Петрология, 2021, T. 29, № 4, стр. 388-410

ВВЕДЕНИЕ

В обширной литературе, посвященной сульфидным медно-никелевым месторождениям, существует несколько классификаций, основанных на их тектонической позиции и возрасте, морфологии рудных залежей, составе руд и масштабе оруденения, связи с определенным типом магматизма и т.д. (Чернышов и др., 1991; Налдретт, 2003; Лихачев, 2006; Петров и др., 2013; Konnunaho et al., 2013; Makkonen et al., 2017; Заскинд, Конкина, 2019).

В пределах Карело-Кольского региона Фенноскандинавского щита выделение перспективных районов на медно-никелевое оруденение многие годы проводилось с применением различных теоретических и методических подходов, однако, в общем случае, рудоносность оценивалась по критериям подобия тем или иным заведомо рудоносным формациям или структурам других докембрийских регионов мира. Для Фенноскандинавского щита наибольшее экономическое значение имеют месторождения, ассоциирующие с палеопротерозойскими интрузивными комплексами, которые подразделяются на три типа: аллареченский (оливинит-гарцбургитовая формация), печенгский (верлит-габбровая формация) и мончегорский (перидотит-пироксенит-норитовая формация) (Игревская, 2009). Синвулканические месторождения вулкано-плутонических комплексов коматиитовой серии архейских зеленокаменных поясов (ЗКП) (т. н. Западно-Австралийский формационный тип), с которыми связано около 10% мировых запасов никеля (Groves, Hudson, 1981; Naldrett, 2004), на Фенноскандинавском щите известны только в ранге рудопроявлений в Карелии (Сумозерско-Кенозерский и Хаутаваарский ЗКП) (Иващенко, Голубев, 2011) и небольших месторождений в Финляндии (ЗКП Кухмо-Суомуссалми-Типасярви) (Konnunaho et al., 2913; Konnunaho, 2016; Makkonen et al., 2017).

Существует большое количество классификаций сульфидных медно-никелевых месторождений и предложенных на их основе разнообразных поисковых признаков и критериев. Однако в последние десятилетия не было открыто каких-либо значимых медно-никелевых месторождений, связанных с раннедокембрийскими комплексами. Более того, для целого ряда месторождений Кольско-Норвежской провинции Фенноскандинавского щита возраст, генетическая принадлежность и геодинамическая позиция остаются предметом дискуссий. В полной мере это относится и к месторождениям Аллареченского рудного района (месторождения Аллареченское и Восток), открытым еще в середине прошлого века и полностью отработанным к началу нынешнего. Некоторые исследователи дают положительную оценку перспективности на Cu-Ni оруденение Аллареченского района на основе обобщения всех имеющихся геологоразведочных и научно-исследовательских данных (Войтеховский и др., 2008), другие – полностью исключают этот район из сырьевой базы никеля России при металлогеническом анализе (Петров и др., 2013).

За годы интенсивных геолого-разведочных, поисковых и научно-исследовательских работ Аллареченского месторождения внимание исследователей было сосредоточено на расшифровке тектонического строения рудных районов, на изучении состава и морфологии рудных залежей (Горбунов и др., 1981; Медно-никелевые …, 1985), на метаморфических и метасоматических преобразованиях пород (Зак, 1980; Турченко, 1978). В то же время проблемы возраста пород и руд, геологических и генетических взаимоотношений гипербазитов с вмещающими вулканогенно-осадочными толщами, по существу, оставались без должного внимания исследователей, что определяет несоответствие между относительной ясностью геологического строения рудных тел, минерального состава месторождений и числом гипотез их генезиса, каждая из которых не может претендовать на универсальность.

Настоящая работа направлена на заполнение этих пробелов и посвящена определению с использованием современных изотопных (U-Th-Pb, Sm-Nd, Re-Os, δ³⁴S) методов возраста и генезиса пород и руд Аллареченского месторождения. В связи с выработкой месторождения, полученные результаты естественно имеют ограниченное значение в качестве региональных поисковых признаков и прогнозных критериев, но являются принципиальной основой для переоценки металлогенической эволюции Фенноскандинавского щита в раннем докембрии.

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ

Содержания породообразующих оксидов в породах определены методом РФА по стандартной методике, концентрации редких (Cr, Co, Ni, Rd, Sr, Y, Zr, Nb) и редкоземельных элементов (РЗЭ) – методом IСP-MS в Центральной аналитической лаборатории ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург). Масс-спектроскопические измерения проводились трижды с использованием Rb, Re и In в качестве внутренних стандартов. Ошибка определения элементов Th, U, Lu, Yb, Er и Dy методом ICP-MS оценивается в 10–15%, для остальных редких элементов, Ti, Zr, Sr, Y не более 5%.

Sm-Nd изотопно-геохимические исследования выполнены в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН (г. Санкт-Петербург). Изотопные составы Sm и Nd измерялись на масс-спектрометре TRITON TI в статическом режиме. Измеренные отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd нормализованы к отношению ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd = 0.7219 и приведены к ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.511860 в Nd стандарте La Jolla. Уровень холостого опыта за время исследований составил 0.03–0.2 нг для Sm, 0.1–0.5 нг для Nd. Точность определения концентраций Sm и Nd составила ±0.5%, изотопных отношений ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = ±0.5%, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = ±0.005% (2σ).

При расчете величин ε_Nd(T) и модельных возрастов T_Nd(DM) использованы современные значения однородного хондритового резервуара (CHUR) по (Jacobsen, Wasserburg, 1984) (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512638, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.1967) и DM по (Goldstein, Jacobsen, 1988) (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.513151, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = = 0.2137.

Акцессорные цирконы выделены в минералогической лаборатории Института геологии и геохронологии докембрия РАН (г. Санкт-Петербург) по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей.

U-Th-Pb датирование цирконов осуществлялось на ионном микрозонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований (ЦИИ) ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург). Измерения U-Pb отношений проводились по стандартной методике (Williams, 1998). Интенсивность первичного пучка ионов кислорода составляла 4 нА, а диаметр пятна (кратера) – 18 мкм. Обработка полученных данных производилась с использованием программы SQUID (Ludwig, 2000). U-Pb отношения нормализовались на значение 0.0668, приписанное стандартному циркону TEMORA (Black et al., 2003). Погрешности единичных анализов приведены на уровне 1σ, а погрешности возрастов – на уровне 2σ.

Изотопный состав осмия измерялся на твердофазном мультиколлекторном масс-спектрометре высокого разрешения Triton (Thermo) (ЦИИ ВСЕГЕИ) в отрицательно заряженных ионах в статическом режиме или в динамическом режиме на ионном счетчике. Для стандартизации условий измерений во время аналитической сессии производилось измерение стандарта LO sST с изотопным отношением ¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os = 0.106913 ± 0.000022. Выделенная фракция осмия в форме бромидов наносилась на Pt ленту испарителя совместно с 0.2 мкл эмиттера Ba(OH)₂ + NaOH. Для повышения эффективности ионизации использовались установка напуска кислорода (P = 2 × 10^–7 бар) в камеру масс-спектрометра при вакууме 7 × 10^–8 бар и охлаждение жидким азотом. Температура накала платиновой ленты в ходе измерения составляла 730–750°С. Измерялись ионные токи оксидов ¹⁸⁵ReO₃, ¹⁸⁶OsO₃, ¹⁸⁷OsO₃, ¹⁸⁸OsO₃, ¹⁹⁰OsO₃, ¹⁹²OsO₃. Общие химические бланки на холостой опыт составили: Re – 70 пг, Os – 1 пг. Данные по стандарту UB-N (серпентинит): Re 0.2218 ± 0.0064 нг/г, Os 3.65 ± 0.12 нг/г, ¹⁸⁷Re/¹⁸⁸Os 0.292 ± 0.014, ¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os 0.127176 ± 0.000091 хорошо согласуются с литературными данными.

Изотопный состав серы в сульфидах определялся на масс-спектрометрическом комплексе (ЦИИ ВСЕГЕИ), состоящем из элементного анализатора Flash EA 1112 (ThermoQuest, Италия), изотопного масс-спектрометра DELTA Plus XL (ThermoFinnigan, Германия, Бремен) и газового коммуникатора ConFlo III (ThermoFinnigan, Германия, Бремен), который служит для совместной работы газовых изотопных масс-спектрометров с элементным анализатором (ЕА). Навески истертого образца массой ~0.1–0.6 мг помещались в тигли из оловянной фольги и при следующих параметрах элементного анализатора: температура реактора – 1000^оС, температура хроматографической колонки – 110°С, поток гелия в канале образца – 85 см³/мин, поток гелия в канале сравнения – 50 см³/мин, поток кислорода – 110 см³/мин, время напуска кислорода – 16 с, время задержки сброса образца – 20 с. Хроматографически выделенный и высушенный при помощи перхлората магния SO₂ образец поступал в газовый коммуникатор ConFlo III, в котором происходит разбавление пробы вспомогательным потоком гелия, ввод ее в ионный источник масс-спектрометра и подача в него газа-стандарта. Регистрацию аналитических сигналов и получение результатов измерений выполняли при помощи специальной компьютерной программы ISODAT NT v. 2.5 SP 2.34. Количественные данные об изотопном составе анализируемых проб получены с использованием стандартного образца NBS123 (δ¹³S = +17.1‰ vs CDT, МАГАТЭ, Австрия, Вена) для сульфидов.

Химический состав силикатных и рудных минералов и микровключений в них минеральных фаз изучался в режиме композиционного контраста на растровом электронном микроскопе JEOL JSM-6510LA c энергодисперсионным спектрометром JED-2200 (JEOL) в ИГГД РАН. Условия анализа: ускоряющее напряжение 20 кВ, сила тока 1.5 нА, ZAF-метод коррекции матричных эффектов. Микрофотографии выполнены в режимах композиционного контраста (BEС) и вторичных электронов (SEI). Использованы следующие стандартные образцы: оливин (Si, Mg, Fe), керсутит (Al), диопсид (Ca), жадеит (Na), ортоклаз (K), спессартин (Mn), двуокись титана (Ti).

Содержания редкоземельных (РЗЭ) и редких элементов (Li, P, Ca, Ti, Sr, Y, Nb, Ba, Hf, Th и U) в цирконе определялись на микрозонде Саmeca IMS-4f в Институте микроэлектроники и информатики РАН (г. Ярославль) по стандартной методике (Федотова и др., 2008) в тех же точках, в которых была изучена U-Th-Pb изотопная система. Диаметр анализируемого участка не превышал 15–20 мкм, относительная ошибка определения концентраций для большинства элементов не превышала 10–15%, порог обнаружения в среднем составлял 10 мг/т. Содержание РЗЭ нормировалось на состав примитивной мантии (McDonough, Sun, 1995).

При анализе особенностей химического состава, кроме оригинальных анализов петрогенных оксидов, редких и редкоземельных элементов представительных образцов основных типов пород Аллареченского рудного района, также были использованы опубликованные данные (Зак, 1980; Болотов и др., 1981).

Несмотря на высокую степень вторичных метаморфических изменений пород, в работе при таксономической идентификации пород используется кайнотипная терминология, так как особенности химического состава пород и сохранность в ряде случаев первичных минералов и текстур позволяют достаточно определенно устанавливать первичную природу вулкано-плутонических комплексов.

Символы минералов приведены по (Whitney, Evans, 2010).

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ РАЙОНА И ЕГО ИЗУЧЕННОСТЬ

Аллареченский рудный район расположен в северо-западной части Кольского блока Кольско-Норвежской области Фенноскандинавского щита (рис. 1). Месторождения приурочены к области развития высокометаморфизованных вулканогенно-осадочных образований Каскамско-Аннамской структуры (Вревский, 1991, 2005), слагающих узкие синклинали и моноклинали вокруг куполовидных блоков гранито-гнейсов (Копосовский, Аллареченский, Аннамский и др.) (рис. 2). Супракрустальные образования достаточно условно подразделяются на две свиты. Нижняя, копосовская свита, сложена различными парагнейсами и сланцами неустановленной мощности. Вышележащая аллареченская (или аннамская) свита состоит из полевошпатовых амфиболитов, амфиболовых, биотит-амфиболовых и биотитовых сланцев, иногда несущих текстурные признаки вулканитов, которые по составу отвечают толеитам, андезибазальтам и андезитам с прослоями туфов. Среди биотитовых и биотит-амфиболовых сланцев установлены пачки переслаивания марганцовистых (гранат-куммингтонитовые сланцы), сульфидно-углеродистых пород и железистых кварцитов (Болотов и др., 1981). К пачкам полевошпатовых амфиболитов приурочены пластовые и линзовидные тела (всего более 400) гипербазитов, которые совместно с амфиболитами рассланцованы и деформированы (Зак и др., 1972).

Рис. 1

Схематическая карта раннедокембрийских структурно-вещественных комплексов Кольско-Норвежской провинции Фенноскандинавского щита. 1 – Мурманский и Центрально-Кольский блоки с корой преимущественно архейского возраста, 2 – Беломорско-Лапландский блок с корой архейского и палеопротерозойского возраста, 3 – неоархейские зеленокаменные пояса (III – Ура-губа–Колмозеро-Воронья, IV – Терский, V – Аллареченский); 4 – вулканогенно-осадочные комплексы (2.4–1.85 млрд лет) Печенгской (I) и Имандра-Варзугской (II) интракратонных рифтогенных структур, 5 – расслоенные интрузии (~2.5 млрд лет), 6 – палеопротерозойский Лапландско-Колвицкий гранулитовый комплекс, 7 – Cu-Ni месторождения (1 – Печенгское, 2 – Мончегорское, 3 – Аллареченское, 4 – Панско-Федоровское).

Рис. 2.

Схематическая геологическая карта Аллареченского месторождения (Зак, 1980, с изменениями). 1 – биотитовые гнейсы мигматизированные, 2 – жильные и вкрапленные сульфидные руды, 3 – полевошпатовые амфиболиты аннамской свиты, 4 – рудные гипербазиты, 5 – плагиомикроклиновый гранит, 6 – линейность и полосчатость, 7 – разломы.

С гипербазитами (перидотиты и пироксениты), традиционно относящимися к интрузивным образованиям, связаны два медно-никелевых месторождения – Аллареченское и Восток – и несколько рудопроявлений (Акким, Аннама, Хихна). В ряде случаев размещение никеленосных тел гипербазитов имеет литолого-стратиграфический контроль, выраженный в переслаивании пачек ультраосновных пород с полевошпатовыми амфиболитами, амфиболовыми и биотитовыми сланцами аннамской свиты, иногда с постепенными переходами между ними (Медно-никелевые …, 1985, 1999; Виноградов и др., 1991), что позволило предположить (Вревский, 1991) связь медно-никелевых месторождений этого района с высокометаморфизованными и глубоко эродированными аналогами коматиит-толеитовых вулкано-плутонических комплексов, типичных для многих архейских зеленокаменных поясов мира (Groves, Hudson, 1981), в том числе Фенноскандинавского щита на территории Восточной Финляндии (Moilanen et al., 2019; Makkonen et al., 2017; Konnunaho, 2016).

В связи с отсутствием до настоящего времени надежных изотопных данных возраст Аллареченских рудоносных гипербазитов трактуется по-разному – от неоархейского до палеопротерозойского. Неоднозначность положения сложнодислоцированных и полиметаморфических комплексов Каскамско-Аннамской структуры в целом по шкале геологического времени определяет широкий диапазон гипотез их тектонической природы, среди которых одной из наиболее популярных является представление о гипербазитах как вскрытых эрозией подводящих каналов для рудоносной пикрит-габбро-верлитовой вулкано-плутонической ассоциации Печенги (Смолькин и др., 2018; Медно-никелевые …, 1999).

Такая же неоднозначность существует и при определении возраста и, соответственно, генетической природы сульфидного медно-никелевого оруденения – от признания его ликвационно-магматического генезиса в ребольское (т.е. неоархейское) время (Горбунов и др., 1981) до представлений о преимущественно эпигенетической природе руд, связанной с переотложением первичных бедных магматических вкрапленных руд при наложенных процессах свекофеннского (2.0–1.9 млрд лет) регионального метаморфизма (Козлов, 1973) и/или с метасоматическими процессами, в том числе сульфуризацией (Зак, 1980; Турченко, 1978, 1981). Не существует также четких критериев разделения рудных процессов, связанных с позднемагматическими стадиями эволюции рудно-силикатных систем и эпигенетического метаморфогенного рудообразования и рудного метасоматоза.

В литературе, посвященной Аллареченскому медно-никелевому месторождению, большинство исследователей выделяют три основных морфо-генетических типа руд в гипербазитах (Зак и др., 1972; Медно-никелевые …, 1999; Яковлев, 1969; Яковлев, Яковлева, 1973): сингенетические рассеяно-вкрапленные бедные руды с сидеронитовой структурой и содержанием Ni и Cu < 0.8%; эпигенетические прожилково-вкрапленные богатые (т. н. “серы”) руды с содержанием сульфидов >25% (Ni до 8% и Cu до 5%) и сульфидно-жильные богатые (массивные, сплошные или густовкрапленные) руды с содержанием Ni 13–28%, которые часто окружены ореолом богатых вкрапленных руд и в ряде случаев локализованных за пределами тел гипербазитов.

Минеральный состав руд Аллареченского месторождения типичен для большинства медно-никелевых сульфидных месторождений мира. Выделяются пентландит-халькопирит-пирротиновые, пентландитовые, пентландит-халькопиритовые, халькопиритовые и миллерит-борнит-халькопиритовые разновидности.

КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПЕТРОГРАФИЧЕСКОГО И ГЕОХИМИЧЕСКОГО СОСТАВА ОБЪЕКТОВ ИССЛЕДОВАНИЯ

Аллареченское месторождение приурочено к небольшому (рис. 2) вытянутому в субмеридиональном направлении и крутопадающему на запад пластоподобному телу гарцбургитов варьирующей мощности от 10 до 200 м. В краевых частях тел гипербазиты интенсивно серпентинизированы и амфиболитизированы, а в центральных частях породы представлены слабо измененными гарцбургитами с реликтами оливина и ортопироксена среди основной массы, сложенной роговой обманкой.

Гипербазиты Аллареченского месторождения практически повсеместно содержат неравномерную вкрапленность сульфидов. Состав руд представлен халькопирит-пентландит-пирротином-борнитом и вторичными магнетитом, пиритом, борнитом, валлеритом и маккинавитом (Gorelov, Turchenko, 1997). Интенсивно оруденелые гипербазиты, густовкрапленные и богатые сплошные жильные сульфидные руды сосредоточены в западной и северной частях рудного тела, где они образуют придонную залежь богатых сульфидных руд мощностью более 5 м. В среднем соотношение Ni/Cu/Co в рудах составляет 80/30/1. По содержанию Ni (до 28% в сплошных рудах и до 13% – в густовкрапленных) руды Аллареченского месторождения значительно превосходят руду Печенгских месторождений (3–12% Ni) и не имеют аналогов в раннем докембрии Фенноскандинавского щита (Медно-никелевые …, 1985). В то же время такие высокие содержания Ni (10–23%) являются характерной особенностью месторождений, связанных с коматиитами архейских зеленокаменных поясов Агнью и Камбалды (Западная Австралия) и Алексо (Онтарио, Канада) (Gole et al., 1989; Налдретт, 2003).

В работе для минералогических и изотопно-геохимических исследований были использованы следующие представительные образцы рудных гипербазитов из Аллареченского карьера и вмещающих пород аннамской свиты (рис. 3).

Рис. 3.

Геологическая схема строения стенки карьера Аллареченского месторождения (Турченко, 1978). 1 – биотитовые и гранат-биотитовые сланцы, 2 – то же с сульфидами, 3 – плагио-микроклиновые граниты, 4 – богатые медно-никелевые руды, 5 – массивные амфиболизированные гипербазиты, 6 – амфиболизированные оливиновые пироксениты и биотитизированные гипербазиты, 7 – биотитовые и биотит-гранатовые гнейсы, 8 – породы отвалов, 9 – точки опробования.

Гарцбургит (обр. alla 19-1, alla 18) с бедной сингенетической пирротин-пентландитовой вкрапленностью. Минеральный состав: оливин Fo₇₂ (50–60%) образует крупные до 5 мм частично серпентинизированные изометричные зерна и более мелкие (0.5–0.7 мм) пойкилитовые включения в ортопироксене (20–30%), который образует интерстиционные выделения среди зерен оливина. Пойкилитовые структуры и приуроченность пироксена к межзерновым пространствам свидетельствуют о более ранней кристаллизации оливина. Вторичные минералы представлены серпентином, актинолитом, хлоритом. Выделения пирротина, пентландита, редко халькопирита, между зернами силикатов образуют сидеронитовую структуру вкрапленных руд, а также формируют округлые сульфидные шлиры. В ряде случаев сидеронитовое вкрапленное оруденение постепенно переходит в богатые прожилково-вкрапленные пентландит-халькопирит-пирротиновые руды (обр. alla 19-2), а также в сплошные халькопиритовые руды (обр. alla 19-3), состоящие на 90% из халькопирита с примесью (5–10%) пирита, пентландита и пирротина

Особенностью химического состава гипебазитов Аллареченского месторождения (табл. 1) являются низкое значение титанистости (TiO₂ = 0.32–0.46 мас. %) и CaO/Al₂O₃ отношение (~1), повышенная железистость (FeO* = 14–15 мас. %) и, соответственно, магнезиальность (Мg# = 0.83–0.81). Высокожелезистый состав гипербазитов связан с составом оливина с большой долей фаялитовой (Fa_24.2–28.3) составляющей (табл. 2). Эти характеристики минералогического и геохимического состава перидотитов Аллареченского месторождения позволяют отнести их к аналогам кумулятивных разновидностей “Al-деплетированных” и высокожелезистых (Al₂O₃/TiO₂ < 20, CaO/Al₂O₃ ~ 1.1, (Gd/Yb)_N = 0.84–1.46, FeO* = 10–15 мас. %, Мg# = = 0.83–0.81) коматиитов неоархейского зеленокаменного пояса Ура-губа–Колмозеро-Воронья (рис. 4), которые в свою очередь являются уникальными по этим параметрам среди коматиитов архейских зеленокаменных поясов не только Фенноскандинавского щита, но и других древних кратонов континентов (Вревский, 2018).

Рис. 4.

Вариационные диаграммы петрогенных оксидов для неоархейских базит-гипербазитовых вулкано-плутонических ассоциаций Каскамско-Аннамской и Ура-губа-Колмозеро-Вороньинской структур Кольско-Норвежской области Фенноскандинавского щита. 1–3 – Каскамско-Аннамская структура (1, 2 – базит-гипербазитовый вулкано-плутоническая ассоциация Аллареченского месторождения: 1 – составы представительных образцов из табл. 1, 2 – литературные данные (Зак, 1980; Болотов и др., 1981); 3 – метавулканиты аннамской свиты); 4 – коматиит-толеитовая вулкано-плутоническая ассоциация Урагубской зеленокаменной структуры, 5 – то же Колмозеро-Вороньинской структуры.

Часть гарцбургитов с пониженной кремнекислотностью (SiO₂ ~ 40 мас. %, рис. 4), вероятно, может быть связанa с их кумулятивной природой при эволюции первичных рудно-силикатных расплавов – продуктов частичного плавления верхнемантийного субстрата или с процессами серпентинизации, амфиболизации и оталькования гипербазитов.

Гипербазиты характеризуются чрезвычайно низким общим уровнем содержания РЗЭ ((ΣРЗЭ)_N ~ 2.9) (табл. 1) и в целом нефракционированным характером распределения РЗЭ ((Ce/Yb)_N ~ ~ 0.86 ± 0.2). Такие особенности распределения и низкая концентрация РЗЭ характерна для ранее выделенного (Вревский и др., 2003) первого геохимического типа коматиитов Полмос-Поросозерской, Урагубской, Палаламбинской, Совдозерской и Костамукшской неоархейских зеленокаменных структур Фенноскандинавского щита.

Амфиболизированный рудный оливиновый пироксенит (обр. alla 19-1/3, alla 19-1/3а и alla 19-1/2) из краевой части рудного тела в основании Аллареченского карьера. Минеральный состав: бронзит (20–25%), реликты серпентинизированного оливина Fo₇₁ (40–70%), плагиоклаз (до 5%), магнетит (10–15%), гранат (Alm_52.9Prp_46.6Grs_0.5) (5–10%) (табл. 2); вторичные минералы: актинолит, серпентин, тальк, флогопит, клиноцоизит и хлорит. Наряду с мелкой рудной вкрапленностью, в породе появляются участки массивных богатых руд, состоящих из крупнозернистых агрегатов рудных минералов пентландита, халькопирита, пирротина и магнетита, вплоть до формирования богатых жильных рудных тел.

Пироксениты по сравнению с перидотитами менее железистые и магнезиальные (Мg# = = 0.77–0.79), имеют сходные значения отношений CaO/Al₂O₃ ≤ 1 и Al₂O₃/TiO₂ < 20 и по составу петрогенных оксидов могут быть отнесены к коматиитовой серии. Нормированное распределение РЗЭ в оливиновых пироксенитах характеризуется умеренно-фракционированным распределением ЛРЗЭ ((Ce/Sm)_N = 1.9–2.8), слабофракционированным распределением ТРЗЭ ((Gd/Yb)_N = 1.2–1.8) и невысоким общем уровнем содержания РЗЭ ((ΣРЗЭ)_N = 8–13) (табл. 1, рис. 5).

Рис. 5.

Нормированное к примитивной мантии (ПМ) распределение редкоземельных элементов в породах Аллареченского месторождения. Номера образцов соответствуют таковым в табл. 1.

Использование составов ортопироксена из гарцбургита и оливинового пироксенита для оценки Р-Т условий их кристаллизации с использованием геотермобарометров (Brey, Köhler, 1990; Mercier, 1980) позволило установить температуру ликвидуса расплава не менее 1200°С (1211–1445°С) при давлении в интервале 3.5–4.1 кбар (табл. 3). Полученные оценки температуры кристаллизации гипербазитов значительно выше расчетных температур ликвидуса (900–1059°С) ортопироксенитов и норитов Мончетундровского массива (Чащин и др., 2020) и близки к температурам ликвидуса коматиитов 1500–1600°С (Green, 2015; Sobolev et al., 2016).

Полевошпатовые амфиболиты (обр. alla 19-1/2, -1/4, -1/5) аннамской свиты из северной части карьера (вне рис. 3), окружающие тело рудоносного гипербазита, по составу варьируют от анхимономинеральных (95–80% Hbl + 5–10% Cpx ± Pl, Bt) до плагиоамфиболитов (30–40% Pl № 35–40) иногда с гранатом и пироксеном. Вблизи с телами перидотитов в амфиболитах развивается бедное мелковкрапленное пиритовое и халькопиритовое оруденение.

По составу амфиболиты варьируют от коматиита с MgO = 19.34 мас. % (обр. alla 19-1/2) и коматиитового базальта (обр. alla 19-1/4 с MgO = 11.94 мас. %) до толеитового базальта (обр. alla19-1/5) (табл. 1). Так же, как и гипербазиты Аллареченского месторождения, вмещающие амфиболиты аннамской свиты являются высокожелезистыми метавулканитами, аналогичными коматиит-толеитовой серии неоархейского зеленокаменного пояса Ура-губа–Колмозеро-Воронья.

Концентрации и характер спектров распределения РЗЭ в амфиболите из контакта с рудными перидотитами существенно отличаются от последних более высоким общим уровнем содержания ((ΣРЗЭ)_N =16.73) и нефракционированным распределением РЗЭ (Ce/Yb)_N = 1.14) (табл. 1, рис. 5).

На (La/Yb)_N/Yb_N и Y–Zr вариационных диаграммах (рис. 6) фигуративные точки составов пород базит-гипербазитового комплекса Аллареченского рудного района соответствуют трендам изменения концентраций этих элементов в коматиит-толеитовой серии зеленокаменного пояса Ура-губа–Колмозеро-Воронья.

Рис. 6.

Вариационные диаграммы Yb_N–(La/Yb)_N и Zr–Yb. Условные обозначения см. на рис. 4.

РЕЗУЛЬТАТЫ ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ И ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

U-Th-Pb датирование (SHRIMP-II) циркона. Из образца рудного оливинового пироксенита (обр. alla 19-1/3) массой около 2 кг с богатой пентландит-пирротиновой минерализацией была выделена однородная по морфологии и строению популяция кристаллов циркона в количестве более 40 зерен и размером 150–250 × 120–150 мкм. Трещиноватые зерна циркона имеют удлиненный призматический габитус, темно-коричневую окраску и тонкую осцилляционную зональность. Кристаллы часто содержат микровключения силикатных и рудных минералов (рис. 7б).

Рис. 7.

График с конкордией для цирконов из рудного оливинового пироксенита (alla 19-1/3) Аллареченского месторождения и катодолюминесцентные изображения циркона (а). Цифры на фото (б) соответствуют аналитическим точкам в табл. 4 , диаметр кратера ~20 мкм.

Проведенное U-Th-Pb датирование цирконов на ионном микрозонде SHRIMP-II позволило установить, что аналитические точки образуют дискордию с верхним пересечением, соответствующим возрасту 2718 ± 7 млн лет и нижним – 593 ± 9 млн лет (СКВО = 1.3) (рис. 7а). Два зерна циркона (ан. т. 24.1 и 26.1 в табл. 4) имеют конкордантные значения ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраста – 2720 ± 7 и 2714 ± ± 89 млн лет соответственно.

Полученные результаты коренным образом отличаются от общепринятых представлений о возрасте пород и руд Аллареченского рудного района и естественно определяют критическое отношение к интерпретации возрастa месторождения. В качестве альтернативной интерпретации может служить ксеногенное происхождение циркона, захваченного ультраосновными расплавами из вмещающих архейских гнейсов.

Геохимический состав циркона. Учитывая возможность ксеногенного происхождения циркона, захваченного ультраосновными расплавами из вмещающих архейских гнейсов, для определения его генетической природы было проведено исследование состава редких и редкоземельных элементов в точках локального U-Th-U датирования (SHRIMP-II), а также химического состава микровключений рудных и силикатных минералов в цирконе.

В выборке из пяти кристаллов циркона распределение РЗЭ характеризуется близкими содержаниями с фракционированным (магматическим) (Hoskin, Schaltegger, 2003; Belousova et al., 2006; Федотова и др., 2008) распределением ТРЗЭ ((Lu/Gd)_N = 7–21), положительной Се- (${\text{Ce}}_{{\text{N}}}^{*}$ = = 1.8–8.8) и отрицательной Eu- (${\text{Eu}}_{{\text{N}}}^{*}$ = 0.64–0.80) аномалиями (табл. 5, рис. 8), за исключением аналитической точки 12.1 (${\text{Eu}}_{{\text{N}}}^{*}$ = 1.2), с наибольшим в изученной выборке кристаллов циркона процентом дискордантности (19%) и повышенными содержаниями, мкг/г: Ca 14.5, Sr 18.82, Y 1130 и Th 389. Все зерна циркона характеризуются малыми вариациями высокого содержания Hf (11170–12790 мкг/г) и низкими значениями Th/U отношения (0.3–0.4).

Рис. 8.

Нормированное к примитивной мантии (ПМ) распределение редкоземельных элементов в цирконе из рудного оливинового пироксенита (обр. alla 19-1/3) Аллареченского месторождения. Цифры соответствуют аналитическим точкам в табл. 4 .

Минералогия микровключений в цирконе. Результаты изучения микровключений размером 10–20 мкм в кристаллах циркона позволили идентифицировать, наряду с силикатными минералами (биотит, плагиоклаз и апатит) (табл. 6), присутствие также и рудных минералов (халькопирит, пентландит и алтаит) (рис. 9).

Рис. 9.

Микрофотографии кристаллов циркона из рудного оливинового пироксенита (обр. alla 19-1/3) Аллареченского месторождения с минеральными микровключениями в режиме BSE COMPO (JEOL-JSM-6510 LA). Окружности белого цвета – места локального изотопного анализа (SHRIMP-II). Ap – апатит, Bt – биотит, Pl – плагиоклаз, Pn – пентландит, Ccp – халькопирит, Chl – хлорит.

Состав рудных минералов (табл. 7) в микровключениях, в частности пентландита, аналогичен по содержанию рудных компонентов сульфидам вкрапленного оруденения (табл. 8, 9). Состав плагиоклаза (An_7.6Ab_92.1Or_0.3) в микровключениях (табл. 6) аналогичен составу плагиоклаза (An_6.0 Ab_93.7Or_0.3) вмещающего оливинового пироксенита (табл. 9).

Sm-Nd изотопная систематика. Исследование Sm-Nd изотопной системы в гипербазитах Аллареченского рудного поля (табл. 10) позволило получить более полную характеристику магматических источников ультраосновных пород и их метаморфических преобразований. Интерпретация результатов Sm-Nd изотопной систематики метагипербазитов Аллареченского рудного района (Аллареченское, Восток, Хихна, Руниеки) свидетельствует о генерации их первичных расплавов из мантии, существенно более деплетированной (ε_Nd(T) = +7.0 ± 0.4), чем мантийные источники никеленосных вулкано-плутонических комплексов Печенги (ε_Nd(T) от +0.5 до –3.0) (Скуфин, Баянова, 2006; Hanski et al., 2014).

Re-Os изотопная систематика. Re-Os изотопная система (табл. 11) была изучена в образце амфиболизированного рудного оливинового пироксенита (обр. alla 19-1/3) и выделенных из него монофракций пентландита и пирита. Полученные значения ¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os – 0.2270–0.1929 значимо отличаются как от типично коровых значений ($ \gg $1), так и от значений для мантийных перидотитов (0.11163–0.14229) из ксенолитов кимберлитов Фенноскандинавского щита (Peltonen, Brügmann, 2006), что может означать смешение двух типов мантийных источников или являться результатом аккумуляции радиогенного осмия при формировании рудных пироксенитов.

Изотопный состав серы сульфидов в различных типах руд в гарцбургитах (табл. 12, №№ 1–6) и рудном оливиновом пироксените (табл. 12, №№ 7, 8) Аллареченского месторождения варьирует в узких пределах от + 5.5 до + 5.8‰, что принципиально отличает их от изотопного состава серы в рудах Печенгских месторождений, которые существенно обогащены легким изотопом (от –0.3 до –0.1) (Пушкарев и др., 1984).

Узкий диапазон (±0.3‰) вариаций изотопного состава серы в различных типах руд Аллареченского месторождения указывает на однородный источник серы и, следовательно, на генетическое родство всех типов сульфидных руд.

Повышенное относительно мантийного стандарта троилита из железного метеорита “Сanyon Diablo” (Rye, 2005) содержание тяжелого изотопа серы находится в пределах вариаций значений для архейских коматиитов, базальтов СОХ и некоторых метеоритов (Ripley, Li, 2003), а ограниченное бактериальное изотопное фракционирование изотопов серы при архейском осадконакоплении не позволяет однозначно судить о природе сульфидных руд. Существуют также представления (Криволуцкая, 2014) о гетерогенности мантии относительно тяжелого изотопа серы для Норильских месторождений. Утяжеление изотопного состава серы сульфидов может быть также связано с изотопным фракционированием при многостадийном плавлении сульфидсодержащего мантийного источника за счет обогащения легкоплавких базальтовых выплавок легким изотопом серы (Лихачев, 2006)

Учитывая такого рода генетические неопределенности, установленные узкие (±0.3‰) вариации величины δ³⁴S в различных типах руд Аллареченского месторождения могут определенно свидетельствовать, что наложенный высокоградиентный амфиболитовый метаморфизм дистен-силлиманитовой фациальной серии и инфильтрационный метасоматоз регрессивной стадии не имели существенного влияния на эпигенетическое перераспределение рудного вещества и фракционирование изотопов серы при формировании сплошных и жильных руд.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Так как для сложнодислоцированных и полиметаморфических раннедокембрийских комплексов диапазон условий образования медно-никелевых руд может быть полигенетическим, от кристаллизации собственно сульфидного расплава, через высокотемпературное эпигенетическое перерождение и перераспределение рудного вещества, до их формирования из метасоматических и гидротермальных рудных растворов, то ни одна из соответствующих гипотез генезиса руд в ограниченной трактовке не может претендовать на универсальность, так как каждая из них может объяснить только одну из стадий формирования месторождений. Тем не менее полученные изотопно-геохимические данные позволяют по-новому интерпретировать возраст, генетическую и тектоническую природу пород и руд Аллареченского рудного.

Полученный неоархейский возраст (2718 ± 7 млн лет) для ультрамафитов и связанного с ними сингенетического Cu-Ni оруденения и особенности геохимического и изотопного состава базит-гипербазитового комплекса Аллареченского рудного района дают основание рассматривать их в качестве высокометаморфизованных и глубоко эродированных аналогов коматиит-толеитовых вулкано-плутонических комплексов, типичных для многих архейских зеленокаменных поясов мира и, в частности, с близкими по возрасту (Вревский, 2018) комплексами Урагубско-Колмозеро-Вороньинского зеленокаменного пояса Кольско-Норвежской области Фенноскандинавского щита. Следовательно, Аллареченское месторождение сульфидных Cu-Ni руд можно отнести к синвулканическому классу (Западно-Австралийский формационный тип) (Соколова, Рундквист, 1985) со сложной структурно-метаморфической историей преобразования пород и руд.

Эта аналогия позволяет по-новому проинтерпретировать и ряд геологических взаимоотношений пород и руд в Аллареченском рудном районе, которые многократно описывались в литературе. Прежде всего, это относится к задокументированным примерам согласного залегания гипербазитов и полевошпатовых амфиболитов, мономинеральных амфиболитов и биотитовых сланцев аннамской свиты, иногда с постепенными переходами между ними (Медно-никелевые …, 1985, 1999; Виноградов и др., 1991). Особенно четко такое взаимоотношениe рудоносных гипербазитов с пироксенсодержащими амфиболитами выражено в строении горизонта 130 м Аллареченского месторождения (Медно-никелевые …, 1985) (рис. 10). Такие взаимоотношения могут рассматриваться как результат переслаивания коматиитовых и толеитовых гипабиссальных расплавов при их одновременном внедрении.

Рис. 10.

Схема геологического строения (план горизонта 130 м) Аллареченского месторождения (Медно-никелевые …, 1985). 1 – морена, 2 – сплошные сульфидные руды, 3 – интенсивно оруденелые перидотиты, 4 – перидотиты с рядовыми вкрапленными рудами, 5 – перидотиты, 6 – плагиомикроклиновые гранито-гнейсы, 7 – плагиогранито-гнейсы, 8 – биотитовые гнейсы, копосовская свита, 9 – полевошпатовые амфиболиты, аннамская свита, 10 – тектонические нарушения.

Учитывая полихронную историю метаморфических преобразований Кольско-Норвежской области в архее, представляется возможной иная интерпретация ряда особенностей размещения рудных залежей и, в частности, локализации руд за пределами тел гипербазитов во вмещающих гнейсах и амфиболитах. Такие соотношения обычно рассматривались как очевидный признак эпигенетического, метаморфогенного переотложения первичных бедных магматических вкрапленных руд при наложенных процессах свекофеннского (2.0–1.9 млрд лет) регионального метаморфизма и/или связывались с метасоматическими процессами, в том числе сульфуризацией. Однако установленные узкие (±0.3‰) вариации величины δ³⁴S в различных типах руд Аллареченского месторождения могут определенно свидетельствовать, что наложенный высокоградиентный амфиболитовый метаморфизм дистен-силлиманитовой фациальной серии и инфильтрационный метасоматоз регрессивной стадии метаморфизма не имели существенного влияния на эпигенетическое перераспределение рудного вещества и фракционирование изотопов серы при формировании сплошных и жильных руд. Кроме того, метаморфическая регенерация сидеронитовых (первичномагматических) руд с высвобождением силикатного Ni при серпентинизации и сульфуризации должна выражаться в появлении свободного кремнезема, чего не наблюдается в Аллареченском месторождении.

Для месторождений, связанных с коматиитами, характерным является строение главных частей рудных залежей, подчиняющееся динамике турбулентного движения расплавов, что в целом свидетельствует о разделении сульфидного и силикатного расплавов еще в глубинных условиях, а также обуславливает локализацию сульфидных Cu-Ni руд не только в основании коматиитовых потоков, но в виде самостоятельных тел за их пределами, что задокументировано в целом ряде случаев на месторождениях, связанных с коматиитами неоархейских зеленокаменных поясов кратона Илгарн. Основной объем руд Аллареченского месторождения сконцентрирован в придонной части рудного тела перидотитов, что, вероятно, обусловлено их кумулятивной природой. Строение рудных тел Аллареченского месторождения во многом аналогично геологической ситуации неоархейского месторождения Агнью (рис. 11), где сульфидные руды связаны с кумулятивными дунит-гарцбургитовыми телами из подводящих каналов (фидеров) коматиитовых потоков (Vukmanovic et al., 2014; Cas et al., 2013).

Рис. 11.

Геологическая карта южной части рудного района Камбалда и рудных тел Форстер и Джен (Налдрет, 2003). 1 – протерозойские дайки, 2 – интрузии кислого и среднего состава, 3 – кислые вулканиты, переслаивающиеся с осадками, 4 – перекрывающие коматииты базальты, 5 – ультрамафитовые коматиитовые лавы, 6 – подстилающие коматииты базальты, 7 – пачки осадочных пород, 8 – тела Cu-Ni сульфидных руд, 9 – рудопроявления, 10 – разломы.

Полученные данные о неоархейском возрасте гипербазитов Аллареченского медно-никелевого месторождения и особенности состава метавулканитов аннамской свиты, аналогичные таковым одновозрастных метавулканитов коматиит-толеитовой серии Ура-губско-Колмозеро-Вороньинского зеленокаменного пояса, однородный изотопный состав серы сульфидов всех типов руд с высокими значениями тяжелого изотопа δ³⁴S – дают основание полагать, что вулканогенно-осадочные толщи и ассоциирующие с ними гипербазиты Аллареченского рудного района представляют собой глубоко эродированный аналог неоархейского зеленокаменного пояса. Высокая концентрация Ni в рудах Аллареченского месторождения также является характерным признаком для месторождений, связанных c коматиитами архейских зеленокаменных поясов Камбалды (Западная Австралия) и Алексо (Онтарио, Канада) (Налдретт, 2003).

Таким образом, некоторые характерные черты морфологии рудных тел Аллареченского месторождения, скорее всего, связаны с первично-магматическими процессами формирования рудных концентраций, а свекофеннское тектоно-термальное событие, широко проявленное в Кольско-Норвежской области Фенноскандинавского щита и связанное с формированием Пасвик-Полмак–Печенга–Кеулик-Кенирим интракратонного рифта и Лапландского гранулитового пояса, в Аллареченском рудном районе привело в основном к фрагментации и будинированию рудных тел гипербазитов, рассечению их пегматитовыми и гидротермальными эпидот-карбонатными жилами и высокоградиентному амфиболитовому метаморфизму. Вероятно, именно с этими процессами связано присутствие в безрудном амфиболовом гарцбургите участка Акким акцессорного циркона с U-Pb возрастом 1918 ± 29 млн лет (Скуфьин, Баянова, 2006), который соответствует интервалу значений К-Ar изотопного возраста (1810–2130 млн лет) по амфиболу и биотиту в породах Аллареченского месторождения (Турченко, 1978).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Для Кольско-Норвежской области Фенноскандинавского щита установлен неоархейский возраст крупного медно-никелевого Аллареченского месторождения, связанного с метаморфизованными и глубоко эродированными вулкано-плутоническими комплексами – возрастными и формационными аналогами зеленокаменных поясов архея.

Таким образом, можно полагать, что в пределах Кольско-Норвежской области (в современных ее очертаниях) Фенноскандинавского щита в интервале времени 2.75–1.9 млрд лет, в масштабах геодинамических процессов плюм-литосферного взаимодействия, практически в одной точке существовала мантийная аномалия в отношении Ni, Cu и ЭПГ. Минерагеническая продуктивность этой аномалии служила источником рудного вещества трех раннедокембрийских эпох медно-никелевого рудообразования и формирования неоархейских (~2750 млн лет) месторождений Аллареченского рудного поля, палеопротерозойских (~2500 млн лет) месторождений (Мончегорское и Панско-Федоровское) и месторождений Печенгской группы (~1900 млн лет).

Особенности состава базит-гипербазитового комплекса Аллареченского рудного района позволяют полагать, что входящие в его состав разновидности пород являются членами коматиит-толеитовой вулкано-плутонической серии, первичные высокожелезистые коматиитовые расплавы которой являлись продуктом частичного равновесного плавления при повышенных давлениях и температурах деплетированной (ε_Nd(T) = +7.0 ± 0.4) верхней мантии, что в целом характерно для неоархейского мантийного магматизма зеленокаменных поясов Кольско-Норвежской области Фенноскандинавского щита (Вревский и др., 2003). Как было показано ранее (Вревский, 1991), наиболее эффективным механизмом экстракции сульфидных рудных компонентов из верхней мантии при генерации коматиитовых расплавов является двустадийное частичное плавление, которое приводит к резкому повышению концентрации сульфидов в реститах первого акта плавления. Учитывая необходимое продолжительное время для диффузионной миграции и коалесценции сульфидов в значительные массы, которые способны к перемещению, предпочтительным для их повышенной концентрации в расплавах является плавление первично деплетированного вещества мантии при давлении >4 ГПa, примером чего являются перидотиты Аллареченского месторождения.

Несмотря на сложное геологическое строение базит-гипербазитового комплекса Аллареченского месторождения, связанное с наложенными палеопротерозойскими тектоническими процессами буддинирования и фрагментации (рис. 2, 3) некогда единого магматического тела, полученные результаты и данные предшествующих исследователей позволяют считать, что сульфидное оруденение локализовалось в дифференцированном гипабиссальном теле гипербазитов, варьирующих по составу от коматиита до коматиитового базальта.