГ в руде является ассоциация минералов IЭПГ (самородный осмий, эрлихманит), образованных на высокотемпературном этапе рудообразования, и минералов PtЭПГ, частично IЭПГ (Pt–Fe сплавы, сульфоарсениды ряда ирарсит–холлингвортит–платарсит, сперрилит, висмуто-теллуриды и теллуриды Pt и Pd), сформированных на средне- и низкотемпературных этапах.
Список литературы
Анализы минералов медно-никелевых месторождений Кольского полуострова / Отв. ред. Ю.Н. Яковлев, А.К. Яковлева. Апатиты: КолФАН СССР, 1983.
Бартенев И.С., Докучаева В.С. Геолого-структурные особенности и условия образования месторождения Нюд-II // Основные и ультраосновные породы Кольского полуострова и их металлогения. / Отв. ред. Г.И. Горбунов. Апатиты: КолФАН СССР, 1975. С. 144–158.
Благородные металлы / Ред. Е.М. Савицкий. М.: Металлургия, 1984.
Воган Д., Крейг Дж. Химия сульфидных минералов. М.: Мир, 1981.
Волошин А.В., Чернявский А.В., Войтеховский Ю.Л. Теллуридная минерализация в золоторудных проявлениях Панареченской вулкано-тектонической структуры, Кольский полуостров // Вестник КНЦ РАН. 2012. № 1. С. 66–79.
Генкин А.Д., Дистлер В.В., Гладышев Г.Д., Филимонова А.А., Евстигнеева Т.Л., Коваленкер В.А., Лапутина И.П., Смирнов А.В., Гроховская Т.Л. Сульфидные медно-никелевые руды норильских месторождений. М.: Наука, 1981.
Глотов А.И., Орсоев Д.А. Распределение благородных металлов в ЭПГ-Cu–Ni-сульфидных рудах Мончегорского комплекса, Кольский полуостров // ДАН. 1996. Т. 347. № 5. С. 670–673.
Годлевский М.Н., Лихачев А.П. Условия зарождения и кристаллизации рудоносных магм, формирующих медно-никелевые месторождения // Основные параметры процессов эндогенного рудообразования. Т. 1 / Отв. ред. В.А. Кузнецов. Новосибирск: Наука, 1979. С. 109–118.
Горбунов Г.И., Астафьев Ю.А., Бартенев И.С., Гончаров Ю.В., Яковлев Ю.Н. Структура медно-никелевых рудных полей и месторождений Кольского полуострова. Л.: Наука, 1978.
Горбунов Г.И., Яковлев Ю.Н., Гончаров Ю.В., Горелов В.А., Тельнов В.А. Никеленосные районы Кольского полуострова // Медно-никелевые месторождения Балтийского щита / Отв. ред. Г.И. Горбунов, Х. Папунен. Л.: Наука, 1985. С. 27–93.
Гроховская Т.Л., Лапутина И.П. Платиновая минерализация некоторых расслоенных интрузивов Кольского полуострова // Никеленосность базит-гипербазитовых комплексов Карело-Кольского региона. / Отв. ред. Ф.П. Митрофанов, Г.И. Горбунов. Апатиты: КолФАН СССР, 1988. С. 69–73.
Гроховская Т.Л., Бакаев Г.Ф., Шелепина Е.П., Лапина М.И., Лапутина И.П., Муравицкая Г.Н. Платинометальная минерализация в габброноритах массива Вуручуайвенч, Мончегорский плутон (Кольский полуостров, Россия) // Геология руд. месторождений. 2000. Т. 42. № 2. С.147–161.
Гроховская Т.Л., Иванченко В.Н., Каримова О.В., Грибоедова И.Г., Самошникова Л.А. Геологическое строение, минералогия и генезис ЭПГ-минерализации массива Южная Сопча, Мончегорский комплекс, Россия // Геология руд. месторождений. 2012. Т. 54. № 3. С. 416–440.
Дистлер В.В., Лапутина И.П. Необычная ассоциация минералов платиновых металлов из расслоенного габбро-норит-лерцолитового массива на Кольском полуострове // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1981. № 2. С. 103–115.
Дистлер В.В., Смирнов А.В., Гроховская Т.Л., Филимонова А.А., Муравицкая Г.Н. Стратификация, скрытая расслоенность и условия образования сульфидного оруденения дифференцированных трапповых интрузий // Условия образования магматических рудных месторождений / Отв. ред. В.И. Смирнов. М.: Наука, 1979. С. 211–269.
Дистлер В.В., Гроховская Т.Л., Евстигнеева Т.Л. Петрология сульфидного магматического рудообразования. М.: Наука, 1988.
Елисеев Э.Н. Вкрапленное сульфидное оруденение рудного пласта Сопчи // Ультраосновные и основные интрузии и сульфидные медно-никелевые месторождения Мончи. Ред. Н.А. Елисеев. Л.: АН СССР, 1953. С. 112–144.
Елисеев Н.А., Елисеев Э.Н., Козлов Е.К., Лялин П.В., Масленников В.А. Геология и рудные месторождения Мончегорского плутона. Л.: АН СССР, 1956.
Евстигнеева Т.Л. О фазах в системе Pt–Fe // Вестник ОНЗ РАН. 2009. № 1. https://doi.org/10.2205/2009NZ000003
Козлов Е.К. Естественные ряды пород никеленосных интрузий и их металлогения. Л.: Наука, 1973.
Колонин Г.Р., Орсоев Д.А., Синякова Е.Ф. и др. Использование отношения Ni : Fe в пентландите для оценки летучести серы при формировании ЭПГ-содержащего сульфидного оруденения Йоко-Довыренского массива // ДАН. 2000. Т. 370. № 1. С. 87–91.
Лихачев А.П. Генетические модели сульфидно-никеленосных формаций в связи с другими эндогенными формациями // Рудообразование и генетические модели эндогенных рудных формаций / Ред. А.А. Оболенский, В.И. Сотников, В.Н. Шарапов. Новосибирск: Наука, 1988. С. 158–166.
Минералогия медно-никелевых месторождений Кольского полуострова / Ред. Г.И. Горбунов. Л.: Наука, 1981.
Налдретт А.Дж. Сульфидные никелевые месторождения: классификация, состав и генезис // Генезис рудных месторождений / Ред. Б. Скиннер. М.: Мир, 1984. Т. 2. С. 253–343.
Налдретт А.Дж. Магматические сульфидные месторождения медно-никелевых и платинометальных руд. СПб.: СПбГУ, 2003.
Нерадовский Ю.Н., Рундквист Т.В., Галкин А.С., Климентьев В.Н. К проблеме платиноносности рудного “пласта-330” г. Сопча и его промышленного использования (Мончеплутон) // Вестник МГТУ. 2002. Т. 5. № 1. С. 85–91.
Орсоев Д.А., Реженова С.А., Богданова А.Н. Сопчеит Ag4Pd3Te4 – новый минерал из медно-никелевых руд Мончегорского плутона // Зап. ВМО. 1982. Ч. 111. Вып. 1. С. 114–117.
Орсоев Д.А., Конников Э.Г., Загузин Г.Н. Оруденение перидотитового пласта г. Сопча в Мончегорском районе // Зап. ВМО. 1994. Ч. CXXIII. № 3. С. 26–40.
Петров С.В. Методологические и терминологические аспекты изучения форм нахождения золота в рудах // Обогащение руд. 2005. № 2. С. 27–30.
Расслоенные интрузии Мончегорского рудного района: петрология, оруденение, изотопия, глубинное строение. Ч. 1, 2 / Ред. Ф.П. Митрофанов, В.Ф. Смолькин. Апатиты: изд-во КНЦ РАН, 2004.
Синякова Е.Ф. Процессы минералообразования в системе Fe–Ni–S с примесью платиновых металлов (по экспериментальным данным). Автореф. дисс. … д-ра г.-м. н. Новосибирск: ИГМ СО РАН, 2007.
Синякова Е.Ф., Косяков В.И., Колонин Г.Р. Поведение платиновых металлов при кристаллизации расплавов системы Fe–Ni–S (сечение FexNi0.49 – xS0.51) // Тр. ИГиГ СО АН СССР. Новосибирск: Наука, 2001. Т. 42. № 9. С. 1354–1370.
Синякова Е.Ф., Косяков В.И., Кох К.А., Карманов Н.С. Влияние мышьяка на поведение благородных металлов при фракционной кристаллизации Cu–Fe–Ni-сульфидных фаз // Вестник ОНЗ РАН. 2011. Т. 3. https://doi.org/10.2205/2011NZ000217
Субботин В.В., Габов Д.А., Корчагин А.У., Савченко Е.Э. Золото и серебро в составе платинометальных руд Федорово-Панского интрузивного комплекса // Вестник КНЦ РАН. 2017. № 1. С. 53–65.
Химические анализы пород базит-гипербазитовых комплексов докембрия Кольского полуострова / Отв. ред. Г.И. Горбунов. Апатиты: КолФАН СССР, 1982.
Чащин В.В., Петров С.В. Малосульфидные платиновые руды Волчьетундровского массива габбро-анортозитов (Кольский полуостров, Россия) // Геология руд. месторождений. 2013. Т. 55. № 5. С. 415–453.
Чащин В.В., Галкин А.С., Озерянский В.В., Дедюхин А.Н. Сопчеозерское месторождение хромитов и его платиноносность, Мончегорский плуктон (Кольский полуостров, Россия) // Геология руд. месторождений. 1999. Т. 41. № 6. С. 507–515.
Чащин В.В., Баянова Т.Б., Митрофанов Ф.П., Серов П.А. Малосульфидные платинометальные руды палеопротерозойского Мончегорского плутона и массивов его южного обрамления (Кольский полуостров, Россия): геологическая характеристика и изотопно-геохронологические свидетельства полихронности рудно-магматических систем // Геология руд. месторождений. 2016. Т. 58. № 1. С. 41–63. https://doi.org/10.7868/S0016777016010020
Чащин В.В., Петров С.В., Дрогобужская С.В. Малосульфидное платино-палладиевое месторождение Лойпишнюн Мончетундровского базитового массива (Кольский полуостров, Россия) // Геология руд. месторождений. 2018. Т. 60. № 5. С. 418–448. https://doi.org/10.1134/S1075701518050021
Шарков Е.В. “Критический горизонт” Мончегорского плутона – дополнительная интрузивная фаза // Зап. ВМО. 1982. Ч. CXI. Вып. 6. С. 656–663.
Шарков Е.В. Формирование расслоенных интрузивов и связанного с ними оруденения. М.: Научный мир, 2006.
Шарков Е.В., Чистяков А.В. Геолого-петрологические аспекты ЭПГ-Cu–Ni-оруденения в раннепалеопротерозойском Мончегорском расслоенном мафит-ультрамафитовом комплексе (Кольский полуостров) // Геология руд. месторождений. 2014. Т. 3. С. 171–194.
Юшко-Захарова О.Е. Платиноносность рудных месторождений. М.: Недра, 1975.
Юшко-Захарова О.Е., Иванов В.В., Разина И.С., Черняев Л.А. Геохимия, минералогия и методы определения элементов группы платины. М.: Недра, 1970.
Яковлев Ю.Н., Яковлева А.К., Нерадовский Ю.Н., Осокин А.С., Балабонин Н.Л., Докучаева В.С., Дистлер В.В., Филимонова А.А. Минералогия медно-никелевых месторождений Кольского полуострова. Л.: Наука, 1981.
Яковлев Ю.Н., Докучаева В.С. Платинометальное оруденение Мончегорского плутона // Геология и генезис месторождений платиновых металлов/ Отв. ред. Н.П. Лаверов, В.В. Дистлер. М.: Наука, 1994. С. 79–86.
Arnold R.G. Evidence for liquid immiscibility in the system FeS–S // Econ. Geol. 1971. V. 66. P. 1121–1130.
Barkov A.Y., Cabri L.J. Variations of major and minor elements in Pt–Fe alloy minerals: a review and new observations // New results and advances in PGE mineralogy in various Ni–Cu–Cr–PGE ore system / Eds. Barkov A.Y., Zaccarini F. Basel: Minerals. 2019. P. 204–218. https://doi.org/10.3390/min9010025
Barkov A.Y., Fleet M.E., Martin R.F., Alapieti T.T. Zoned sulfides and sulfarsenides of the platinum-group the elements from the Penikat layered complex, Finland // Canad. Miner. 2004. V. 42. P. 515–537.
Barnes S.-J., Cox R., Zientek M. Platinum-group element, gold, silver and base metal distribution in compositionally zoned sulfide droplets from the Medvezky Creek Mine, Noril’sk, Russia // Contrib. Miner. Petrol. 2006. V. 152. № 2. P. 187–200. https://doi.org/10.1007/s00410-006-0100-9
Barnes S.-J., Couture J.-F., Sawyer E.W., Bouchaib C. Nickel-copper occurrences in the Belleterre-Angliers belt of the Pontiac subprovince and the use of Cu–Pd ratios in interpreting platinum-group element distributions // Econ. Geol. 1993. V. 88. P. 1402–1418.
Barton P.B. Solid solutions in the systems Cu–Fe–S. Part I. The Cu–S and CuFe–S joins // Econ. Geol. 1973. V. 68. P. 455–463.
Chyi L.L., Crocket J.H. Partition of platinum, palladium, iridium and gold among coexisting minerals from the deep ore zone, Strathcona mine, Sudbery, Ontario // Econ. Geol. 1976. V. 71. P. 1196–1205.
Dare S.A.S., Barnes S.-J., Prichard H.M. Platinum-group element (PGE)-bearing pyrites in pyrrhotite-rich sulfides from McCreedy and Creighton Ni–Cu-PGE sulfide deposits, Sudbury, Canada // 11th International Platinum Symposium. 21–24 June. 20101. Sudbury, Ontario, Canada, 2010a. Eds. Jugo P.J., Lesher C.M., Mungall J.E.
Dare S.A.S., Barnes S.-J., Prichard H.M. The distribution of platinum group elements (PGE) and other chalcophile elements among sulfides from the Creighton Ni–Cu-PGE sulfide deposit, Sudbury, Canada and the origin of palladium in pentlandite // Miner. Deposita. 20102. V. 45. P. 765–793. https://doi.org/10.1007/s00126-010-0295-6
Dedeev A.V., Khashkovskaya N.N., Galkin A.S. PGE-mineralization of the Monchegorsk layered mafic-ultramafic intrusion of the Kola Peninsula / Ed. Cabri L.J. The Geology, Geochemistry, Mineralogy and Mineral Benefication of Platinum-Group Elements. Canadian Institute of Mining, Metallurgy and Petroleum, 2002. V. 54. P. 569–577.
Duran C.J., Barnes S.-J., Corkery J.T. Geology, petrography, geochemistry and genesis of sulfide-rich pods in the Lac des Iles palladium deposits, western Ontario, Canada // Miner. Deposita. 2016. V. 51. P. 509–532. https://doi.org/10/1007/s00126-015-0622-z
Ebel D., Naldrett A.J. Fractional crystallization of sulfide ore liquids at high temperature // Econ. Geol. 1996. V. 91. P. 607–621.
Ebel D., Naldrett A.J. Crystallization of sulfide liquids and the interpretation of ore composition // Intraplate Magmatism and related Mineralisation: Proseedings of IGCP Project 336 conference // Canad. J. Earth Sci. 1997. V. 34. № 4. P. 352–365.
Hattori K.H., Arai S., Clarke D.B. Selenium, tellurium, arsenic and antimony contents of primary mantle sulfides // Canad. Miner. 2002. V. 40. P. 637–650. https://doi.org/10.2113/gscanmin.40.2.637
Helmy H.M., Ballhaus C., Wohlgemuth-Ueberwasser C., Fonseca R.O.C., Laurenz V. Partitioning of Se, As, Sb, Te and Bi between monosulfide solid solution and sulfide melt – application to magmatic sulfide deposits // Geochim. Cosmochim. Acta. 2010. V. 74. P. 6174–6179. https://doi.org/10.1016./j.gca.2010.08.009
Helmy H.M., Bragagni A. Platinum-group elements fractionation by selective complexing, the Os, Ir, Ru, Rh–arsenide–sulfide systems above 1020°C // Geochim. Cosmochim. Acta. 2017. V. 217. P. 169–183. https://doi.org/10.1016/j.gca.2017.01.040
Holwell D.A., McDonald I. A review of the behavior of platinum group elements within natural magmatic sulfide ore systems // Platinum Metals Rev. 2010. V. 54. № 1. P. 26–36.
Fleet M.E., Chryssoulis S.L., Stone W.E., Weisener C.G. Partitioning of platinum-group elements and Au in the Fe–Ni–Cu–S-system: experiments on the fractional crystallization of sulfide melt // Contrib. Miner. Petrol. 1993. V. 115. P. 36–44.
Furukawa Y., Barnes H.L. Reactions forming smythite, Fe9S11 // Geochim. Cosmochim. Acta. 1996. V. 60. № 19. P. 3581–3591.
Garuti G., Fiandri P., Rossi A. Sulfide composition and phase relations in the Fe–Ni–Cu ore deposits of the Ivrea-Verbano basic complex (Western Alps, Italy) // Miner. Deposita. 1986. V. 22. P. 22–34.
Godel B. Platinum-group element deposits in layered intrusions: recent advances in the understanding of the ore forming processes / Layered intrusions. Eds. Charlier B., Namur O., Latypov R., Tegner C. Springer. 2015. P. 379–432. https://doi.org/10.1007/978-94-017-9652-1_1
Karykowski B.T., Maier W.D., Groshev N.Y., Barnes S.-J., Pripachkin P.V., McDonald I., Savard D. Critical controls on the formation of contact-style PGE-Ni–Cu mineralization: evidence from the Paleoproterozoic Monchegorsk complex, Kola Region, Russia // Econ. Geol. 2018. V. 113. P. 911–935. https://doi.org/10.5382/econgeo/2018.4576
Keays R.R., Crocket J.H. A study of precious metals in the Sudbury Nickel Irruptive ores // Econ. Geol. 1970. V. 65. P. 438–450.
Kracek F.C., Ksanda C.J., Cabri L.J. Phase relations in the silver-tellurium system // Amer. Miner. 1966. V. 51. P. 14–28.
Kullerud G. Thermal stability of pentlandite // Canad. Miner. 1963. V. 7. P. 353–366.
Kullerud G., Yoder H.S. Pyrite stability relations in the Fe–S-system // Econ. Geol. 1959. V. 54. P. 533–572.
Makovicky E. Ternary and quaternary phase systems with PGE // The Geology, Geochemistry, Mineralogy and Mineral Beneficiation of Platinum-Group Elements. CIM S. Ed. Cabri L.J. Montreal: Canad. Ins. Mining Metal. Petr. 2002. V. 54. P. 131–175.
Mansur E.T., Barnes S.-J., Duran C.J. Textural and compositional evidence for the formation of pentlandite via peritectic reaction: implications for the distribution of highly siderophile elements // Geology. 2019. V. 47. P. 351–354.
Mansur E.T., Barnes S.-J., Duran C.J., Sluzhenikin S.F. Distribution of chalcophile and platinum-group elements among pyrrhotite, pentlandite, chalcopyrite and cubanite from the Noril’sk-Talnakh ores: implications for the formation of platinum-group minerals // Miner. Deposita. 2020. V. 55. P. 1215–1232.
McDonough W.F., Sun S.-S. The composition of the Earth // Chem. Geol. 1995. V. 120. P. 223–253.
Misra K.C., Fleet M.E. Chemical composition and stability of violarite // Econ. Geol. 1974. V. 69. P. 391–403.
Mungall J.E., Andrews D.R.A., Cabri L.J., Sylvester P.J., Tubrett M. Partitioning of Cu, Ni, Au, and platinum-group elements between monosulfide solid solution and sulfide melt under controlled oxygen and sulfur fugacities // Geochim. Cosmochim. Acta. 2005. V. 69. P. 4349–4360.
Naldrett A.J. A portion of the Fe–S–O and its application to sulfide ore magmas // J. Petrol. 1969. V. 10. P. 171–201.
Naldrett A.J. Nickel sulfide deposits − their classification and genesis, with special emphasis on deposits of volcanic association // Canad. Inst. Mining Metallurgy Trans. 1973. V. 76. P. 183–201.
Naldrett A.J. Magmatic sulfide deposits. Geology, geochemistry and exploration. Berlin, Heidelberg: Springer-Verlag, 2004.
Naldrett A.J. From the mantle to the bank: the life of a Ni–Cu-(PGE) sulfide deposit // S. Afr. J. Geol. 2010. V. 113. P. 1–32. https://doi.org/10.2113/gssaig.113.1-1
Naldrett A.J., Innes D.G., Sowa J., Gorton M. Compositional variation within and between five Sudbury ore deposits // Econ. Geol. 1982. V. 77. P. 1519–1534.
Queffurus M., Barnes S.-J. A review of sulfur to selenium ratios in magmatic nickel-copper and platinum-group element deposits // Ore Geol. Rev. 2015. V. 69. P. 301–324. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2015.02.019
Slansky E., Johan Z., Ohnenstetter M., Barron L.M., Suppel D. Platinum mineralization in the Alaskan-type intrusive complexes Near Fifield, N.S.W., Australia. Part 2. Platinum-group minerals in placer deposits at Fifield // Miner. Petrol. 1991. V. 43. P. 161–180.
Sugaki A., Kitakaze A. High form of pentlandite and its thermal stability // Amer. Miner. 1998. V. 83. P. 133–140.
Vaasjoki O., Hakli T.A., Tontti M. The effect of cobalt on the thermal stability of pentlandite // Econ. Geol. 1974. V. 69. P. 549–551.
Whitney D.L., Evans B.W. Abbreviations for names of rock-forming minerals // Amer. Miner. 2010. V. 95. P. 185–187. https://doi.org/10.2138/am.2010.3371
Yakovlev Yu.N., Distler V.V., Mitrofanov F.P., Razhev S.A., Grokhovskaya T.L., Veselovsky N.N. Mineralogy of PGE in the mafic-ultramafic massifs of the Kola region // Miner. Petrol. 1991. V. 43. P. 181–192.
Дополнительные материалы отсутствуют.
Инструменты
Геология рудных месторождений