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

Полный текст (PDF)

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.

Ключевые слова: минералы IЭПГ и PtЭПГ, химический состав, содержания ЭПГ и халькофильных элементов, месторождение Нюд-II, Мончеплутон

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).

Фиг. 1.

Геологическая схема Кольского полуострова (а). 1 – палеозойские плутоны щелочных нефелиновых сиенитов: Хибинский (Х), Ловозерский (Л); 2 – палеопротерозойские рифтогенные структуры: Печенгская (П), Имандра-Варзугская (ИВ), Куолаярвинская (К); 3 – палеопротерозойские гранулитовые пояса: Лапландский (Л), Кандалакшско-Колвицкий (КК); 4 – позднеархейские зеленокаменные пояса: Колмозеро-Воронинский (КВ), Терско-Аллареченский (ТА). Схема геологического строения Мончеплутона и его южного обрамления (б). 1 – Имандра-Варзугская осадочно-вулканогенная рифтогенная структура; 2 – кварцевое метагаббро массива 10-й аномалии; 3 – Мончетундровский массив: верхняя зона – лейкократовые средне-крупнозернистые метагаббро, метагаббронориты и анортозиты (а), нижняя зона – мелко-среднезернистые нориты и ортопироксениты (б); 4 – нориты массива Морошковое озеро; 5 – габбронориты массива Кириха; 6 – интрузивно-анатектические кварцевые диориты и трондьемиты; 7 – Мончеплутон: сульфидные жилы (а), рудный пласт 330 массива Сопча (б), оливиновый горизонт (в), “критический” горизонт массива Нюд (г), метагаббронориты (д) и метаплагиоклазиты (е) массива Вуручуайвенч, нориты и габбронориты (ж), ортопироксениты (з), переслаивание ортопироксенитов и гарцбургитов (и), гарцбургиты (к), дуниты (л); 8 – архейские метаморфические и ультраметаморфические образования Кольского блока; 9 – горизонты малосульфидной платинометальной минерализации; 10 – месторождения: Cr (а), сульфидных ЭПГ-Cu–Ni (б) и малосульфидных Pt–Pd руд (в).

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.

Фиг. 2.

Геологическая схема юго-западной части массива Нюд. 1 – оливиновый горизонт: оливиновые ортопироксениты и плагиоортопироксениты; 2 – “критический” горизонт: чередование норитов различной зернистости с габброноритами, лейконориты и плагиоклазиты; 3 – мезократовые нориты; 4 – меланократовые пойкилитовые нориты; 5 – интрузивно-анатектические кварцевые диориты и трондьемиты; 6 – рудные горизонты (а), то же самое, вне масштаба (б); 7 – обнажения пород “критического” горизонта с содержанием Pt + Pd: <0.5 г/т (а), 0.5–1.0 г/т (б), >1.0 г/т (в); 8 – скважины; 9 – штольня и ее номер.

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%.

Фиг. 3.

Фотографии карьера месторождения Нюд-II и пород, слагающих его борта: (а) – общий вид карьера; (б) – контакты рудных лейконоритов с ортопироксенитами (южный борт карьера); (в) – тектонический контакт плагиоортопироксенитов, роговиков и габброноритов (северный борт карьера); (г) – детализация тектонического контакта плагиоортопироксенитов и габброноритов.

Структурно-геологическое положение месторождения

Фиг. 4.

Геологический план (а) и разрез месторождения Нюд-II (б), по (Н.С. Зонтов, 1939ф; С.М. Рутштейн, 1964ф с упрощениями), характерные морфологические особенности оруденения на северо-восточной стенке карьера (в), по (Горбунов и др., 1978) и фотография массивной сульфидной шлировидной руды (г): 1 – четвертичные отложения; 2 – породы оливинового горизонта: оливиновые ортопироксениты и плагиоортопироксениты с оливином; 3 – породы “критического” горизонта: лейконориты и мезократовые габбронориты; 4 – роговики пироксен-плагиоклазового состава; 5 – рудное тело; 6 – сульфидная вкрапленность; 7 – прожилки сульфидов; 8 – шлиры сплошных сульфидов; 9 – разрывные нарушения.

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.

Фиг. 5.

Микрофотографии типовых пород месторождения Нюд-II: (а) – габбронорит (проба 434/8); (б) – лейконорит такситовый, амфиболизированный (проба 435/3); (в–г) – роговик ортопироксен-плагиоклазового состава (проба (434/7); (д) – плагиоортопироксенит с оливином (проба 434/6); (е) – оливиновый ортопироксенит с плагиоклазом (проба 434/1); а–б и г–е – фотографии в скрещенных николях, в – николи параллельны. Символы минералов по (Whitney, Evans, 2010).

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.  

Химический состав пород месторождения Нюд-II

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

Примечание. п.п.п. – потери при прокаливании, Mg# = MgO/(MgO + FeOtot), где FeOtot = 0.9 × Fe2O3 + FeO. Содержания петрогенных элементов определены в мас. %, элементов-примесей – в г/т.

Фиг. 6.

Бинарные диаграммы MgO – оксиды для пород месторождения Нюд-II в сопоставлении с аналогичными по составу породами Мончеплутона. 1 – породы месторождения Нюд-II: а – лейконориты, б – габбронориты, в – роговики; 2 – вмещающие ортопироксениты и плагиоортопироксениты оливинового горизонта; 3 – поля составов пород Мончеплутона по (Химические …, 1982) и данным производственных организаций: а – оливиновые ортопироксениты массивов НКТ и Сопча, б–г – породы массива Нюд: б – ортопироксениты и плагиоортопироксениты оливинового горизонта участка Терраса, в – меланонориты нижней зоны, г – мезократовые нориты верхней зоны.

Фиг. 7.

Спектры распределения хондрит-нормализованных редкоземельных элементов по (McDonough, Sun, 1995) во вмещающих (а) и рудоносных породах месторождения Нюд-II (б).

Фиг. 8.

Спектры распределения элементов-примесей, нормированных на примитивную мантию по (McDonough, Sun, 1995) во вмещающих (а) и рудоносных (б) породах месторождения Нюд-II. Условные обозначения см. рис. 7.

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.  

Содержания Ni, халькофильных элементов (г/т) и S (мас. %) в сульфидной ЭПГ-Cu–Ni руде месторождения Нюд-II и вмещающих породах

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
Фиг. 9.

Бинарные вариационные диаграммы халькофильных и сидерофильных элементов в породах “критического” горизонта участка Терраса (N = 49) и руде месторождения Нюд-II: (а) – Ni относительно S; (б) – Cu относительно S; (в) – Pt + Pd относительно S; (г) – Pt + Pd относительно Ni; (д) – Pt + Pd относительно Cu; (е) – Pt относительно Pd.

Фиг. 10.

Распределение ЭПГ, Au, Ni и Cu, нормированных на примитивную мантию, по (McDonough, Sun, 1995), в руде месторождения Нюд-II в сравнении с ЭПГ-Cu–Ni месторождениями Мончеплутона (Глотов, Орсоев, 1996).

Фиг. 11.

Спектры распределения халькофильных элементов, нормированных на примитивную мантию, по (McDonough, Sun, 1995): (а) – в руде сульфидного ЭПГ-Cu–Ni месторождения Нюд-II в сравнении с малосульфидным Pt–Pd месторождением Лойпишнюн Мончетундровского массива (Чащин и др., 2018); (б) – во вмещающих ортопироксенитах и плагиоортопироксенитах оливинового горизонта.

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.  

Содержания ЭПГ и Au (г/т) в сульфидной ЭПГ-Cu–Ni руде месторождения Нюд-II

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.

Фиг. 12.

Морфология сульфидов основных металлов в руде месторождения Нюд-II: (а) – замещение пирротина (Po) смайтитом (Sm), проба 434/7; (б) – срастание пирротина (Po) и халькопирита (Ccp) вокруг зерна хромшпинелида (Chr), проба 434/8; (в) – срастание пентландита (Pn) и пирротина (Po), проба 434/8; (г) – включения пирротина (Po) в пентландите (Pn), проба 435/2; (д) – замещение пентландита (Pn) виоларитом (Viol), проба 434/7; (е) – халькопирит (Ccp) с включением пирита (Py), проба 435/2.

Таблица 4.  

Состав сульфидов основных металлов в руде ЭПГ-Cu–Ni месторождения Нюд-II, мас. %

№№ 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
Фиг. 13.

Составы сульфидов основных металлов в руде месторождения Нюд-II (ат. %).

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.  

Распределение минералов благородных металлов в руде ЭПГ-Cu–Ni месторождения Нюд-II

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
Фиг. 14.

Относительное по площади распределение минералов благородных металлов в руде месторождения Нюд-II.

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.

Фиг. 15.

Морфология выделений минералов благородных металлов в руде месторождения Нюд-II: (а) – Pt–Fe сплав с включением самородного осмия (Os); (б) – Pt–Fe сплав с включением эрлихманита (Erl) и оторочкой ирарсита (Ir); (в) – Pt–Fe сплав с каймой холлингвортита (Holl); (г) – сперрилит (Sper) в срастании с пирротином (Po) и пиритом (Py); (д) – срастание меренскиита (Mer) и майченерита (Mch); (е) – срастание майченерита (Mch) с пирротином (Po) и штютцитом (Stut).

Таблица 6.  

Химический состав минералов тугоплавких ЭПГ и сперрилита из руды ЭПГ-Cu–Ni месторождения Нюд-II (мас. %)

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).

PtFe 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.  

Химический состав Pt–Fe сплавов из руды сульфидного ЭПГ-Cu–Ni месторождения Нюд-II (мас. %)

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.  

Химический состав висмуто-теллуридов и теллуридов благородных металлов из руды сульфидного ЭПГ-Cu–Ni месторождения Нюд-II (мас. %)

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).

Фиг. 16.

Cхема, иллюстрирующая поведение основных металлов, ЭПГ и халькофильных элементов в процессе образования сульфидных жидкостей основных металлов и их охлаждения, по (Barnes et al., 2006; Holwell, McDonald, 2010; Godel, 2015) с модификацией: (a) – образование капель несмешивающихся сульфидных жидкостей, аккумулирующих ЭПГ и халькофильные элементы; (б) − фракционирование сульфидных жидкостей с образованием mss и остаточной сульфидной жидкости, обогащенной Cu; (в) − кристаллизация iss и обогащенного Ni mss из фракционированной сульфидной жидкости с образованием содержащих As, Se, Te и Bi сульфосолевых расплавов, аккумулирующих часть ЭПГ, которые могут мигрировать вдоль границ сульфидов; (г) − кристаллизация пирротина и пентландита из mss, халькопирита из iss и МПГ из сульфосолевого расплава.

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

  1. Анализы минералов медно-никелевых месторождений Кольского полуострова / Отв. ред. Ю.Н. Яковлев, А.К. Яковлева. Апатиты: КолФАН СССР, 1983.

  2. 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.

  3. Благородные металлы / Ред. Е.М. Савицкий. М.: Металлургия, 1984.

  4. Воган Д., Крейг Дж. Химия сульфидных минералов. М.: Мир, 1981.

  5. 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.

  6. 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.

  7. 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.

  8. 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.

  9. 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.

  10. 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.

  11. 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.

  12. 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.

  13. 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.

  14. 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.

  15. 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.

  16. Дистлер В.В., Гроховская Т.Л., Евстигнеева Т.Л. Петрология сульфидного магматического рудообразования. М.: Наука, 1988.

  17. 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.

  18. 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.

  19. Евстигнеева Т.Л. О фазах в системе Pt–Fe // Вестник ОНЗ РАН. 2009. № 1. https://doi.org/10.2205/2009NZ000003

  20. Козлов Е.К. Естественные ряды пород никеленосных интрузий и их металлогения. Л.: Наука, 1973.

  21. 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.

  22. 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.

  23. Минералогия медно-никелевых месторождений Кольского полуострова / Ред. Г.И. Горбунов. Л.: Наука, 1981.

  24. Налдретт А.Дж. Сульфидные никелевые месторождения: классификация, состав и генезис // Генезис рудных месторождений / Ред. Б. Скиннер. М.: Мир, 1984. Т. 2. С. 253–343.

  25. Налдретт А.Дж. Магматические сульфидные месторождения медно-никелевых и платинометальных руд. СПб.: СПбГУ, 2003.

  26. 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.

  27. 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.

  28. 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.

  29. Петров С.В. Методологические и терминологические аспекты изучения форм нахождения золота в рудах // Обогащение руд. 2005. № 2. С. 27–30.

  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.

  31. 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.

  32. 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.

  33. 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

  34. 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.

  35. Химические анализы пород базит-гипербазитовых комплексов докембрия Кольского полуострова / Отв. ред. Г.И. Горбунов. Апатиты: КолФАН СССР, 1982.

  36. 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.

  37. 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.

  38. 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

  39. 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

  40. Шарков Е.В. “Критический горизонт” Мончегорского плутона – дополнительная интрузивная фаза // Зап. ВМО. 1982. Ч. CXI. Вып. 6. С. 656–663.

  41. Шарков Е.В. Формирование расслоенных интрузивов и связанного с ними оруденения. М.: Научный мир, 2006.

  42. 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.

  43. Юшко-Захарова О.Е. Платиноносность рудных месторождений. М.: Недра, 1975.

  44. Юшко-Захарова О.Е., Иванов В.В., Разина И.С., Черняев Л.А. Геохимия, минералогия и методы определения элементов группы платины. М.: Недра, 1970.

  45. 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.

  46. 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.

  47. Arnold R.G. Evidence for liquid immiscibility in the system FeS–S // Econ. Geol. 1971. V. 66. P. 1121–1130.

  48. 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

  49. 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.

  50. 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

  51. 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.

  52. 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.

  53. 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.

  54. 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.

  55. 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

  56. 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.

  57. 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

  58. Ebel D., Naldrett A.J. Fractional crystallization of sulfide ore liquids at high temperature // Econ. Geol. 1996. V. 91. P. 607–621.

  59. 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.

  60. 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

  61. 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

  62. 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

  63. 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.

  64. 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.

  65. Furukawa Y., Barnes H.L. Reactions forming smythite, Fe9S11 // Geochim. Cosmochim. Acta. 1996. V. 60. № 19. P. 3581–3591.

  66. 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.

  67. 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

  68. 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

  69. 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.

  70. Kracek F.C., Ksanda C.J., Cabri L.J. Phase relations in the silver-tellurium system // Amer. Miner. 1966. V. 51. P. 14–28.

  71. Kullerud G. Thermal stability of pentlandite // Canad. Miner. 1963. V. 7. P. 353–366.

  72. Kullerud G., Yoder H.S. Pyrite stability relations in the Fe–S-system // Econ. Geol. 1959. V. 54. P. 533–572.

  73. 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.

  74. 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.

  75. 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.

  76. McDonough W.F., Sun S.-S. The composition of the Earth // Chem. Geol. 1995. V. 120. P. 223–253.

  77. Misra K.C., Fleet M.E. Chemical composition and stability of violarite // Econ. Geol. 1974. V. 69. P. 391–403.

  78. 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.

  79. 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.

  80. 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.

  81. Naldrett A.J. Magmatic sulfide deposits. Geology, geochemistry and exploration. Berlin, Heidelberg: Springer-Verlag, 2004.

  82. 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

  83. 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.

  84. 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

  85. 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.

  86. Sugaki A., Kitakaze A. High form of pentlandite and its thermal stability // Amer. Miner. 1998. V. 83. P. 133–140.

  87. 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.

  88. 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

  89. 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.