Петрология, 2020, T. 28, № 5, стр. 511-544

ВВЕДЕНИЕ

Базит-гипербазитовые интрузивы и связанные с ними платиноидно-медно-никелевые сульфидные месторождения Полярной Сибири образовались в ходе одного из главных эпизодов магматический активности на рубеже палеозоя и мезозоя (~250 млн лет назад), в результате которого была сформирована наиболее обширная провинция толеитовых платобазальтов на Земле (Ernst, Buchan, 2002; Reichow et al., 2009 и др.). Несмотря на длительное изучение пород и руд различных рудоносных интрузивов Норильской провинции, их разнообразные вещественные, геохронологические и изотопно-геохимические параметры освещены в литературе явно недостаточно (Гриненко, 1966; Lightfoot et al., 1993; Arndt et al., 2003; Li et al., 2009а; Malitch et al., 2013, 2014, 2018; Криволуцкая, 2014б; Покровский и др., 2005; Служеникин, Криволуцкая, 2015; Sluzhenikin et al., 2014; Малич и др., 2018б; Прасолов и др., 2018; Служеникин и др., 2018).

В Норильском районе базит-гипербазитовые интрузивы представлены не только промышленно-рудоносными интрузивами норильского типа (Норильск I, Талнахский, Хараелахский, Норильск II, Черногорский), но и рядом других типов – круглогорским, зубовским, нижнеталнахским, моронговским (Служеникин и др., 2018; Дюжиков и др., 1988).

Зубовский тип дифференцированных базит-гипербазитовых интрузивов объединяет большую группу интрузивов центральной части Норильского района (Зуб-Маркшейдерский, Верхнеамбарнинский, Южно-Пясинский, Вологочанский, Тангаралахский), севера Хараелахской мульды (Иконский, Ыттахский) и плато Путорана (Накохозский) (Служеникин и др., 2018). К зубовскому типу могут быть отнесены интрузивы бассейнов рек Кулюмбе и Курейки: Верхнеильтыкский, Силурийский, Кулюмбинский, Второго порога, Нижний-1 (Дюжиков и др., 1988; Рябов и др., 2000; Туровцев, 2002; Служеникин, Криволуцкая, 2015).

В настоящей статье рассматриваются геологическая позиция, строение, петрографический состав, геохимия, вещественный состав руд четырех интрузивных массивов зубовского типа – Верхнеамбарнинского, Зуб-Маркшейдерского, Южно-Пясинского и Вологочанского. Геологическое строение, петрографический состав этих интрузивов были охарактеризованы рядом исследователей с разной детальностью (Годлевский, 1959; Чернова, 1961; Коровяков и др., 1963; Рябов и др., 2000; Туровцев, 2002; Служеникин, Криволуцкая, 2015). Приводится более детальное описание геологического строения, петрографического и минерального состава пород, слагающих интрузивы. Выявленные вещественные и изотопно-геохимические особенности пород и руд сопоставляются с таковыми промышленно-рудоносных интрузивов. Все эти данные могут быть использованы при постановке поисково-оценочных работ в Норильском районе.

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

Из образцов пород и руд изготавливались прозрачно-полированные и полированные (аншлифы) шлифы. Петрографическими и минералогическими методами изучался состав пород и рудная минерализация.

Химический состав минералов исследовался на электронно-зондовом микроанализаторе JXA-8200 JEOL в лаборатории анализа минерального вещества ИГЕМ РАН (Москва). Анализ осуществлялся при ускоряющем напряжении 20 кВ, силе тока на цилиндре Фарадея 20 нA, диаметре зонда 1 мкм. Время экспозиции на основные элементы составляло 10 с, на примесные – 20 с. Расчет поправок осуществлялся по методу ZAF-коррекции с помощью программы фирмы JEOL. В качестве стандартов использовались внутри лабораторные стандарты, по составу близкие к изучаемым минералам (аналитик С.Е. Борисовский). Определение концентрации главных и примесных элементов в пробах выполнено методом рентгенофлюоресцентного анализа (РФА) на вакуумном спектрометре последовательного действия (с дисперсией по длине волны), модель Axios mAX Advanced PANalytical в лаборатории анализа минерального вещества ИГЕМ РАН. Спектрометр снабжен рентгеновской трубкой мощностью 4 кВт с Rh-анодом. Максимальное напряжение на трубке 60 кВ, анодный ток max 160 мА. При градуировке спектрометра использованы отраслевые и государственные стандартные образцы химического состава горных пород и минерального сырья. В качестве контрольных образцов использованы стандартные образцы Геологической Службы США (USGS). Анализ выполнен по методикам НСАМ ВИМС, обеспечивающим получение результатов III категории точности количественного анализа по ОСТ РФ 41-08-205-04. Данная категория точности применяется для массового анализа проб минеральных веществ, контрольных анализов и при подсчете запасов (аналитик А.И. Якушев).

Определение редких микроэлементов проводилось методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой в ИГЕМ РАН с помощью масс-спектрометра ICP-MS XSeries 2 Thermo Electron. Методика анализа приводится в работе (Бычкова и др., 2016). Элементы платиновой группы были определены кинетическим и хроматографическим методами с предварительным кислотным разложением и концентрированием в ИГЕМ РАН (аналитики Н.Б. Никитина, Н.Н. Никольская) в дубликатах проб, проанализированных на цветные металлы в лаборатории Норильской комплексной геолого-разведочной экспедиции.

Определение изотопного состава и концентраций Rb, Sr, Sm и Nd в породах было выполнено в Центре изотопных исследований (ЦИИ ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург; аналитики Е.С. Богомолов, П.Б. Лебедев). Химическое разделение Rb, Sr и РЗЭ проводилось на катионообменных колонках (Bio-Rad AG50W×8б 200–400 меш). Выделение самария и неодима из фракции РЗЭ производилось с помощью катионообменной и экстракционной хроматографии по методике (Richard et al., 1976) c изменениями (Pin et al., 2003). Измерение изотопного состава выполнено с помощью девятиколлекторного масс-спектрометра Finnigan MAT TRITON TI в статическом режиме. Воспроизводимость определения концентраций Rb, Sr, Sm, Nd, вычисленная на основе многократных анализов стандарта BCR-1, составила ±0.5%. Величина холостого опыта составляла 30 пг для Rb, 30 пг для Sr, 30 пг для Sm и 70 пг для Nd.

Коррекция на изотопное фракционирование стронция и неодима производилась при помощи нормализации измеренных значений по отношению ⁸⁸Sr/⁸⁶Sr = 8.37521 и ¹⁴⁸Nd/¹⁴⁴Nd = 0.241578, соответственно. Кроме того, изотопный состав Sr приведен к табличному значению ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = = 0.71025 стандарта NBS-987, а изотопный состав неодима – к табличному значению ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = = 0.511860 стандарта La Jolla. Вычисление начального отношения (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i и параметра ε_Nd осуществлялось с использованием следующих значений констант: λ⁸⁷Rb = 1.42 × 10^–11 год^–1, λ¹⁴⁷Sm = 6.54 × 10^–12 год^–1, ((¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_CHUR) = = 0.512636, ((¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd)_CHUR) = 0.1967. При расчетах вводились следующие значения относительных погрешностей: ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr – 0.5%, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd – 0.5%, ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr – 0.03%, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd – 0.005%. Определение параметра ε_Nd производилось с точностью ±0.5.

Изотопный анализ серы был выполнен в ЦИИ ВСЕГЕИ и в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ИГЕМ РАН. В ЦИИ ВСЕГЕИ исследования проводились на масс-спектрометре DELTAplusXL c приставкой EA-ConFlo III. Вес анализируемых образцов составлял ~10 мг. Результаты изотопного состава серы представлены в промилле относительно международного стандарта Vienna Canyon Diablo Troilite (VCDT) δ³⁴S = = [(³⁴S/³²S)_обр/(³⁴S/³²S)_стд – 1] × 1000. Погрешность определения δ³⁴S (2σ) составляла 0.05%, воспроизводимость 0.2‰ (аналитик Э.Б. Прилепский). В ИГЕМ РАН для проведения изотопного анализа серы навески сульфидных минералов, соответствующие 50 мкг серы, были конвертированы в SO₂ с помощью элементного анализатора FlashEA HT 1112 при 1020°С в реакторе, заполненном CuO и WO₃. Образцы и стандарты в оловянных капсулах последовательно помещались в реактор с помощью автосэмплера. Изотопный состав серы в газе SO₂ измерялся методом CF-IRMS в постоянном потоке гелия на масс-спектрометре DELTA V + (Finnigan, Germany). В конце и начале каждой серии образцов измерялись международные стандартные образцы (IAEA-S-1, IAEA-S-2, IAEA-S-3 и NBS 127). Все результаты выражены относительно Vienna Canyon Diablo Troilite (VCDT), для чего использовались референтные значения двух стандартов: IAEA-S-1 (–0.3‰) и NBS 127 (+21.1‰). Воспроизводимость полученных результатов также находится в пределах ±0.2‰ (аналитик Е.О. Дубинина).

Изотопный анализ меди проводился в ЦИИ ВСЕГЕИ (аналитики Р.Ш. Крымский и И.Н. Капитонов). Он включал последовательное разложение минералов, химическое выделение меди и измерение изотопного состава. Пробы весом 100–150 мг подвергались разложению с использованием чистых кислот (HCl, HF, HNO₃, HClO₄). После растворения проб производилось селективное выделение методом ионообменной хроматографии. Изотопные измерения были выполнены с помощью мультиколлекторного масс-спектрометра Neptune Thermo Finnigan по методике, подробно охарактеризованной в работах (Larson et al., 2003; Malitch et al., 2014). В качестве стандарта использовался раствор 0.5 г/т Cu (стандарт NIST 976, где ⁶⁵Cu = 0.44563 ± 0.00042). Изотопный состав меди вычислялся по формуле δ⁶⁵Cu (‰) = = [(⁶⁵Cu/⁶³SCu)_обр/(⁶⁵Cu/⁶³Cu)_стд – 1)] × 1000.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ НОРИЛЬСКОГО РАЙОНА

Норильский район расположен на северо-западе Сибирской платформы, на стыке последней с Западно-Сибирской плитой (см. рис. 1 в статье (Служеникин и др., 2018, № 3, стр. 285). Главными структурами являются Норильско-Хараелахский прогиб и Тунгусская синеклиза с Хантайско-Рыбнинским, Кулюмбинско-Горбиачинским и Кулюмбинско-Летнинским валами.

Рис. 1.

Геолого-структурная схема Зубовского интрузива. 1–7 – Зубовксий интрузив: 1 – выход на поверхность и граничный контур, 2 – осевые линии, 3 – ареал рудоносных ультраосновных пород и такситовых габбро-долеритов, 4 – изопахиты, 5 – изогипсы подошвы, 6 – вмещающие породы: а – перекрывающие, б – подстилающие, 7 – положение в разрезе; 8 – контактово-метаморфический ореол; 9–12 – вулканиты: свиты – 9 – надеждинская, 10 – хаканчанская, 11 – гудчихинская, 12 – сыверминская-ивакинская; 13–20 – осадочные породы: свиты – 13 – тунгусская серия, 14 – каларгонская, 15 – мантуровская, 16 – разведочнинская, 17 – курейская, 18 – зубовская, 19 – хребтовская-ямпахтинская, 20 – силурийские отложения; 21 – Далдыканский интрузив; 22 – Далдыканский разлом и прочие дизъюнктивы.

В Норильском районе выделяются брахиосинклинали – мульды. Важнейшие из них Норильская, Хараелахская и Вологочанская. Район характеризуется также многочисленными разломами, среди которых выделяется региональный Норильско-Хараелахский разлом (см. рис. 1 в (Служеникин и др., 2018)).

В строении земной коры Норильского района принимают участие породы докембрийского фундамента – кристаллические сланцы, гнейсы, гранито-гнейсы; терригенно-сульфатно-карбонатные породы венда и раннего карбона; терригенно-осадочные угленосные отложения тунгусской серии (C₂–P₂), вехнепермские-нижнетриасовые вулканиты (трапповая формация) и терригенные отложения юрской и меловой системы.

Вулканическая толща является рельефообразующей в Норильском районе. Она образует возвышенности в областях трапповых мульд. Выделяется несколько свит, состав которых варьирует от трахибазальтов до пикритовых базальтов. Общая мощность базальтовой толщи достигает 3.5 км.

Среди гипербазит-базитовых дифференцированных интрузивов выделяются: 1 – мезократовые полнодифференцированные рудоносные интрузивы норильского типа (Талнахский, Хараелахский, Норильск I, Норильск II, Черногорский, Тальминский, Имангдинский; 2 – лейкократовые дифференцированные слабо рудоносные интрузивы зубовского типа (Тангаралахский, Зубовский, Верхнеамбарненский, Верхнебыстринский, Накохозский, Иконский, Ытахский), круглогорского типа (Круглогорский, Олорский, Габбровый, Арылахско-Мастахсалинский) и курейского типа (Нижнеильтыкский, Силурийский, Кулюмбинский, Светлогорский, Второго порога, Нижний-1); 3 – безрудные дифференцированные меланократовые массивы нижнеталнахского типа (Нижнеталнахский, Нижненорильский, Зеленогривский, Клюквенный), см. рис. 1 в Служеникин и др., 2018), а также (Дюжиков и др., 1988; Рябов и др., 2000).

Кроме базит-гипербазитовых массивов выделяются базитовые интрузивы – Ергалахский (P₂) и Северо-Хараелахский (субщелочные высокотитанистые), Авамский – Т₂ (нормальной щелочности и средней титанистости), а также Ирбинский, Амбарнинский и Далдыканский – Т₂ (низкотитанистые, нормальной щелочности).

ГЕОЛОГО-СТРУКТУРНАЯ ПОЗИЦИЯ ИНТРУЗИВОВ ЗУБОВСКОГО ТИПА

Верхнеамбарнинский, Зуб-Маркшейдерский, Южно-Пясинский и Вологочанский интрузивы располагаются на стыке Вологочанской и Норильской мульд. Эти мульды разделены зоной Далдыканского (Фокинско-Тангаралахского) разлома (рис. 1, 2).

Рис. 2.

Геологическая карта Зуб-Маркшейдерского участка норильского рудного узла (а) и геологический разрез Зуб-Маркшейдерского интрузива (б). Стратифицированные образования: 1 – четвертичные отложения: валунно-галечниковые смеси, гравий, пески, суглинки; 2 – мантуровская свита: мергели пестроцветные, доломиты, ангидриты; 3 – разведочнинская свита: аргиллиты пестроцветные с прослоями доломитов, известняков и с линзами гравелитов и песчаников; 4 – курейская свита: мергели, алевролиты, аргиллиты, доломиты; 5 – зубовская свита: мергели пестроцветные с прослоями ангидритов, гипсов, доломитов; 6 – хребтовская свита. Интрузивные образования: 7 – далдыканский интрузивный комплекс, силлы и дайки оливинсодержащих долеритов и габбро-долеритов; 8 – Норильский интрузивный комплекс, зубовский тип: хонолитообразные лентовидные тела, дифференцированные от лейкократового габбро и габбро-диоритов до пикритовых габбро-долеритов. Прочие знаки: 9 – гибридно-метасоматические породы, диориты, габбро-диориты, габбро-долериты, кварцевые нориты; 10 – габбро-долериты оливиновые, оливинсодержащие, пикритовые, такситовые, контактовые, троктолиты; 11 – долериты; 12 – горизонт вкрапленных руд; 13 – геологические границы горных пород; 14 – буровые скважины детальной разведки 1957–1960 гг., 15 – буровые скважины поискового бурения 2004 г., в числителе – индекс и номер скважины, в знаменателе – абс. отметка устья скважины.

Верхнеамбарнинский и Зуб-Маркшейдерский интрузивы. Эти интрузивы локализуются северо-западнее интрузива Норильск I (рис. 1, 2). Они имеют общий горизонт локализации, обладают общими особенностями геологического строения и медно-никелевого оруденения. Подстилаются эти интрузивы в основном терригенно-карбонатными сульфатоносными породами разведочнинской, курейской и зубовской свит нижнего девона, но на отдельных участках мергелями мантуровской свиты среднего девона. Интрузивы имеют западное склонение и падение к центру Вологочанской мульды.

Зуб-Маркшейдерский интрузив выявлен в 1940 г. Ю.М. Шейнманом и Г.М. Шешуковой. Связанное с ним месторождение было детально разведано Н.А. Колотиловым и В.Ф. Кравцовым в 1956 г. и отнесено к забалансовым. В ходе поисково-разведочных работ В.М. Лосевым в 1970 г. было установлено центральное тело, южная и западная ветви интрузива (рис. 2). Центральная часть – хонолитообразное тело северо-западного простирания длиной около 0.5 км, шириной 0.5–1.5 км, мощностью 40–300 м с неровной подошвой и раздувами по мощности. Западная ветвь прослежена скважинами на 4 км. Она вытянута в виде трубообразной залежи от северо-западного окончания центрального тела, мощность 170–300 м. Южная ветвь – пластообразное тело, погружающееся в юго-западном направлении. Оно прослеживается на 7 км в длину и 4–5 км в ширину, мощность 4–100 м (Говердовская, 1971а). Южная ветвь смыкается с Верхнеамбарнинским интрузивом. Верхние эндоконтактовые части Зуб-Маркшейдерского интрузива в значительной мере эродированы.

Верхнеамбарнинский интрузив был выделен А.Б. Душаткиным совместно с другими исследователями в 1979 г. В процессе детальных поисков он изучался скважинами НП-15, НП-16 и НП-14, которые бурили на глубину 800–1200 м в пределах Ергалахско-Быстринской зоны разломов, и первоначально интрузив был прослежен на 10–15 км. Позднее поисковыми скважинами КР-2, НГ-32, НГ-33 и НГ-34 интрузив был прослежен на 25–35 км узкой полосой по латерали, мощностью до 150–170 м, уменьшающейся в северо-западном и западном направлениях (см. рис. 1). Вполне вероятно смыкание западной ветви Зуб-Маркшейдерского интрузива с Верхнеамбарнинским.

Южно-Пясинский и Вологочанский интрузивы располагаются севернее Зуб-Маркшейдерского интрузива в восточном крыле Вологочанской мульды (фиг. 1–3 из Служеникин, Криволуцкая, 2015). Южно-Пясинский и Вологочанский интрузивы были установлены в 1968–1970 гг. в нижнем течении рек Вологочан и Амбарная в процессе геологической съемки масштаба 1 : 50 000 силами Амбарнинской партии Норильской экспедиции (Лосев, 1970, фонды ООО “Норильскгеология”).

Рис. 3.

Вариации содержаний и составов породообразующих минералов в разрезах Зуб-Маркшейдерского (а) и Верхнеамбарнинского (б) интрузивов. Условные обозначения к рис. 4, 5, 8, 9, 11, 12: 1 – четвертичные отложения; 2 – габбро-диориты; 3–6 – габбро-долериты: 3 – безоливиновые, 4 – оливинсодержащие, 5 – оливиновые, 6 – пикритовые; 7 – троктолиты; 8 – такситовые; 9 – контактовые; 10 – габбронориты; 11 – оливиновые нориты; 12 – кварцевые нориты; 13 – вмещающие породы – роговики и скарны; 14 – гибридно-метасоматические породы; 15 – центр зерен; 16 – край зерен; 17 – направление от центра к краю.

ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ ИНТРУЗИВОВ

В работах М.Н. Годлевского и Н.А. Черновой (Годлевский, 1959; Чернова, 1961) Зуб-Маркшейдерский интрузив рассматривается как существенно габброноритовый. Наши исследования показывают, что габбронориты и нориты находятся как в верхней части интрузива, так и в его подошве, но в основной дифференцированной серии количество ромбического пироксена не превышает 5–10 об. %. А.К. Хортова указывает, что в основном петрографический состав Зуб-Маркшейдерского интрузива сходен с составами таких дифференцированных интрузивов как Норильск I, Норильск II, Черногорский и Имангдинский (Коровяков и др., 1963).

В строении Зуб-Маркшейдерского и Верхнеамбарнинского выделяются сверху-вниз (рис. 3):

1. Верхняя диорит-габброноритовая серия: контаминированные породы (кварцевые, кордиеритсодержащие нориты, кварцевые габбронориты), гибридно-метасоматические сиенито-, монцо-диорито- и гранитоподобные породы, диориты и габбро-диориты. Мощность 14–35 м.

2. Основная дифференцированная серия: габбронориты, безоливиновые, оливинсодержащие, оливиновые, пикритовые габбро-долериты, троктолиты. Мощность 10–108 м.

3. Нижняя габбровая серия: такситовые, безоливиновые, оливиновые, контактовые габбро-долериты. Мощность 7–21 м.

В отличие от Зуб-Маркшейдерского и Верхнеамбарнинского интрузивов, в Южно-Пясинском и Вологочанском интрузивах отсутствуют мощные горизонты контаминированных и гибридно-метасоматических пород.

В строении Южно-Пясинского и Вологочанского интрузивов выделяются сверху-вниз (рис. 4):

Рис. 4.

Вариации содержаний и составов породообразующих минералов в разрезах Вологочанчского (а) и Южно-Пясинского (б) интрузивов.

1. Верхняя габбровая, габброноритовая серия: контактовые, безоливиновые, оливинсодержащие, оливиновые габбро-долериты; гибридно-метасоматические породы (габбро-диориты, диориты, гранодиориты, сиенито-диориты); контаминированные породы – габбронориты; верхние такситовые габбро-долериты. Мощность 8–66 м.

2. Основная дифференцированная серия: безоливиновые, оливинсодержащие, оливиновые, пикритовые габбро-долериты, троктолиты. Мощность 6.5–95 м.

3. Нижняя габбровая серия: контактовые, оливинсодержащие, оливиновые, такситовые габбро-долериты, габбронориты. Мощность 7–24 м.

Верхняя габбровая и габброноритовая зона слагает в Зуб-Маркшейдерском, и особенно в Верхнеамбарнинском, иинтрузивах до 60% их разрезов. Контаминация магматического расплава вмещающими породами (аргиллиты, мергели) способствовала образованию кварцевых норитов и габброноритов, а также существенно плагиоклазовых пород (до 80 об. % плагиоклаза).

Кварцевые нориты сложены (об. %): плагиоклазом (50–60), ортопироксеном (20–25), кварцем и микропегматитом (5–15), биотитом (5–10), титаномагнетитом (~5). Акцессории – апатит. Структура породы призматически-зернистая, офитовая, пойкилоофитовая. Зерна плагиоклаза образуют крупные (до 4 мм) зональные таблицы (центр – An_57–79, край – An_41–62) (см. ESM_1.pdf (Suppl. 1) и ESM_2.pdf (Suppl. 2))²². Плагиоклаз пренитизирован и соссюритизирован. Ортопироксен развит в виде призматических зерен величиной до 2‑х мм. Состав ортопироксена (Fs_19–31Wо_1–3En_68–80) отвечает бронзиту-гиперстену. В некоторых зернах ортопироксена их краевые части более железистые (Fs₄₁Wо₁En₅₈). Ортопироксен редко сохраняется, он замещается амфиболом и биотитом. Слюды в основном представлены биотитом (Mg# 26–54), реже Mg# достигает 63 (см. ESM_1.pdf (Suppl. 1) и ESM_2.pdf (Suppl. 2)). Они образуют пластинки величиной 1.2 мм. Кварц в свободных зернах и в гранофировых сростках с полевым шпатом выполняет интерстиции породообразующих силикатов. Апатит образует длинные, тонкие, иглообразные кристаллы. Оливин в кварцевых норитах довольно редок, не более 5 об. %. Он полностью замещен боулингитом. В некоторых участках, например в кровле Верхнеамбарнинского инрузива (скв. НГ-34), содержание оливина достигает 25 об. % (рис. 3). Оливин интеркумулусный, занимает интерстиции между таблицами плагиоклаза, но имеет магнезиальный состав (Fо₇₃, см. ESM_2.pdf (Suppl. 2)).

Кварцевые нориты содержат ксенолиты кордиерит-ортоклаз-плагиоклаз-биотит-кварцевых роговиков, а также зерна кордиерита, который полностью замещен хлоритом.

Габбронориты не образуют мощных горизонтов. Мощность их не превышает 14 м. Чаще образуют шлиры мощностью не более 4 см. Структура пород призматически-зернистая, пойкилитовая и пойкилоофитовая. Выделяются лейкократовые и оливиновые разности. Плагиоклаз составляет 50–70 об. % в лейкократовых и 35–55 об. % в оливиновых разностях. Его зерна образуют крупные (до 2.5 мм) зональные (центр – An₈₆, край – An_61–77) призмы и таблицы и более мелкие, более кислые (An_51–61) лейсты в оливине и клинопироксене. Замещается соссюритом и пренитом. Ортопироксен (Fs_23–27Wо₄En_69–73) развит до 20 об. % в виде овальных и призматических зерен, замещается амфиболом и биотитом. Оливин интеркумулусный, образует зерна неправильной формы до лапчатых, замещен боулингитом. В лейкократовых разностях кварц в сростках с полевым шпатом (до 5 об. %) наблюдается в интерстициях таблиц и призм ортопироксена и плагиоклаза. Клинопироксен (15–30 об. %) по составу отвечает авгиту (центр – Fs_13–27, край – Fs₂₅), также интеркумулусный, замещается роговой обманкой и биотитом. Слюда представлена биотитом (Mg# 34) и флогопитом (Mg# 57–60). Биотит развит вокруг рудных минералов и замещает вместе с амфиболом пироксен, а флогопит образует отдельные пластинки. В лейкократовых разностях содержание слюдистых минералов достигает 10 об. %. Акцессории – титаномагнетит и апатит.

Гибридно-метасоматические породы в разрезах верхней габбровой и габброноритовой серии представлены кварцевыми сиенито-, монцодиорито- и гранитоподобными породами. Они отличаются непостоянным составом и сложены кварцем, микропегматитом или гранофировыми срастаниями, кислым плагиоклазом, калиевым полевым шпатом, биотитом, амфиболом, апатитом и сфеном.

Диориты и габбро-диориты слагают от 3 до 60% разреза верхней серии. Породы сложены (об. %): плагиоклазом (35–60), амфиболом (20–40), ортопироксеном (0–10), калиевым полевым шпатом (0–15), кварцем и гранофировыми срастаниями (3–20), биотитом (0–15). Структуры пород – призматически-зернистая, призматически-офитовая, гипидиоморфнозернистая. Крупные (до 4 мм) таблицы зерен зонального (центр – An_59–76, край – An₃₆) плагиоклаза альбитизированы, пренитизированы и соссюритизированы. Клинопироксен (до 35 об. %) в призматических зернах величиной до 2.5 мм практически полностью замещен актинолитом, роговой обманкой. Биотит (Mg# 35–41) образует крупные (до 1.5 мм) ойкокристы, замещает амфиболы и развивается вокруг рудных минералов. Кварц в свободных зернах и в сростках с полевым шпатом занимает интерстиции породообразующих силикатов. Иногда микропегматит образует мезостазис, в котором “плавают” таблитчатые зерна плагиоклаза и псевдоморфозы амфиболов по клинопироксену. Магнетитовая матрица в титаномагнетите (зерна до 1.5 мм) замещается биотитом. Апатит образует длинные (до 1.3 мм), узкие (~0.02 мм) иглоподобные кристаллы, секущие породообразующие силикаты. Из вторичных минералов также широко развиты хлорит, кальцит, эпидот.

Верхние такситовые габбро-долериты отмечаются в некоторых пересечениях верхней габбровой серии в Южно-Пясинском и Вологочанском интрузивах (рис. 4). Эти породы характеризуются такситовой текстурой, обусловленной наличием участков с разным размером зерен и разнообразием структур (офитовой, пойкилоофитовой, габбровой, призматически-зернистой). Минеральный состав такситовых пород (об. %): плагиоклаз (45–60), клинопироксен (25–35), ортопироксен (0–10), оливин (3–15 до 30), биотит-флогопит (1–5). Акцессории – титаномагнетит, ильменит, сфен, апатит. Зональные (центр – An_81–86, край – An_62–75) призмы и таблицы зерен плагиоклаза часто заключены в ойкокристы клинопироксена, реже оливина и ортопироксена. Плагиоклаз замещается пренитом, соссюритом и хлоритом. Клинопироксен – авгит (центр – Fs_12–14, край – Fs_15–24) в интеркумулусе образует ксеноморфные зерна. Замещается роговой обманкой, актинолитом, биотитом. Оливин (центр – Fo_67–78, край – Fo₇₂) образует крупные (до 4.5 мм) ксеноморфные и мелкие (0.1–0.5 мм) эвгедральные зерна (Fo₇₆) в плагиоклазе и пироксене. Оливин замещается боулингитом, тальком, ильваитом и тонкозернистым пирротином. Ортопироксен (Fs_28–31Wо₄En_64–69) образует призматические зерна. Биотит (Mg# 34–47) замещает клинопироксен и развивается вокруг рудных минералов. Флогопит (Mg# 66–83) образует самостоятельные пластинки. В некоторых участках наблюдаются ксеноморфные зерна кварца. Такситовые габбро-долериты иногда содержат шлиры пикритовых габбро-долеритов мощностью до 5 см. Эти породы содержат до 40 об. % крупнозернистого оливина, полностью замещенного боулингитом.

Оливинсодержащие и оливиновые габбро-долериты развиты как в верхней, так и в нижней части основной дифференцированной серии (рис. 3, 4). Они включают в себя шлиры габброноритов. Структуры этих пород – офитовая, пойкилоофитовая, габброофитовая, пойкилитовая. Минеральный состав (об. %): плагиоклаз (34–60), клинопироксен (20–40), ортопироксен (0–10), оливин (3–20), биотит-флогопит (1–7), титаномагнетит, ильменит, хромит, апатит. Зерна плагиоклаза образуют зональные (центр – An_73–93, край – An_56–76) призмы и таблицы величиной до 1.2 мм, часто включенные в зерна клинопироксена и оливина. Клинопироксен – авгит (центр – Fs_10–13, край – Fs_13–18) в интеркумулусе слагает ксеноморфные зерна величиной до 6 мм, замещается роговой обманкой и биотитом. Ортопироксен (Fs_26–37Wо_3–7En_56–63) образует призматические зерна и также развит в виде кайм вокруг оливина, иногда образует сростки с пижонитом и авгитом. Оливин (Fo_57–79) развит в виде крупных эвгедральных зерен и также образует скопления неправильной и прожилковидной формы из мелких округлых зерен. Оливин замещается боулингитом, серпентином и тальком. Биотит (Mg# 38–44) встречается в виде мелких чешуек совместно с роговой обманкой, замещает клинопироксен и образует каймы вокруг рудных минералов. Флогопит (Mg# 63–66) слагает пластинки величиной до 2 мм. Кроме титаномагнетита и ильменита оксиды представлены хромитом в виде мелких (не более 0.25 мм) округлых зерен в ассоциации с оливином.

Пикритовые габбро-долериты – наиболее магнезиальные породы интрузивов зубовского типа. Они образуют горизонты в центральных частях основной расслоенной серии (рис. 3, 4). Переходы между оливиновыми и пикритовыми габбро-долеритами могут быть как постепенными, так и резкими. Пикритовые габбро-долериты содержат прослои оливиновых и такситовых габбро-долеритов. Структуры этих пород: офитовая, пойкилоофитовая, пойкилитовая. Иногда наблюдаются линзовидные и полосчатые текстуры, обусловленные чередованием слоев с разным содержанием оливина. Минеральный состав (об. %): оливин (20–25 до 50), плагиоклаз (10–40), клинопироксен (10–35), ортопироксен (0–7), флогопит (1–4), титаномагнетит, ильменит, хромит, апатит, титанит. Оливин (Fo_65–78) образует крупные (до 2.5 мм) эвгедральные и ксеноморфные зерна, содержащие призмы и таблитчатые зерна плагиоклаза. Мелкий идиоморфный оливин, иногда совместно с мелкозернистым плагиоклазом, слагает крупные (до 3 см) сегрегации в породе. Оливин замещается серпентином + магнетитом. Отличительной особенностью пикритовых габбро-долеритов интрузивов зубовского типа является обычно меньшее содержание (20–25 об. %) оливина по сравнению с рудоносными плагиоверлитами, что отражается в меньшей магнезиальности этих пород. Плагиоклаз представлен зональными (центр – An_67–93, край – An_50–77) призмами и таблицами, иногда образует порфировидные выделения величиной до 7 мм, замещается пренитом, агрегатом соссюрита, хлоритом. Клинопироксен-авгит (Fs_10–13) образует ксеноморфные ойкокристы величиной до 5.5 мм с включениями оливина и плагиоклаза, замещается роговой обманкой и биотитом. Ортопироксен (Fs_21–28Wо_3–5En_67–75) образует скопления между зерен оливина и каймы вокруг них. Флогопит (Mg# 69–75) развит в межзерновых промежутках породообразующих силикатов. Хромит и хроммагнетит образуют включения в оливине.

Троктолиты так же, как и пикритовые габбро-долериты, развиты в центральных частях интрузивов (рис. 4). Контакты между этими породами постепенные. Как троктолиты, так и пикритовые и оливиновые габбро-долериты взаимно образуют линзы и слои в телах друг друга. Минеральный состав троктолитов (об. %): плагиоклаз (30–50), оливин (25–45), клинопироксен (10–25), ортопироксен (0–10), флогопит (1–5), титаномагнетит, ильменит, хромит, апатит. Структуры этих пород: пойкилоофитовая, гипидиоморфнозернистая, габбровая. Зерна плагиоклаза образуют зональные (центр – An_79–89, край – An_61–76) призмы и таблицы. Они часто наблюдаются в виде включений в клинопироксене, обуславливая пойкилоофитовую структуру. Оливин (Fo_69–76) образует как эвгедральные, так и ксеноморфные, лапчатые, амебовидные зерна между таблицами плагиоклаза. Оливин замещается серпентин-магнетитовым агрегатом. Клинопироксен (Fs_10–15) интеркумулусный с включениями таблитчатых зерен плагиоклаза и кумулусного оливина. Ортопироксен (Fs_22–26Wо_2–4En_71–74) образует призматические зерна и каймы вокруг зерен оливина. Слюда в троктолитах представлена исключительно флогопитом (Mg# 55–72). Хромит развит в виде мелких (не более 0.02 мм) округлых зерен в оливине.

Нижние такситовые габбро-долериты выполняют базальную часть интрузивов (рис. 3), мощность их изменяется от 7 до 23 м. Они характеризуются крайней петрографической и минеральной неоднородностью. Породы неравномернозернистые – от мелко- до крупнозернистых. Ведущей структурой является пойкилоофитовая. Наряду с ней для пород характерны пойкилитовая, офитовая, призматически-офитовая, габбровая структуры. Такситовые габбро-долериты по составу отвечают оливинсодержащим и оливиновым габбро-долеритам. Их минеральный состав лежит в широких пределах (об. %): плагиоклаз (25–55), клинопироксен (15–40), ортопироксен (0–10), оливин (0–20), биотит-флогопит (1–6 до 15), кварц (0–3), калиевый полевой шпат (0–3), титаномагнетит, ильменит, апатит. Зерна плагиоклаза (центр – An_73–89, край – An_59–74) образуют призмы, таблицы, лейсты и зерна неправильной формы с широкими вариациями их величины (до 10 мм). Клинопироксен (центр – Fs_11–13, край – Fs_14–18) образует крупные (до 7 мм) ойкокристы, включающие призмы, таблицы и лейсты плагиоклаза, а также зерна оливина. Изредка наблюдаются пластинчатые сростки клино- и ортопироксена, клинопироксен замещается амфиболом и биотитом. Ортопироксен развит в виде ойкокристов величиной до двух мм и оконтуривает зерна оливина. Оливин (Fo_68–74) – кумулусный и интеркумулусный, а также образует мелкозернистые агрегаты (так называемый гранулированный оливин с составом Fo₇₄). Крупные зерна эвгедральной и неправильной формы замещаются серпентином и тальком, а мелкозернистые остаются свежими. Биотит (Mg# 48) образует мелкие листочки, замещающие совместно с амфиболом клинопироксен и оторочки вокруг рудных минералов. Флогопит (Mg# 64–75) встречается в виде пластинок в основной массе породы.

Нижние контактовые габбро-долериты – мелкозернистые породы, по составу отвечающие оливинсодержащим и оливиновым габбро-долеритам, обладают офитовой и пойкилоофитовой структурами. Минеральный состав (об. %): плагиоклаз (центр – An₉₀, край – An₆₈) – 40–45, клинопироксен (Fs_11–12) – 25–40, оливин (Fo_68–88) – 5–15, ортопироксен (Fs₂₈Wо₄En₆₈) – 1–5, флогопит (Mg# 72) до 6, титаномагнетит, ильменит. Клинопироксен образует ксеномофные ойкокристы с вростками лейст плагиоклаза и изометричных зерен оливина. Оливин часто сам образует ойкокристы с хадакристами плагиоклаза. Контактовые габбро-долериты содержат многочисленные ксенолиты роговиков. Иногда эти породы представляют собой магматическую брекчию, где обломки представлены роговиками, а цемент имеет состав габбро-долерита.

ЗАКОНОМЕРНОСТИ ИЗМЕНЕНИЯ СОСТАВА ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ И СКРЫТАЯ РАССЛОЕННОСТЬ ИНТРУЗИВОВ

Оливин развит как в кумулусе, так и в интеркумулусе пород. Ксеноморфные зерна, как правило, более железистые, чем эвгедральные. Кроме того, оливин образует мелкие округлые зерна совместно с мелкими лейстами плагиоклаза в выделениях неправильной и прожилковидной формы. Максимальная магнезиальность оливина (Fo_68–77) отмечается в троктолитах и пикритовых габбро-долеритах. В этих оливинах значительна концентрация никеля (NiO – 0.11–0.33 мас. %). Максимальное же содержание никеля (NiO до 0.41 мас. %) определено в оливине из такситовых габбро-долеритов Зуб-Маршейдерского и Верхнеамбарнинского интрузивов (рис. 5а, см. ESM_1.pdf (Suppl. 1) ESM_2.pdf (Suppl. 2)). В оливинсодержащих и оливиновых габбро-долеритах наиболее магнезиальны оливины Вологочанского и Южно-Пясинского интрузивов (см. ESM_3.pdf (Suppl. 3) и ESM_4.pdf (Suppl. 4)) по сравнению с Зуб-Маршейдерским и Верхнеамбарнинским – Fo_60–77 и Fo_46–75 соответственно. Содержание NiO в них колеблется в пределах 0.02–0.37 мас. %. В нижних такситовых габбро-долеритах магнезиальность оливина составляет Fo_68–74, содержание NiO – 0.05–0.41 мас. %. В верхних такситовых габбро-долеритах оливин Fo_64–80 содержит 0.03–0.21 мас. % NiO.

Рис. 5.

Составы минералов интрузивов зубовского типа: (а) оливина, (б) клинопироксена, (в) ортпироксена, (г) биотит-флогопита. Поля составов пород: I – промышленно-рудоносных интрузивов, II – безрудных интрузивов нижнеталнахского типа.

Плагиоклаз во всех рассматриваемых интрузивах развит в виде крупных зональных призм, таблиц и мелких лейстовидных зерен. При общем повышении основности кумулусного плагиоклаза от безоливиновых до пикритовых габбро-долеритов – плагиоклазы из Вологочанского и Южно-Пясинского интрузивов имеют более основной состав, чем плагиоклазы в Зуб-Маркшейддерском и Вернеамбарнинском (рис. 3, 4, также см. в Suppl. 1–4 файлы ESM_1.pdf–ESM_4.pdf). В кварцевых норитах основность плагиоклаза составляет в центре An_57–79, в краевых зонах – An_41–62. В габбро-диоритах и гибридных метасоматических породах плагиоклаз (центр – An_59–76) замещается альбитом (до 2.6 мол. % Or).

Клинопироксен присутствует во всех породах, кроме кварцевых норитов в виде ксеноморфных ойкокристов, включающих таблицы, лейсты плагиоклаза и зерна оливина. По составу он отвечает авгиту. Краевые части зерен клинопироксена более железистые, титанистые и менее хромистые, чем центральные. В безоливиновых, оливинсодержащих, оливиновых, пикритовых габбро-долеритах и троктолитах центральные части клинопироксена отвечают составу Fs_9–14, а краевые Fs_14–18 (рис. 3, 4, также см. в Suppl. 1–4 файлы ESM_1.pdf–ESM_4.pdf). Концентрация TiO₂ в них составляет 0.08–1.30 мас. %, а Cr₂O₃ – 0.0–0.97 мас. % (рис. 5б). Наиболее хромистые – клинопироксены из пикритовых габбро-долеритов Зуб-Маркшейдерского и Верхнеамбарнинского интрузивов. В габброноритах и габбро-диоритах клинопироксен наиболее железистый (центр – Fs_13–15, край – Fs_17–25). В этих породах он наименее хромистый (0–0.46 мас. % Cr₂O₃). В целом составы клинопироксена в интрузивах зубовского типа не отличаются от состава клинопироксена рудоносных интрузивов норильского типа (рис. 5б).

Ортопироксен в интрузивах зубовского типа присутствует почти во всех породах. Наибольшее его количество (до 20 об. %) отмечается в кварцевых норитах и габброноритах. Во всех остальных породах его содержание не превышает 10 об. %. Ортопироксен образует как эвгедральные призматические зерна, так и развит в интеркумулусе в виде ксеноморфных зерен и реакционных кайм вокруг зерен оливина. Диапазон магнезиальности ортопироксена En_58–75 Вологочанского и Южно-Пясинского интрузивов сопоставим с таковым из рудоносных интрузивов норильского типа, тогда как он несколько шире для ортопироксена из Верхнеамбарнинского и Зуб-Маркшейдерского интрузивов (рис. 5в). Для ортопироксена из контаминированных пород – кварцевых норитов отмечается значительное содержание глинозема (Al₂O₃ – 2.17–5.91 мас. %) (рис. 5в, также см. в Suppl. 1–4 файлы ESM_1.pdf–ESM_4.pdf).

Биотит и флогопит. В породах основной дифференцированной серии количество слюд не превышает 5–8 об. %. В оливинсодержащих, оливиновых и нижних такситовых габбро-долеритах они представлены как биотитом, так и флогопитом. В пикритовых габбро-долеритах и троктолитах – это исключительно флогопиты. Наиболее железистые слюды в кварцевых норитах и габбро-диоритах. В этих породах количество биотита достигает 10–15 об. %. Содержание TiO₂ в слюдах колеблется в широких пределах (TiO₂ – 0.35–7.21 мас. %). Зависимость титанистости слюд от их магнезиальности не наблюдается (рис. 5г).

Оксиды в интрузивах представлены титаномагнетитом, ильменитом, хромистым магнетитом и хромитом. Титаномагнетит и ильменит отмечаются во всех породах интрузивов. Содержание этих минералов в породах обычно не превышает 3–5 об. %, но в габбро-диоритах его количество достигает 10 об. %. Здесь он образует крупные, до 2.5 мм, зерна неправильной формы. Титаномагнетит практически полностью претерпел распад на магнетит и ильменит. В процессе распада первичного титаномагнетита произошло перераспределение компонентов между магнетитом и ильменитом. Al, Cr, V, Zn и Ni концентрируются преимущественно в магнетите, а Ti, Mg и Mn – в ильмените (см. ESM_5.pdf (Suppl. 5)³³). Магнетитовая матрица в титаномагнетите часто замещается лейкоксеном и вторичными силикатами, а ильменит при этом сохраняется. Самостоятельный ильменит образует призматические зерна неправильной формы. В пикритовых, оливиновых габбро-долеритах и троктолитах, помимо титаномагетита и ильменита, оксиды представлены акцессорными хроммагнетитом и хромитом. Они образуют мелкие (не более 0.20 мм) зерна в оливине, реже в плагиоклазе (см. ESM_5.pdf в Suppl. 5).

Изучение изменений составов главных породообразующих минералов в разрезах интрузивов зубовского типа (см. ESM_6.pdf (Suppl. 6)) позволило выявить тенденции в характере скрытой расслоенности этих массивов. Они являются общими с таковыми в рудоносных интрузивах норильского типа и заключаются в увеличении магнезиальности оливина, пироксенов, слюд и основности плагиоклаза от эндоконтактовых зон к горизонтам обогащенным оливином (рис. 3, 4). В отличие от интрузивов норильского типа, скрытая расслоенность интрузивов зубовского типа менее контрастна.

ПЕТРОХИМИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПОРОД

На диаграмме в координатах (Na₂O + К₂O)–SiO₂ составы интрузивов зубовского типа лежат в поле рудоносных интрузивов норильского типа (рис. 6). При широком разбросе значений для Зуб-Маркшейдерского и Верхнеамбарнинского интрузивов характерна большая кремнеземистость и щелочность пород верхней габбровой и габброноритовой серии по сравнению с этими породами Южно-Пясинского и Вологочанского интрузивов, тогда как Южно-Пясинский интрузив характеризуется более кислым составом пород по сравнению с Вологочанским интрузивом. Для пород интрузивов зубовского типа по сравнению с массивами норильского типа отмечаются повышенные железистость и титанистость, а также более низкие значения магнезиальности и хромистости пород богатых оливином при довольно больших их мощностях. Так, в самых высокомагнезиальных породах – пикритовых габбро-долеритах – содержание MgO составляет 14.01–20.80 мас. % в интрузивах зубовского типа, тогда как в интрузивах норильского типа – 16.03–26.80 мас. % (Золотухин и др., 1975; Криволуцкая и др., 2001; Рябов и др., 2000). Содержание Cr₂O₃ в породах интрузивов зубовского типа не превышает 0.13 мас. %, тогда как в ультрабазитах рудоносных интрузивов оно достигает 0.77 мас. %, а в верхних такситовых габбро-долеритах с малосульфидным платиновым оруденением – 7 мас. %.

Рис. 6.

Составы пород интрузивов зубовского типа на диаграмме (Na₂O + K₂O)–SiO₂. Поля составов пород: I – рудоносных интрузивов норильского типа, II – безрудных интрузивово нижнеталнахского типа. Диаграмма построена по оригинальным неопубликованным данным.

В разрезах интрузивов зубовского типа (рис. 7, 8) происходит накопление магния и хрома в направлении горизонтов пикритовых габбро-долеритов и троктолитов. Повышенная магнезиальность троктолитов сочетается с их высокой глиноземистостью. Накопление глинозема, кремнезема, щелочей, P₂O₅ в верхних эндоконтактовых частях интрузивов связано с фракционированием магматического расплава и кремнещелочным метасоматозом, в результате которых в этих участках кристаллизуются кварц, кислый плагиоклаз, калиевый полевой шпат, апатит, а накопление железа и титана привело к широкому развитию в габбро-диоритах и безоливиновых габбро-долеритах титаномагнетита.

Рис. 7.

Вариации содержаний оксидов (мас. %) в разрезах Зуб-Маркшейдерского (а) и Верхнеамбарнинского (б) интрузивов.

Рис. 8.

Вариации содержаний оксидов (мас. %) в разрезах Вологочанского (а) и Южно-Пясинского (б) интрузивов.

ГЕОХИМИЯ РЕДКОЗЕМЕЛЬНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ

Хондрит-нормализованные спектры редкоземельных элементов для пород интрузивов зубовского типа (Wasson, Kallemeyn, 1988) так же, как и для пород Хараелахского интрузива, характеризуются минимальным фракционированием легких РЗЭ по сравнению со спектрами РЗЭ для пород Нижнеталнахского интрузива (рис. 9а). Это подтверждается диаграммами (La/Sm)_n–(Gd/Yb)_n (рис. 9б). Также для пород интрузивов зубовского типа и Хараелахского интрузива норильского типа характерна положительная Eu-аномалия. Для пород интрузивов нижнеталнахского типа – она отрицательна.

Рис. 9.

Спектры распределения редкоземельных элементов интрузивов зубовского типа, Хараелахского и Нижнеталнахского интрузивов (а), нормированных по хондриту (Wasson, Kallemein, 1988), (б) – диаграммы (La/Sm)_m–(Gd/Yb)_n для пород зубовского типа, Хараелахского и Нижнеталнахского интрузивов.

Rb-Sr И Sm-Nd ИЗОТОПНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ ПОРОД

Концентрации Rb, Sr, Sm, Nd и Sr-Nd-изотопные параметры образцов пород и породообразующих минералов приведены в табл. 1–4. Измеренные и расчетные (на возраст 250 млн лет) значения изотопного состава стронция для пород Зуб-Маркшейдерского интрузива характеризуются значительными вариациями (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.70671–0.71224 и (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i = 0.70570–0.70908, соответственно, табл. 1). Максимальные значения начального изотопного состава стронция выявлены в породах верхней части разреза ((⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i = 0.70762–0.70908), сложенной габбро-диоритами и кварцевыми норитами (табл. 1, рис. 10). Минимальные значения (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i (0.70570–0.70648) характерны для пород основной расслоенной серии, представленных оливиновыми и пикритовыми габбро-долеритами. В целом сходный разброс значений (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i выявлен в плагиоклазе и пироксене (0.70559–0.70882 и 0.70594–0.70935 соответственно). При этом в двух случаях установлена изотопная гетерогенность плагиоклаза по отношению к пироксену и валовой породе (табл. 1 и 2, рис. 10). Отметим, что единичный анализ Cu-Ni сульфидов выявил значительно более радиогенный изотопный состав стронция по сравнению с сосуществующими минералами (пироксеном и плагиоклазом).

Рис. 10.

Изменение значений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и ε_Nd в разрезе Зуб-Маркшейдерского интрузива (на возраст 250 млн лет).

По сравнению с Зуб-Маркшейдерским интрузивом, породы Вологочанского интрузива характеризуются несколько меньшими вариациями значений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i (0.70616–0.71143 и 0.70560–0.70808 соответственно, табл. 1, рис. 11). При этом породообразующие пироксен и плагиоклаз, как правило, обладают сходным, но несколько менее радиогенным начальным изотопным составом стронция по сравнению с таковым породы этого же образца (табл. 1 и 2, рис. 11). Для Вологочанского интрузива отношение (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i в ультраосновных породах, троктолитах и оливиновом габбро из расслоенной серии (глубины 833.2–864.2 м) минимально вариативные (0.7056–0.7060). Увеличение вариаций и повышенные значения (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i (0.7060–0.7070) характерны для габброидной части интрузива. Еще более заметное увеличение (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i (0.7071–0.7080) установлено в габбро-диоритах верхней части интрузива и габброноритах нижнего экзоконтакта (гл. 870.3 м) (табл. 1 и 2, рис. 11).

Рис. 11.

Изменение значений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и ε_Nd в разрезе Вологочанского интрузива (на возраст 250 млн лет).

Измеренные и расчетные (на возраст 250 млн лет) значения изотопного состава неодима для пород Зуб-Маркшейдерского интрузива характеризуются незначительными вариациями (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd от 0.512563 до 0.512688, (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i от 0.512336 до 0.512424, ε_Nd от 0.4 до 2.1, табл. 3), которые сопоставимы с таковыми Вологочанского интрузива (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd от 0.512475 до 0.512710, (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i от 0.512230 до 0.512438, ε_Nd от –1.7 до 2.4, табл. 3, рис. 10). Средние значения (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i и ε_Nd для пород Зуб-Маркшейдерского интрузива (0.512376 ± 0.000025 и 1.2 ± 0.5 соответственно) неотличимы от таковых в породах Вологочанского интрузива ((¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i среднее 0.512378 ± 0.000041, ε_Nd среднее 1.2 ± 0.8, табл. 3, рис. 11). Соответственно средний модельный возраст источника по двухкомпонентной модели T_Nd(DM-2st) составил 943 ± 40 млн лет для пород Зуб-Маркшейдерского интрузива и 940 ± 66 млн лет для Вологочанского интрузива. Отметим, что наименьшие значения (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i = 0.512230 и ε_Nd = –1.7 выявлены в сульфидсодержащих породах нижней части разреза Вологочанского интрузива.

Вариации изотопного состава неодима в сосуществующих породообразующих минералах Зуб-Маркшейдерского и Вологочанского интрузивов обладают рядом особенностей (рис. 10, 11). Для изученных образцов Зуб-Маркшейдерского интрузива выявлено уменьшение значений ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd и ε_Nd(250 млн лет) в ряду оливин–пироксен–плагиоклаз (табл. 4, рис. 10). При этом изотопный состав валовых проб, как правило, имеет более радиогенный изотопный состав неодима, чем таковой пироксена и плагиоклаза, и менее радиогенный, чем у оливина, обладающего наиболее высоким значением ε_Nd = 5.3. Сходная зависимость с более радиогенным составом неодима в пироксене по сравнению с плагиоклазом, выявлена для породообразующих минералов безоливинового и оливинсодержащего габбро-долерита в верхней части Вологочанского интрузива. В нижней части интрузива установлена обратная зависимость, при которой плагиоклаз всегда более радиогенен, чем пироксен (табл. 4, рис. 11).

СУЛЬФИДНОЕ ОРУДЕНЕНИЕ

Кондиционные вкрапленные руды в породах интрузивов зубовского типа образуют отдельные горизонты мощностью от 5.1 до 10.2 м в Зуб-Маркшейдерском и от 1.5 до 22 м в Южно-Пясинском и Вологочанском интрузивах, разделенные интервалом с убогой минерализацией. Они приурочены к пикритовым, такситовым, нижним оливиновым, контактовым габбро-долеритам и троктолитам. Концентрация никеля в этих породах в Зуб-Маркшейдерском и Верхнеамбарнинском интрузивах варьирует в пределах 0.05–0.98 мас. %, меди 0.05–0.94 мас. %, а в Вологочанском и Южно-Пясинском интрузивах – 0.12–0.67 до 1.37 мас. % и 0.12–1.66 до 2.66 мас. % соответственно (см. ESM_7.pdf (Suppl. 7)⁴⁴). Отношение Ni/Cu составляет 0.30–2.50. Содержание суммы ЭПГ – от 0.25–3.91 до 5.42 г/т в Зуб-Маркшейдерском и Пясино-Вологочанском интрузивах соотвественно. В безрудных породах – габбро-диоритах, кварцевых норитах, габброноритах, безоливиновых верхних оливиновых габбро-долеритах концентрация никеля составляет 0.01–0.04 мас. %, меди 0.01–0.05 мас. %, Ni/Cu – 1.0–2.2, ΣЭПГ < 0.50 г/т.

В пикритовых, оливиновых габбро-долеритах и троктолитах сульфиды образуют глобулярные линзовидные и изометричные выделения размером от 5–20 до 130 мм, часто расслоенные на пирротиновую и халькопиритовую зоны, а также мелкие (менее 2 мм) ксеноморфные вкрапленники. В такситовых габбро-долеритах сульфиды развиты в виде крупных (до 15 мм) ксеноморфных вкрапленников. Количество сульфидов в этих породах составляет 1–3 до 8–15 об. %.

В породах верхней габбровой, габброноритовой серии количество сульфидов редко превышает 1 об. %.

Выделяются несколько минеральных ассоциаций сульфидов (см. ESM_8.pdf (Suppl. 8)). В габбро-диоритах, кварцевых норитах, габброноритах верхних оливинсодержащих габбро-долеритах сульфиды представлены двумя ассоциациями: 1 – пирит + миллерит + халькопирит и 2 – пирротин + + тиошпинели железа, никеля и кобальта. Пирит в этих породах – главный рудный минерал – до 90 об. % сульфидов. Кристаллы пирита здесь зональны с чередованием зон, обогащенных никелем и кобальтом (см. ESM_8.pdf (Suppl. 8) и табл. 3 в (Служеникин, Криволуцкая, 2015)). Миллерит (до 20 об. % сульфидов) образует пластины и таблицы величиной до 0.3 мм. Халькопирита не более 20 об. %. Такие миллерит-пирротиновые ассоциации, скорее всего, являются вторичными развивающимися по халькопирит-пентландит-пирротиновой вкрапленности.

Ассоциации троилит ± железистый гексагональный пирротин + кубанит + железистый пентландит + халькопирит + железистый халькопирит ± талнахит ± путоранит и железистый гексагональный пирротин + пентландит + халькопирит характерны для руд в пикритовых габбро-долеритах и троктолитах. Троилит и гексагональный пирротин могут образовывать как самостоятельные зерна, так и сростки. Троилит практически лишен примеси никеля, а в гексагональном пирротине его концентрация не превышает 0.28 мас. % (см. ESM_8.pdf (Suppl. 8)).

С троилитом ассоциирует железистый пентландит (до 41 мас. % Fe), а с гексагональным пирротином – пентландит, в котором содержание железа и никеля примерно равны (см. ESM_8.pdf (Suppl. 8)). Минералы группы халькопирита составляют в этих рудах 10–30 об. % всех сульфидов. Представлены они собственно халькопиритом, железистым халькопиритом, путоранитом и талнахитом. Железистый халькопирит, путоранит и талнахит содержат примесь никеля (до 0.81 мас. %, см. ESM_8.pdf (Suppl. 8)). Кубанит представлен пластинчатой разновидностью.

В такситовых, нижних оливиновых и контактовых габбро-долеритах сульфиды представлены ассоциацией: гексагональный и моноклинный пирротин + пентландит + халькопирит. К подошве интрузивов гексагональный пирротин сменяется моноклинным. Соответственно, концентрация никеля в нем изменяется от 0.25 до 1.76 мас. %. Закономерно изменяется и состав ассоциирующего с ним пентландита – от умеренного железистого до никелистого (см. ESM_8.pdf (Suppl. 8)).

БЛАГОРОДНОМЕТАЛЬНАЯ МИНЕРАЛИЗАЦИЯ

Содержание элементов платиновой группы (ЭПГ) в рудах в сумме изменяется в пределах 0.22–3.91 до 7.8 г/т, золото 0.05–0.49 г/т, серебра 0.50–8.30 г/т. Концентрация благородных металлов в этих рудах значительно меньше, чем в аналогичных рудах рудоносных интрузивов норильского типа.

Найдены следующие минералы платиновых металлов: Te-соболевскит, Te-инсизваит, масловит, паоловит, звягинцевит, атокит, нигглиит, мертиит-II, гуанглинит, минералы состава Pd₂(As, Sb), Pd₂(Sn, As), Pd₃Pb, (Pd, Ni)₂As. В золото-серебряных сплавах содержание серебра составляет 34–49 мас. %.

В такситовых габбро-долеритах в верхних эндоконтактах Пясино-Вологочанских интрузивов содержания Ni варьируют в пределах 0.10–0.13 мас. %, Cu – 0.13–0.24 мас. %. Сульфиды представлены ассоциациями: моноклинный пирротин + никелевый пентландит + халькопирит и никелевый пентландит + халькопирит (см. ESM_8.pdf (Suppl. 8)). Содержание никеля в пентландите 36–43 мас. %, а в пирротине до 2.7 мас. %. Концентрация ЭПГ в этих рудах достигает 3.92 г/т (см. ESM_7.pdf (Suppl. 7)). Отношение ΣЭПГ (г/т)/S (мас. %) варьирует в пределах 1.27–3.12, что выше, чем во вкрапленных рудах основного горизонта, но ниже, чем в малосульфидных рудах верхнего эндоконтакта интрузивов норильского типа. В малосульфидных рудах обнаружены сперрилит, котульскит, мертиит-II, мелонит, минерал состава Pd₂(As, Sb). В верхнем эндоконтакте Верхнеамбарнинского интрузива, в оливиновых норитах содержание ЭПГ составляет 4.96 г/т (см. ESM_7.pdf (Suppl. 7)). Здесь развиты Pd-содержащие никелин и герсдорфит с мелкими включениями минерала состава Pd₅(As, Sb)₂.

ИЗОТОПНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ S- И Cu-СУЛЬФИДНЫХ РУД

Изотопные составы серы и меди в образцах вкрапленных сульфидных руд приведены в табл. 5. Сульфидные руды Зуб-Маркшейдерского интрузива характеризуются значениями δ³⁴S от ‒2.4 до 5.7‰ при среднем значении 1.3‰ и среднеквадратичном отклонении (СКВО) 2.3‰ и δ⁶⁵Cu = –0.1 ± 0.15‰. Эти значения отличаются от таковых Вологочанского и Южно-Пясинского интрузивов, где δ³⁴S варьирует от 5.1 до 8.5‰ при среднем – 7.0‰ и СКВО 1.2‰, тогда как δ⁶⁵Cu изменяется от –1.1 до –0.4‰ при среднем – 0.7‰ и СКВО 0.3‰.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Ограничения на происхождение базит-гипербазитовых интрузивов Норильского района по данным Nd-Sr изотопии

Известно, что мантийные базит-гипербазитовые магмы тесно связаны с платноидно-медно-никелевыми рудами, предопределяя значимую роль ювенильных мантийных производных при обсуждении генезиса интрузивов норильского типа. Выполненные изотопные исследования (Os, Pb, Hf, Nd и Sr) (Wooden et al., 1992; Walker et al., 1994; Czamanske et al., 1994; Hawkesworth et al., 1995; Туганова, Шергина, 1997, 2003; Arndt et al., 2003; Dobretsov et al., 2008; Петров и др., 2009; Malitch, Latypov, 2011; Malitch et al., 2010, 2013, 2018; Изотопная геология …, 2017; Малич и др., 2018а; Прасолов и др., 2018) позволили охарактеризовать особенности различных вещественных источников при формировании промышленных базит-гипербазитовых интрузивов и ассоциирующего сульфидного платиноидно-медно-никелевого оруденения.

Одним из информативных параметров, позволяющих идентифицировать источник вещества магматических пород, являются начальные изотопные составы стронция и неодима. По данным Nd-Sr изотопной систематики (табл. 1, 3) породы Зуб-Маркшейдерского и Вологочанского интрузивов проявляют отчетливую однородность в отношении изотопного состава неодима (ε_Nd = 1.2 ± 0.5 и ε_Nd = 1.2 ± 0.8 соответственно) при сходных значительных вариациях радиогенного значения (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i (0.70570–0.70908 и 0.70560–0.70808 соответственно). Избыток радиогенного стронция в породах данных интрузивов относительно значений недеплетированной мантии (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr 0.7035–0.7045, Балашов, 1985; Фор, 1989 и др.) подчеркивает сложность их образования, обусловленную воздействием на породы интрузивов различных процессов (ассимиляции, метасоматоза и др.), обогативших первичные магмы радиогенным стронцием. Для вертикальных разрезов интрузивов выявлены различные значения изотопного состава стронция с минимальными значениями в оливинсодержащих породах и их резком увеличении в приконтактовых частях интрузивов (рис. 10, 11).

Весьма показателен разрез Зуб-Маркшейдерского интрузива (рис. 10), в котором породы из нижней части расслоенной серии и верхней его части характеризуются наиболее контрастными изотопными составами стронция ((⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i 0.705698–0.706088 и 0.708565–0.709708 соответственно), а оливинсодержащее габбро в центральной части интрузива – промежуточным значением ((⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i = 0.707619). Различие составов радиогенного стронция в нижней и средней частях интрузива, вероятно, отображает их различную контаминацию, соответственно, при образовании в промежуточном очаге и более позднем продвижении магмы к поверхности. Наиболее радиогенные составы стронция, присущие гибридным породам в верхней части разреза ((⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i = 0.708565–0.709708), связаны с процессом ассимиляции вмещающих пород в современной камере. Характерно, что вкрапленные сульфиды по сравнению с породообразующими минералами также обладают более радиогенным составом стронция ((⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i = 0.708124). Данный факт свидетельствует о том, что сульфидное вещество обладает другим изотопным составом стронция, чем сосуществующие с ним силикаты, т.е. изотопно-неоднородно по отношению к силикатной матрице. Данный феномен трудно объяснить с позиции коровой контаминации сульфидного вещества в современной интрузивной камере, что свидетельствует в пользу его контаминации в земной коре, при этом уровень глубин и характер контаминанта требуют дальнейшего изучения.

Для Вологочанского интрузива в ряду плагиоклаз–пироксен–валовая проба Sr-изотопные данные в породах из средней и нижней частях интрузива (гл. 833.2–864.2 м, рис. 11) имеют минимальные значения (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i при их незначительных вариациях (0.7057–0.7061). Вверх и вниз по разрезу выявлено закономерное увеличение значения (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i: 0.7066–0.7068 для габброидной части интрузива (гл. 822.3 и 866.4 м), 0.7070–0.7080 в габбро-диоритах верхов интрузива (гл. 816.8–822.0 м) и породах нижнего эндоконтакта интрузива (гл. 866.4–870.0 м), что связано с наибольшей ассимиляцией вмещающих пород.

В целом близкие и незначительные вариации изотопного состава неодима в породах интрузивов зубовского типа (ε_Nd от 0.4 до 2.1, среднее значение ε_Nd = 1.2 ± 0.5 для Зуб-Маркшейдерского интрузива и ε_Nd от –1.7 до 2.4, среднее значение ε_Nd = 1.2 ± 0.8 для Вологочанского интрузива, табл. 3) свидетельствуют об однородности (гомогенности) их изотопного состава. Вместе с тем гетерогенность по изотопному составу неодима наглядно проявлена на минеральном уровне. Например, по сравнению с другими породообразующими минералами оливин Зуб-Маркшейдерского интрузива характеризуется наиболее высоким значением ε_Nd = 5.3 (табл. 4), что свидетельствует об участии в магмогенерации вещества DM (деплетированной мантии). Ранее деплетированный компонент на севере Сибирской платформы был выявлен лишь в пикритах гудчихинской свиты Норильского региона и меймечитах Маймеча-Котоуйской провинции (ε_Nd в диапазоне +3.7 и + 5.1; Когарко и др., 1988; Horan et al., 1995). Наименьшие значения (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i = 0.512230 и ε_Nd = –1.7 в сульфидсодержащих породах нижней части разреза Вологочанского интрузива и заметные вариации изотопных составов неодима для пород и минералов отчетливо характеризуют выявленную неоднородность, которая также проявлена в изотопном составе стронция (рис. 10, 11).

Отметим, что для акцессорных минералов из пород интрузивов зубовского типа также характерны значимые вариации изотопного состава гафния: значение ε_Hf(Т) в цирконах варьирует в пределах от –6.7 до +13.4 для Зуб-Маркшейдерского интрузива и от –2.5 до +14.6 для Вологочанского интрузива (Малич и др., 2018а). Например, для Зуб-Маркшейдерского интрузива наиболее радиогенным Hf-изотопным составом обладают цирконы из оливинсодержащего габбро. Цирконы из сульфидсодержащих пород в нижней части интрузива характеризуются менее радиогенным изотопным составом гафния (ε_Hf(Т) от –1.1 до +5.6, Малич и др., 2018а). Значительно менее радиогенный Hf-изотопный состав циркона (ε_Hf(Т) от –6.7 до +2.2) установлен в метасоматитах и габбро-диоритах верхней части интрузива. По начальному изотопному составу гафния большинство цирконов из данных пород расположены ниже среднего значения ε_Hf(Т) хондритового универсального резервуара (CHUR), что согласуется с гибридным происхождением этих образований. Данные Hf-изотопии цирконов свидетельствуют о том, что магмы зубовского типа представляют собой результат смешения между магмами, образованными из (1) ювенильного источника, эквивалентного деплетированной мантии, и, вероятно, (2) обогащенного источника литосферной мантии в понимании Янга и др. (Yang et al., 2006), которые взаимодействовали с веществом земной коры.

Ограниченный диапазон сходных изотопных вариаций неодима для главных разновидностей пород промышленно-рудоносных интрузивов (ε_Nd = 1.0 ± 0.5, Arndt et al., 2003; Malitch et al., 2010, 2013) связывался с определенным уровнем контаминации данных пород материалом земной коры, предположительно в глубоких магматических камерах, тогда как ограниченная выборка отрицательных значений ε_Nd (около –1.3), характерная для контактовых частей интрузивов, интерпретировалась как вклад корового компонента, отражающего взаимодействие с вмещающими породами в процессе внедрения.

Таким образом, по данным изотопии Sr и Nd породы подверглись как глубинной (при подъеме магмы), так и близповерхностной (на уроне современной камеры) коровой контаминации; при этом последняя имела неодинаковое происхождение для пород верхней и нижней части интрузивов (диоритов и “такситов”, соответственно). На диориты больше повлияла ассимиляция пород в современной камере, на “такситы” – “докамерный” метасоматоз (возможно, глубинный) при обмене магмы с боковыми породами в промежуточном очаге, что, по-видимому, являлось причиной выявленной неоднородности.

В целом Nd-Sr изотопно-геохимические параметры, установленные для пород интрузивов зубовского типа (рис. 12), соответствуют таковым для промышленно-рудоносных интрузивов Норильской провинции, для которых характерны относительно постоянные значения ε_Nd (1 ± 0.5) и неоднородные радиогенные значения (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i (от 0.70552 до 0.70798, Туганова, Шергина, 1997; 2003; Arndt et al., 2003; Петров и др., 2009; Malitch et al., 2010, 2013, 2018). Таким образом, в рамках изотопной систематики ε_Nd–(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i выявлена тождественность рудоносных интрузивов зубовского типа и промышленно-рудоносных интрузивов норильского типа (рис. 12). При этом для интрузивов зубовского типа поле с наименее радиогенными изотопными составами стронция идентично полю пород интрузива Норильск I, а поле с большей радиогенностью Sr – полю пород Талнахского интрузива, за исключением гибридных пород Зуб-Маркшейдерского интрузива, не имеющих аналогов.

Рис. 12.

Вариации начального изотопного состава в координатах ε_Nd–⁸⁷Sr/⁸⁶Sr для пород Зуб-Маркшейдерского и Вологочанского интрузивов. Для сравнения показаны ε_Nd–⁸⁷Sr/⁸⁶Sr параметры рудоносных интрузивов норильского типа (1) и безрудных интрузивов нижнеталнахского типа (2).

ВЫВОДЫ

1. Интрузивы зубовского типа представляют собой дифференцированные интрузивы, схожие по строению с рудоносными интрузивами норильского типа, но в них отсутствует четкая расслоенность, характерная для последних.

2. В ультрабазитовых частях разрезов интрузивов широко развиты и часто преобладают троктолиты. Троктолитовые и пикритовые габбро-долериты занимают положение в разрезе интрузивов среди оливиновых и оливинсодержащих габбро-долеритов в пределах центральной расслоенной серии. Ультраосновные породы интрузивов зубовского типа, по сравнению с рудоносными интрузивами норильского типа, имеют более низкие концентрации хрома.

3. Нижняя и верхняя краевые серии сложены контактовыми и такситовыми габбро-долеритами. Контаминированные и гибридно-метасоматические гранитоподобные породы более распространены в верхнем эндоконтакте, что связывается с накоплением остаточной жидкости и постмагматических флюидов в верхней части магматической камеры. Такситовые габбро-долериты в породах интрузивов зубовского типа развиты не так широко, как в интрузивах норильского типа и часто выпадают из разреза.

4. В рамках изотопной систематики ε_Nd–(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i выявлена тождественность рудоносных интрузивов зубовского типа и промышленно-рудоносных интрузивов норильского типа. При этом изотопный состав валовых проб, как правило, имеет более радиогенный изотопный состав неодима, чем таковой пироксена и плагиоклаза, и менее радиогенный, чем у оливина, обладающего наиболее высоким значением ε_Nd = 5.3, свидетельствующим об участии в магмогенерации вещества деплетированной мантии.

5. По данным Cu-изотопной систематики вкрапленные сульфидные руды интрузивов зубовского типа, как и большинство других базит-гипербазитовых интрузивов Норильского района, попадают в узкий кластер значений δ⁶⁵Cu (от –1.1 до 0‰), типичный для вкрапленных и массивных руд промышленно-рудоносного Талнахского интрузива (Malitch et al., 2014).

6. Вкрапленные руды зубовских интрузивов гораздо беднее, чем в норильских. Широко развиты в них низкосернистые ассоциации сульфидов. По данным S-изотопной систематики образцы сульфидных руд интрузивов зубовского типа отличаются от изотопного состава серы (δ³⁴S) промышленно-рудоносных интрузивов (5.1–8.5‰, среднее значение 7.0 ± 1.2‰ для Вологочанского интрузива и –2.4…+5.7‰, среднее значение 1.3 ± 2.3‰ для Зуб-Маркшейдерского интрузива). S-изотопные данные по Зуб-Маркшейдерскому и Вологочанскому интрузивам, расположенным на одном и том же стратиграфическом уровне, свидетельствуют о том, что ассимиляция серы из вмещающих пород могла происходить в долгоживущей промежуточной камере задолго до внедрения интрузива. При этом вмещающие породы, непосредственно контактирующие с интрузивами зубовского типа, внесли незначительный вклад в общий баланс сульфидной серы в интрузивах.

7. Выявленные Nd-Sr-S-Cu изотопно-геохимические параметры пород и руд являются важным оценочным признаком/критерием для обнаружения богатых сульфидных платиноидно-медно-никелевых руд.

Благодарности. Авторы выражают искреннюю признательность С.Е. Борисовскому, Т.И. Головановой, А.И. Якушеву, Е.О. Дубининой, коллегам и единомышленникам из ООО “Норильскгеология”, ИГЕМ РАН и ФГУП ВСЕГЕИ за содействие на разных этапах данного исследования. Мы благодарны рецензентам Р.М. Латыпову и Е.В. Шаркову за конструктивные замечания, способствовавшие улучшению рукописи.

Источники финансирования. Исследования выполнены по проекту РФФИ (грант № 18-05-70073 Ресурсы Арктики) при поддержке НИР № АААА-А18-118052590026-5 Госзадания ИГГ УрО РАН. Изотопные анализы частично выполнены при поддержке Территориального агентства по недропользованию по Красноярскому краю (госконтракт 7Ф-ТАО/2005).