Петрология, 2021, T. 29, № 6, стр. 569-587

ВВЕДЕНИЕ

Проблемы образования Cu-Ni-ЭПГ сульфидных месторождений, связанных с крупными расслоенными интрузивами, включают расшифровку механизмов локализации скоплений и рудных залежей сульфидов, которые зависят от условий силикатно-сульфидной несмесимости как фактора зарождения протосульфидных жидкостей (Naldrett, 2004, 2011). При этом принимается, что источником основных металлов (Fe-Ni-Cu-Co) и платиноидов являются сами магмы, из которых эти элементы экстрагируются в сульфидную фазу. Такое разделение на динамический (транспортные явления) и физико-химический (P-T параметры, составы магм и т.п.) аспекты рудообразования предполагает взаимосвязь динамики интрудирования магм в конкретной геолого-тектонической обстановке с процессами миграции несмесимых сульфидов в кристаллизующихся магмах и кумулатах (Радько, 1991, 2016; Maier, 2001, 2005; Лихачев, 2006; Song et al., 2011; Chung, Mungall, 2009; Barnes et al., 2016; Robertson et al., 2016; Mao et al., 2018; Wang et al., 2020; Yao, Mungall, 2021). В обоих случаях критически важное значение приобретает оценка начала силикатно-сульфидной несмесимости, по существу – ответ на вопрос о факторах, определяющих относительно ранее или позднее появление в магмах первых сульфидных глобул. К главным факторам относятся понижение растворимости сульфидной серы (sulfur concentration at sulfide saturation, SCSS) по мере фракционирования мафит-ультрамафитовых магм и возможность коровой контаминации, включая эффекты понижения SCSS при их взаимодействии с более кислыми породами и/или привнос серы в магматические системы из вмещающих толщ. С середины 60-х годов прошлого столетия “фактор привноса серы” рассматривался как определяющий зарождение и накопление в магматических системах сульфидов, независимо от типа и масштабов Cu-Ni-ЭПГ месторождений (Naldrett, 2004, 2011). В последнее десятилетие эта позиция звучит не столь категорично.

С одной стороны, накоплен опыт экспериментального моделирования и термодинамических расчетов SCSS (Li, Ripley, 2009; Baker, Moretti, 2011; Ariskin et al., 2013, 2018а; Fortin et al., 2015; Kiseeva, Wood, 2015), которые показывают, что влияние кислых контаминантов на растворимость серы незначительно. С другой – исследования различных рудоносных вулкано-плутонических комплексов приводят к выводу, что дополнительное поступление серы в магмоводы и магматические камеры не является условием, необходимым для начала сульфидной ликвации. Ювенильной серы, как правило, достаточно для насыщения магм протосульфидными расплавами уже после 20–30% кристаллизации силикатов (Maier, Groves, 2011; Ariskin et al., 2016, 2018a, 2018b). В итоге сформировалось мнение, что поступление коровой серы в ортомагматические системы определяет образование гигантских и других экономически важных Cu-Ni-сульфидных месторождений, тогда как менее крупные рудопроявления и залежи сульфидного вещества могут формироваться в нижних частях магматических камер и подводящих каналах как результат кристаллизации исходных магм (Ripley, Li, 2013; Karikovski et al., 2018; Арискин и др., 2018). Некоторые авторы отрицают значение коровой контаминации, даже в случае гигантских месторождений (Krivolutskaya, 2016).

Эта ситуация предполагает разнообразие условий образования сульфидов для конкретных интрузивных комплексов, а решение генетических задач определяет возможность расчета линий эволюции SCSS по мере кристаллизации первичных и контаминированных мафит-ультрамафитовых магм, включая использование критериев контаминации при оценке масштабов явления. Настоящая статья посвящена анализу этих проблем на примере рудоносных плагиоперидотитов Байкальского Cu-Ni-сульфидного месторождения в Северном Прибайкалье – с использованием новых данных по изотопному составу серы в сульфидах.

РУДОНОСНОСТЬ ДОВЫРЕНСКОГО ИНТРУЗИВНОГО КОМПЛЕКСА

Байкальское месторождение было открыто по результатам поисково-разведочных работ на Йоко-Довыренском массиве, которые проводились в 1963–1964 гг. Байкальской комплексной партией Северо-Байкальской экспедиции под руководством Л.М. Бабурина (Бабурин, 1964). Этот крупный расслоенный интрузив расположен примерно в 60 км от северной оконечности оз. Байкал и выражен в рельефе протяженным хребтом (голец Довырен), который разделяет бассейны рек Тыя, Ондоко и Олокит и вытянут на северо-восток под углом 45°–50°. Река Ондоко прорывает интрузивные породы на юго-западном фланге, где замыкание массива представлено породами, слагающими другой менее высокий голец – Йоко. На геологических картах Йоко-Довыренский массив представляет круто падающее (80°–90°) линзовидное тело размером ∼26 × 3.5 км, залегающее субсогласно с вмещающими карбонатно-терригенными отложениями ондокской серии Сыннырского рифта (Гурулев, 1965; Конников, 1986; Кислов, 1998; Рыцк и др., 2002). Возраст интрузивных пород Довыренского комплекса составляет 724–728 млн лет (Арискин и др., 2013; Ernst et al., 2016).

Результаты геофизических исследований показывают, что региональная площадь интенсивных положительных аномалий силы тяжести в редукции Буге в несколько раз превышает площадь выходов Йоко-Довыренского массива на дневную поверхность (Турутанов и др., 2013). Обработка гравиметрических данных с использованием методов трехмерного моделирования показывает, что в современном залегании интрузив представляет протяженное и уплощенное тело (шириной в 2–3 раза выше максимальной стратиграфической мощности пород массива) с обширной неэкспонированной кровлей на глубинах 500–1000 м. Судя по интенсивности гравитационных аномалий массив продолжается в северо-восточном направлении и на расстоянии около 10 км от северо-восточного замыкания на поверхности переходит на глубине в еще одно тело мощностью до 1–1.5 км (Турутанов и др., 2013). Можно предположить, что это промежуточная камера, связывающая главный интрузив с потоками низко-Ti андезибазальтов сыннырской свиты, которые венчают ондокскую серию в составе толщи вулканогенно-осадочных пород (Мануйлова, Зарубин, 1981).

В зависимости от принятой разницы между плотностью пород массива и вмещающих толщ глубина залегания подошвы массива варьирует от 1.5–2 до 3 км. Заметим, однако, что геофизические реконструкции безотносительны к первичному залеганию и стратиграфии пород массива. Иными словами, гравиметрическое представление “кровли” и “подошвы” плохо согласуется с положением реальных контактов интрузива на поверхности, вследствие повернутой вертикально стратиграфической последовательности. Таким образом, изопахиты погребенной кровли массива захватывают участки, удаленные на несколько километров от экспонированных нижнего и верхнего контактов. Возможно, что положительные гравитационные аномалии по периферии главной камеры массива могут отражать распространение сопутствующих даек габброноритов и плагиоперидотитовых силлов¹¹.

Богатые руды Байкальского месторождения сосредоточены за пределами главного интрузива – в силлах, подстилающих и смыкающихся с его гипербазитовым основанием в срединной части (Кислов, 1998; Орсоев и др., 2018; Пшеницын и др., 2020, 2022). Эти наблюдения согласуются с выводами о локализации сульфидов в промежуточных камерах и ответвлениях магмоводов (см. выше) и основаны на результатах выделения и детального изучения четырех рудных полигонов: Озерный (СВ окончание Довырена), Центральный и Большой (по названиям ручьев в наиболее мощной центральной части) и Рыбачий (ЮЗ окончание), см. (Бабурин, 1964). Последующие поисковые работы на Йоко-Довыренском массиве носили ограниченный характер (А.Г. Крапивин в 1976–1979 гг., В.В. Клеткин в 1986–1990 гг.); после доразведки А.Г. Степиным в 1989–1993 гг. прогнозные ресурсы Байкальского месторождения были оценены как 147 тыс. т Ni, 51.01 тыс. т Cu и 9.47 тыс. т Co (Kislov, Khudyakova, 2020). В итоге оно переведено в разряд забалансовых.

Тем не менее интерес к проблемам рудообразования на примере Довыренского интрузивного комплекса не снижается. В серии публикаций последних лет (см. работы А.А. Арискина, Е.В. Кислова, Д.А. Орсоева, И.В. Пшеницына, Э.М. Спиридонова) авторы вновь и вновь обращаются к сульфидоносным породам и рудам этого уникального объекта. Обусловлено это широким разнообразием типов Cu-Ni-ЭПГ-сульфидной минерализации, закономерностями распределения ареалов вкрапленности вблизи сульфидных руд, открытием новых участков ЭПГ-минерализации (Арискин и др., 2020). При этом получили развитие новые методы исследований, включая моделирование кристаллизации сульфидонасыщенных магм и прикладные аспекты рентгеновской компьютерной томографии – КТ (Ariskin et al., 2016, 2018a, 2018b, 2018c; Корост и др., 2019). Особый интерес вызывают исследования пород, содержащих глобулярные сульфиды, которые установлены вблизи нижних контактов рудоносных силлов/апофиз и указывают на внутрикамерное зарождение несмесимых сульфидов на стадии, предшествующей их сегрегации и образованию крупных залежей (Пшеницын и др., 2020). Здесь были приведены результаты КТ-исследований сульфидных глобул и неправильных агломераций – вплоть до образования сидеронитовых структур, даются оценки состава протосульфидных расплавов с целью выявления возможных корреляций структурно-минералогических типов рудоносных пород и их изотопно-геохимических характеристик.

ПРЕДШЕСТВУЮЩИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ ИЗОТОПНОГО СОСТАВА СЕРЫ

Первые оценки изотопных отношений серы для сульфидоносных пород рудопроявления массива Довырен пришлись на середину 60-х годов прошлого столетия, когда для 10 представительных образцов пирротина был установлен диапазон –0.6 ≤ δ³⁴S ≤ +3.4‰, в среднем +1.8‰ (Виноградов, Гриненко, 1964). Эти измерения были проведены на одном из первых советских газовых масс-спектрометров МС-2М (1953 г.); затем в эксплуатацию были приняты более совершенные приборы серийной линии Сумского завода – МИ1201 (1969–1971 гг.) и МИ1305 (Израилевич и др., 2003). Внедрение этой техники совпало с развитием методов выделения серы из сульфидных минералов в виде SO₂, в ГЕОХИ РАН (г. Москва) – путем ступенчатого высокотемпературного нагрева в вакуумной установке смеси растертых проб и высокочистого пентаоксида ванадия V₂O₅ с последующей очисткой газовой смеси от СО₂ и воды. Подобные методы получили распространение в других научных организациях бывшего Советского Союза. В частности, С.А. Гурулев с соавторами (1978) привели данные об изотопном составе серы в пирротине для семи образцов рудоносных плагиоперидотитов Йоко-Довыренского массива, которые показали более узкий диапазон –0.5 ≤ ≤ δ³⁴S ≤ +1.05‰, в среднем +0.3 ± 0.5‰ (аналитик М.Ш. Кавиладзе, Республиканский центр изотопных исследований, г. Тбилиси). В диссертации (Гриненко, 1986) представлены результаты для 34 образцов убого минерализованных пород, представляющих зоны верхнего и нижнего эндоконтактов и пяти главных стратиграфических зон интрузива. Содержание серы для 2/3 части образцов не превышали 0.01 мас. %, остальные составляли менее 0.3 мас. %. Для прикровельных и закаленных пород с нижнего контакта были установлены значительные вариации δ³⁴S: от –3.8 до +14.9‰, тогда как составы большинства пород расслоенной серии попали в более узкий диапазон +(0.2–4)‰, в среднем 3.3 ± 0.7‰ (Гриненко, 1986).

Примерно в то же время в тбилисской лаборатории был получен представительный массив данных для 45 фракций пирротина и халькопирита (в одном случае сфалерита) из разных типов сульфидного оруденения (Качаровская и др., 1986). Новые образцы рудоносных плагиоперидотитов дали низкие значения δ³⁴S (в среднем +0.12), тогда как габбронориты с сульфидной вкрапленностью показали тенденцию обеднения тяжелым изотопом ³⁴S (‒0.38 ± 0.95‰). Средние оценки для массивных и бречированных руд составили +0.89 ± 1.32 и +1.22 ± 0.78‰ соответственно. Последующие работы на довыренских образцах проводились в лаборатории изотопных исследований и геохронологии Аналитического центра ОИГГМ СО РАН (г. Новосибирск) на масс-спектрометре производства “Finnigan” в модификации “Д” (Глотов и др., 1998). Здесь были изучены 44 валовые пробы сульфидов из главных типов рудоносных плагиоперидотитов, массивных и вкрапленных руд, но, главным образом, – сульфидоносных габброидов и анортозитов из двух платиноносных рифов Йоко-Довыренского массива (Дистлер, Степин, 1993; Кислов, 1998), распределенных по участкам Озерный, Центральный, Большой и Рыбачий. В дополнение, были представлены анализы нескольких вмещающих пород, кварцевой жилы с пиритом и галенит-баритового прожилка с участка Рыбачий.

Ниже, на рис. 2, результаты 1964–1998 гг. показаны частично – для богатых руд, содержащих более 5% сульфидов (n = 32), и ассоциирующих сульфидоносных плагиоперидотитов (n = 15) из основания массива. Эти данные демонстрируют небольшое, но систематическое утяжеление изотопного состава серы в рудных образцах. При этом нет возможности проследить возможные пространственные вариации значений δ³⁴S на выделенных участках, особенно по отношению к контактам интрузива с вмещающими породами или в разрезах рудоносных силлов/апофиз. Данные, представленные в настоящей статье, частично заполнят этот пробел – на примере известного рудоносного тела ниже контакта Йоко-Довыренского массива, которое включает несколько типов руд и сульфидной минерализации – апофиз DV10 (Пшеницын и др., 2022).

ОСОБЕННОСТИ ИЗУЧЕННЫХ ОБРАЗЦОВ

По результатам геолого-разведочных работ 1964–1979 гг., ниже основания Йоко-Довыренского массива в районе руч. Большой были установлены богатовкрапленные (местами сидеронитовые) руды, приуроченные к хорошо раскристаллизованным породам безымянного плагиоперидотитового силла. По результатам картирования А.Г. Крапивиным и А.Г. Степиным (см. выше), в междуречье ручьев Большой и Центральный (северо-восточнее рудопроявления) этот силл смыкается с базальной зоной плутона и представляет фактически апофиз – протяженное ответвление, в целом параллельное генеральному простиранию структуры (рис. 1). По наблюдениям (Конников, 1986), рудная залежь приурочена к центральной части этого тела, а его “… краевая закаленная зона, образованная пикритами, лишена минерализации …”. В 2006–2019 гг. нами были прослежены верхний и нижний контакты апофиза и проведено детальное опробование слагающих пород с опорой на разведочные шурфы и канавы вкрест его простирания. Самому телу было присвоено название “апофиз DV10” – по исходной точке и координатам первого профиля 2006 г. Результаты этих работ показали, что выходы богатых руд на поверхность совпадают со своеобразным раздувом апофиза до 280 м; в юго-западном направлении мощность тела снижается примерно до 150 м (руч. Магнетитовый). Детали опробования, строение и сульфидная минерализация апофиза DV10 подробно описаны в (Пшеницын и др., 2022). Этот материал лежит в основе последующих изотопно-геохимических исследований: в табл. 1 приводится список, стратиграфическое положение и характеристики 10 образцов, для которых были проведены измерения изотопного состава серы.

Рис. 1.

Карта геологического строения Йоко-Довыренского массива (а) с положением и схемой опробования апофиза DV10 (б), по (Пшеницын и др., 2022). Точки опробования указаны только для сульфидоносных пород и руд, в которых измерялся изотопный состав серы сульфидов (табл. 1).

Рис. 2.

Гистограммы распределения изотопного состава серы для рудоносных плагиоперидотитов и богатых сульфидных руд Довыренского интрузивного комплекса, по результатам работ 1964–1998 гг., сводка (Кислов и др., 1998) и с дополнениями (Глотов и др., 1998).

Петрогеохимические характеристики пяти пород из табл. 1 приведены в (Пшеницын и др., 2022), составы других изученных образцов даны в табл. 2. На рис. 3 показаны вариации нормативного минерального состава, рассчитанные для всех проанализированных пород. Эти данные показывают, что практически весь разрез сложен оливиновыми габброноритами и только на нижнем контакте наблюдается узкая зона мощностью менее 5 м, где по структурным признакам породы можно отнести к пикродолеритам и переходным разностям. Пикродолериты закаленного контакта представляют массивные породы порфировидной структуры с офитовой основной массой. Крупные (до 1.5 мм) вкрапленники оливина составляют в них визуально не менее 15%, а офитовая структура отражает обилие мелких лейст андезина, лабрадора, удлиненных кристаллов авгита и гиперстена. Из второстепенных минералов преобладает флогопит (около 2.5%), локально установлено до 5% сульфидов. Акцессорные минералы представлены ильменитом (∼1%) и алюмохромитом (∼0.5%). Вверх по разрезу количество оливина возрастает, а первичная пористость оливиновых кумулатов снижается, что хорошо видно по обеднению пород несовместимыми элементами и увеличению отношения MgO/Zr (табл. 1). Размер зерен интеркумулусных фаз также возрастает, а структура приобретает пойкилитовый характер – за счет крупных ойкокрист плагиоклаза и пироксенов, цементирующих разноразмерные зерна оливина с включениями алюмохромита.

Таким образом, в изученном разрезе проявляется обогащение габброноритов оливином снизу вверх. Максимальное количество, около 70%, Ol отмечается на стратиграфических уровнях 160–190 м (рис. 3). Эта тенденция нарушается в богатых сидеронитовых рудах и дайках оливинсодержащих и/или безоливиновых габброноритов, которые локально секут участки стратиграфического профиля апофиза. Другое важное наблюдение – породы зоны закалки и эндоконтакта не лишены сульфидной минерализации. Уже при первичном опробовании нижнего эндоконтакта нами обнаружен обр. DV10-4 с мелкими сульфидными глобулами размером до 1–2 мм. В последующем вблизи непосредственного контакта тела с черными сланцами были обнаружены пикродолериты, включающие округлые сульфидные глобулы диаметром от первых до 15 мм (Пшеницын и др., 2020).

Сульфидная минерализация проявлена во всех образцах апофиза DV10 и представлена глобулами (обычно неправильной формы до 2 см в поперечнике) или изолированными вкраплениями сульфидов, и только в нижней части тела, в интервале 10–20 м от контакта, наблюдаются глобулярные и богатые сидеронитовые руды с содержанием серы около 12 мас. % (или до ∼35% сульфидного материала – табл. 1, рис. 3). По мере удаления от богатых руд относительное количество и размер доменов сидеронитовой вкрапленности сокращаются при одновременном уменьшении размера и количества глобул. С учетом структурных особенностей рудоносных пород их можно разделить на четыре типа (Пшеницын и др., 2022): (1) пикродолериты эндоконтакта с сульфидными каплями (обр. 16DV627-1-2 и 19DV928-1); (2) оливиновые габбронориты с сульфидными каплями (обр. DV10-4, 16DV627-1-3); (3) рудоносные оливиновые габбронориты с неправильной формы глобулами, переходящими в домены сидеронитовой вкрапленности (обр. 16DV628-2) и (4) сидеронитовые руды с матрицей оливиновых габброноритов (обр. 07DV107-1), см. табл. 1 и рис. 4. Образец 16DV629-1-2 выше главного рудоносного горизонта представляет дайку лейкогаббро с сульфидными каплями (рис. 4в, 4г).

Рис. 3.

Вариации нормативного состава пород, содержаний S, Ni, Cu и изотопного состава серы по стратиграфическому разрезу апофиза DV10. Построено по данным табл. 1 и 2 и валовым составам пород, представленных в (Пшеницын и др., 2022).

Рис. 4.

Панорамные изображения шлифов для двух пород с сульфидными каплями. Фото слева при скрещенных николях, справа – в проходящем свете. (а), (б) – пикродолерит, обр. 16DV627-1-2; (в), (г) – рудоносное лейкогаббро, обр. 16DV629-1-2 (табл. 1).

Ассоциации сульфидных минералов не зависят от типа минерализации и включают пирротин/ троилит + пентландит + халькопирит (±кубанит). В качестве второстепенных минералов наблюдаются сфалерит и галенит (Качаровская, 1986). Присутствие пирротина и троилита установлено во всех породах в виде характерных змееобразных ламелей распада Mss на пирротин (Po) и троилит (Tr, примерно в равной пропорции), с редкими зернами пентландита. Халькопирит (Cpy), как правило, не имеет кристаллографических очертаний и наблюдается в скоплениях и каплях сульфидов, формируя ксеноморфные выделения или срастания с пирротином. Реже наблюдаются тонкие ламелеобразные выделения Cpy в Po-Tr матрице. Кубанит (Cub) встречается как продукт распада Iss в халькопирите – иногда в виде удлиненных ламелей или пластин с неровными краями по границам между пирротином и пентландитом. Пентландит представлен двумя разновидностями: Pn-I образует субидиоморфные агрегаты размером от 0.1 до 3 мм, обычно на границах зерен пирротина и халькопирита, тогда как Pn-II представлен пламеневидными ламелями в пирротине. Зачастую он приурочен к границам между сульфидными зернами и к трещинам в сульфидных агрегатах. Иногда наблюдается одинаковая ориентировка ламель пентландита, находящегося в одном зерне пирротина. Различия в составах между этими генерациями выражаются в том, что состав Pn-I более выдержан (31.5–33 мас. % Ni), а концентрация Co максимальна – от 1.5 до 2.6 мас. %. Для Pn-II характерен некоторый размах по содержанию Ni (∼30–33.5 мас. %) при концентрации Co менее 1 мас. % (Пшеницын и др., 2022).

ИЗМЕРЕНИЯ ИЗОТОПНОГО СОСТАВА СЕРЫ

Изотопный состав серы изучен в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ИГЕМ РАН (г. Москва) в микрофракциях сульфидов. Локальный отбор сульфидного вещества проводился алмазной иглой с полированной поверхности аншлифов или непосредственно из фрагментов пород. Всего изучено 10 образцов; в случае пикродолерита, обр. 16DV627-1-2 – две относительно крупные капли (рис. 5). Большинство сульфидных образцов представлено смесью пирротина и троилита. Из каждой капли обр. 16DV627-1-2, удалось выделить по одной фракции с преобладанием халькопирита и пентландита. Полученные навески содержали 30–50 мкг в пересчете на чистую серу; в двух случаях пришлось ограничиться меньшим количеством вещества – 8 мкг (обр. 19DV908-1) и 23 мкг (обр. 19DV928-1). Для проведения изотопного анализа серы навески сульфидных минералов были конвертированы в SO₂ с помощью элементного анализатора FlashEA HT 1112 при 1020°С в реакторе, заполненном CuО 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, Германия). В конце и начале каждой серии образцов измерялись международные стандарты (IAEA-S-1, IAEA-S-2), референтные значения которых (–0.3 и +22.67‰ соответственно) использовались для калибровки данных в шкале VCDT (Vienna Ca-nyon Diablo Troilite):

Рис. 5.

Микроизображения двух срезов сульфидной капли из пикродолерита, обр. 16DV627-1-2. Номерами обозначены участки механического отбора микропроб сульфидов при помощи алмазной иглы.

Воспроизводимость данных, полученных вышеописанным методом, составляет ±0.2‰.

Результаты измерений приведены в табл. 1 и показаны на рис. 3. Главная особенность, которая прослеживается в поведении изотопной системы серы, – сильное обогащение тяжелым изотопом ³⁴S сульфидов из придонной части апофиза DV10, расположенной ниже главного рудоносного горизонта. Все четыре образца на стратиграфических уровнях в интервале 0–11 м от нижнего контакта демонстрируют значения δ³⁴S от +6 до +12‰, причем максимальное обогащение изотопом ³⁴S характерно для базального пикродолерита с минимальным содержанием серы (0.12% S или ∼0.3% сульфидов), тогда как минимальное для этого горизонта значение δ³⁴S = +6.2‰ наблюдается в оливиновом габбронорите, содержащем 0.82% S (∼2.3% сульфидов). В сульфидах вышележащих богатых руд изотопный состав серы не показывает значимого обогащения тяжелым изотопом – величины δ³⁴S варьируют в интервале +2.1…+2.5‰. Выше по разрезу содержание серы в породах редко превышает 0.1 мас. %, а значения величины δ³⁴S снижаются до +1‰ и даже до отрицательного значения на верхнем контакте апофиза (рис. 3). Величины δ³⁴S, измеренные в пяти пробах, отобранных из двух сульфидных глобул из пикродолерита на нижнем контакте (пробы 10 и 11 в табл. 1), оказались неразличимы в рамках аналитической погрешности и в среднем составляют +8.65 ± 0.34‰ (n  = 5).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Неоднородное распределение рудоносных пород по вертикальному разрезу апофиза DV10 указывает на накопление сульфидного материала в нижней части субкамеры из основного объема габброноритовой магмы, находящейся в области силикатно-сульфидной несмесимости. Уникальное расположение главной рудной залежи, приуроченной к раздуву апофиза, позволяет предполагать, что наряду с вертикальным транспортом сульфидов с более высоких стратиграфических уровней (Пшеницын и др., 2020) имели место горизонтальные перемещения сульфидоносных масс в виде гетерогенных магм или кашеобразных неконсолидированных кумулатов – вдоль нижнего контакта с вмещающими породами. Эти процессы, очевидно, сопровождались отложением сульфидов в локальных карманах и депрессиях (Пшеницын и др., 2022). При этом происходило выдавливание интеркумулусных расплавов из порового пространства субкотектических (Ol ± Pl) существeно оливиновых кумулатов, о чем свидетельствует резкое обеднение нормативным клинопироксеном богатых руд (см. распределение Cpx на рис. 3).

Ключевой вопрос касается источника серы для образования сульфидов, находящихся в виде рассеянной минерализации и глобулярно-сидеронитовых образований. Представляет этот материал ювенильную серу или образовался как результат экстракции изотопно-тяжелой серы из вмещающих толщ? Казалось бы, ответ очевиден – ведь сульфиды базального горизонта демонстрируют обогащение тяжелой серой. Здесь обращает внимание, что максимальные значения δ³⁴S, отвечающие примерно +(8–12)‰, характерны для пород с низким содержанием сульфидов вблизи непосредственного контакта, тогда как изотопный состав сульфидных руд и сульфидов, рассеянных по породам большей части апофиза DV10, не превышает значений +2.5‰ (табл. 1). Этот предел согласуется с результатами предыдущих исследований, показанных на рис. 2.

Таким образом, механизм аддитивной контаминации довыренских магм должен учитывать взаимодействие магматического резервуара с мантийными значениями δ³⁴S (0…+2‰) с вмещающими породами, имеющими более широкий диапазон изотопного состава серы. Среди возможных сценариев такого взаимодействия можно выделить два. Первый предполагает взаимодействие магм с сульфидами вмещающих толщ, обогащенными тяжелым изотопом серы (δ³⁴S выше примерно +10‰); а второй – с породами, содержащими сульфиды с бимодальным распределением величин δ³⁴S – около +2.5‰ и выше +10‰. В ситуации, когда условный контаминант представляет гетерогенную смесь источников серы с разным изотопным составом, требуется анализ множества моделей смешения, с вариациями пропорций магма/порода. Для решения подобной задачи необходимо оценить диапазон изотопных характеристик серы во вмещающих породах.

Среди первых оценок приводилось значение δ³⁴S = +3.2‰, полученное для пирротина из кварц-пироксен-плагиоклазового роговика с густой Po-Cpy вкрапленностью в подошве Йоко-Довыренского массива (Виноградов, Гриненко, 1964). Позднее С.А. Гурулев и др. (1978) представили значение δ³⁴S = –0.18‰ для пирротина, характеризующего минерализацию песчанистых прослоев в толщах тонкого флишеподобного переслаивания ондокской свиты в основании плутона (Конников, 1986). Более обогащенные изотопом ³⁴S сульфиды были обнаружены Глотовым и др. (1998) в алевролите с пирит-пирротиновыми прожилками и доломите с пирит-сфалеритовой минерализацией – в обоих случаях δ³⁴S = +7.8‰. Наиболее широкие вариации изотопного состава серы сульфидов из вмещающих пород были представлены в диссертации Л.Н. Гриненко (1986): результаты изучения около 30 образцов продемонстрировали широкий диапазон величин δ³⁴S от –10‰ до почти +27‰ с модой δ³⁴S ≅ +2‰ при среднем содержании серы 0.54 ± 0.15 мас. %. Петрографические характеристики изученных образцов и их геологическое положение в этой работе не приводятся.

Новые данные о вмещающих сульфидоносных породах были получены нами для четырех образцов (рис. 6), в которых изучен макроэлементный и минеральный состав (табл. 3). Образцы полосчатых черных сланцев по алевролиту 07DV104-2 и 07DV105-1 были отобраны из толщ, подстилающих срединную часть Йоко-Довыренского массива – на расстоянии 340 и 300 м от нижнего контакта (участок Большой). Образец кварцевого песчаника 17DV815-1 отобран в северо-восточном замыкании плутона в южной оконечности оз. Иняптук (участок Озерный), примерно в 500 м от его нижнего контакта. Образец слабо минерализованного кварцсодержащего доломита 17DV842-1 представляет участок Рыбачий и отобран в долине р. Ондоко на расстоянии ∼1700 м к северо-западу от нижнего контакта. Разновидности отобранных пород характеризуют разнообразие верхнепротерозойских песчано-сланцевых толщ ондокской серии, включающих прослои карбонатных пород (Конников, 1986). Сульфидная минерализация во всех образцах представлена, главным образом, пиритом (рис. 6). Несмотря на обилие сульфидов в обр. 07DV104-2 и 07DV105-1 (примерно 5.5 и 10% соответственно) отобрать достаточно чистые тонкозернистые фракции не удалось. Можно только предположить, что значения δ³⁴S для этих образцов близки +8.0, полученным для пиритоносного алевролита Глотовым и др. (1998). Мы изучили изотопный состав серы в образцах 17DV815-1 и 17DV842-1 (табл. 3).

Рис. 6.

Микроизображения изученных вмещающих пород (в проходящем свете) с примерами пиритовой минерализации (вставки в отраженном свете). Образцы полосчатых черных сланцев по алевролиту: (а) – обр. 07DV104-2, (б) – обр. 07DV105-1 (с прослоями кварцевых песчаников); (в) – кварцевый песчаник, обр. 17DV815-1; (г) – пиритоносный кварцсодержащий доломит, обр. 17DV842-1.

Массбалансовые расчеты смешения источников серы. Традиционный подход к оценке масштабов контаминации ортомагматических систем коровым материалом включает использование массбалансовых уравнений, описывающих смешение двух резервуаров (компонентов), которые применительно к изотопному составу серы имеют вид (Ripley, Li, 2003):

где δ³⁴S_кон и δ³⁴S_маг – изотопные составы, ${{f}_{{{\text{кон}}}}}$ и ${{f}_{{{\text{маг}}}}} = 1 - {{f}_{{{\text{кон}}}}}~$ – пропорции смешения, $С_{{{\text{кон}}}}^{{\text{S}}}$ и $~С_{{{\text{маг}}}}^{{\text{S}}}$ – концентрации серы для ассимилированного компонента (контаминанта) и исходной сульфидоносной магмы. В знаменателе этого выражения стоит валовое содержание серы в контаминированной системе (финальной смеси компонентов). Аналогичный расчет валовых содержаний для главных и примесных элементов в смеси позволяет оценить реалистичность модельных значений ${{f}_{{{\text{кон}}}}}$ и ${{f}_{{{\text{маг}}}}}.$ Это нередко упускается из виду, когда обсуждение эффектов ассимиляции вмещающих пород сводится исключительно к анализу изотопных, но не химических характеристик.

При использовании уравнения (1) не принимается во внимание степень гомогенизации изотопного отношения серы в контаминированной магматической системе и предполагается, что продукты смешения представляют собой совокупность сульфидных кластеров с равновероятным распределением значений δ³⁴S_смеси по объему. Эта проблема остро встает при попытках интерпретации данных по рудоносным породам и рудам, которые изначально могли образоваться в результате предшествующего накопления сульфидов с ювенильными характеристиками серы. Поэтому при однородном распределении изотопных характеристик серы в зернах рудных минералов (особенно при высокой пропорции контаминанта) масс-балансовые расчеты необходимо дополнять аргументами о возможных механизмах изотопного уравновешивания в смеси.

На рис. 7 показаны расчетные линии смешения в системах рудоносная магма–контаминант, где в качестве последнего выбрана условно-вмещающая порода с характеристиками пиритоносного кварцита, обр. 17DV815-1, содержащего 3.26 мас. % относительно тяжелой серы состава δ³⁴S_кон = = +9.4‰ (табл. 3). Объектом моделирования явились четыре образца из апофиза DV10: (1) пикродолерит 16DV627-1 с крупными сульфидными каплями и средними характеристиками, отвечающими δ³⁴S = +8.65‰ при 0.22% S в породе, (2) оливиновый габбронорит DV10 с мелкими сульфидными каплями (δ³⁴S = +6.2‰, 0.82% S), (3) рудоносный оливиновый габбронорит 16DV628-2 (δ³⁴S = +2.53‰, 3.43% S) и (4) сидеронитовая руда 07DV107-1 (δ³⁴S = +2.09‰, 9.11% S). С учетом отмеченных выше неопределенностей, эти расчеты носят полуколичественный характер, а возможность контаминации пород с еще более утяжеленной серой не рассматривается (см. данные для образцов 16DV627-1-3 и 19DV928-1 в табл. 1).

Рис. 7.

Расчетные линии контаминации исходных сульфидоносных систем (сульфидных прекурсоров) компонентом с характеристиками пиритоносного кварцита, обр. 17DV815-1 (табл. 3). Синие кружки представляют реальные сульфидоносные породы и руды (табл. 1). Цифры вдоль линий смешения характеризуют пропорцию контаминанта. Серый пунктир отвечает растворимости серы в довыренской магме (Ariskin et al., 2016).

Если каждый из выбранных образцов представляет результат смешения, согласно уравнению (1), то неизвестными являются состав одного из компонентов смеси – исходной сульфидоносной магмы (включая δ³⁴S_маг и содержание серы $~С_{{{\text{маг}}}}^{{\text{S}}}$) и пропорция контаминанта ${{f}_{{{\text{кон}}}}},$ который надо добавить к этому сульфидному прекурсору, чтобы состав продукта смешения совпал с реальной рудой или породой. Задача упрощается, если известен или задан изотопный состав прекурсора: в нашем случае изучены два варианта, отвечающие ювенильной сере со значениями δ³⁴S_маг = 0 (рис. 7а) и δ³⁴S_маг = +2 (рис. 7б). Тогда решение можно найти аналитически, если к уравнению (1) добавить соотношения для оценки валового состава серы:

или численно – путем подбора оптимальных значений δ³⁴S_маг, $~С_{{{\text{маг}}}}^{{\text{S}}}$ и ${{f}_{{{\text{кон}}}}}$ из серии произвольных параметров. Показанные на рис. 7 данные получены вторым способом.

В случае δ³⁴S_маг = 0 для богатой сидеронитовой руды имеем прекурсор с содержанием серы, вдвое превышающим рудную – 18.5 мас. % S. Это отвечает примерно 50% сульфидов в исходной системе. Такая оценка носит виртуальный характер, показывая, что для образования руды с наблюдаемыми изотопно-химическими характеристиками существенное количество сульфидов должно быть заранее аккумулировано из основного объема магмы. Для рудоносного оливинового габбронорита, обр. 16DV628-2, виртуальное содержание серы в прекурсоре практически совпадает с возможным контаминантом, а в случае пород-капельников, содержащих менее 1 мас. % S, но демонстрирующих высокие значения δ³⁴S_маг >+6, необходимо постулировать исходную магму с более низким (0.33 мас. % S для обр. DV10) и крайне низким содержанием серы (обр. 16DV627-1). Решение задачи для сидеронитовой руды требует максимальной пропорции контаминанта около 60%. В случае обр. 16DV628-2 имеем около 30% ассимилированного материала, а для образцов пород с глобулярными сульфидами – DV10 и 16DV627-1 – 17 и 6% соответственно (рис. 7а).

Высокие пропорции контаминанта для рудных образцов предполагают аномальные петрохимические характеристики гибридных систем, указывая на то, что смещение изотопного состава δ³⁴S_маг от 0 до примерно +2 должно произойти при гораздо более низком содержании сульфидов в исходной магме, еще до их аккумуляции в камере. Тогда как крайне низкое содержание серы в возможном прекурсоре пикродолерита, обр. 16DV627-1 (рис. 7а), несет другой сигнал. Очевидно, что сам факт наличия сульфидных капель в этом образце указывает на насыщение магмы сульфидной фазой, т.е. содержание серы в магме не ниже 0.08 мас. % (Ariskin et al., 2016), см. пунктир на рис. 7. Если такую концентрацию принять за исходную (по прежнему полагая δ³⁴S_маг = 0), ассимиляция пород того же изотопного состава (δ³⁴S_кон = +9.4‰) предсказывает содержание в них серы порядка 0.25 мас. %, но долю контаминанта около 80%. Здесь вновь встает проблема аномально высокой степени контаминации исходной магматической системы. Подобные оценки противоречат устойчивым петрохимическим трендам и геохимическим характеристикам приконтактовых пород Довыренского комплекса, а также результатам термодинамического моделирования, указывающим в целом на незначительные вариации температуры и состава родительских магм (Ariskin et al., 2018b).

Допуская исходную магму со значением δ³⁴S_маг = = +2 (близким изотопному составу руд апофиза DV10, табл. 1), удается минимизировать проблему избыточной ассимиляции для богатых сульфидами пород (рис. 7б). Однако она остается для пикродолерита, обр. 16DV627-1, если, подобно предыдущему случаю, допустить, что содержание серы в исходной магме отвечает ее растворимости. Условие S_маг = 0.08 мас. % совместимо с решением задачи для этого образца, если контаминант содержит только 0.45 мас. % S, а степень ассимиляции составляет около 70%. Мы полагаем, что решение этой дилеммы лежит в плоскости геологических наблюдений, показывающих, что наиболее богатые изотопом ³⁴S сульфиды встречаются именно в зоне эндоконтакта пластового апофиза (рис. 3). Это предполагает важную роль контактовых процессов, которые могли влиять на обмен изотопами серы между магматическим резервуаром и вмещающими породами.

Изотопный обмен посредством газовой фазы? По нашим данным, температуры исходных магм Йоко-Довыренского массива варьировали в диапазоне ∼1300–1200°С, причем минимальные оценки характерны для его краевых частей и ассоциирующих силлов/апофиз (Ariskin et al., 2016, 2018b). По данным (Кислов, 1998), ореол термического воздействия на вмещающие толщи колеблется от 100–200 до 400 м, а алевролиты экзоконтакта преобразованы в существенно кварц-биотитовые и плагиоклаз-амфибол-пироксеновые роговики, мощность которых может достигать 3–5 м, реже 10 м. Подобный контактовый метаморфизм предполагает крупномасштабную дегидратацию с возможностью термохимического разложения сульфидов в осадочных породах, примыкающих к интрузивному контакту. На важность этих процессов одним из первых указал Э. Рипли (Ripley, 1981) применительно к проблемам сульфидной минерализации месторождения Dunka Road (Дулутский комплекс, Миннесота). Он предложил реакцию разложения пирита по схеме:

допустив, что новообразованный H₂S-содержащий флюид может взаимодействовать с троктолитовой магмой, продуцируя сульфиды с переменным изотопным составом серы. В работе (Poulson, Ohmoto, 1989) представлен термодинамический анализ ситуации, когда термохимическое воздействие проявляется в сильно-восстановительных условиях на контактах плутонов с графитсодержащими и сульфидоносными пелитами. При этом было установлено, что в условиях низких давлений, высоких температур и пониженного потенциала кислорода основными компонентами флюида действительно являются H₂O, CO₂, CH₄ и H₂S. Причем появление в паровой фазе сероводорода при высоких температурах снижает активность H₂O, расширяя диапазон условий дегидратации сульфидоносных осадочных пород. Позднее (Tomkins, 2010) представил серию расчетов для более широкого спектра редокс-условий и давлений, используя программы TERMOCALC и PerpleX.

Таким образом, генерация H₂S-содержащих флюидов по периферии интрузивного тела несет потенциал для селективного переноса серы из графитоносных пелитов в магматическую камеру, не требуя полного плавления и объемной ассимиляции вмещающих пород (Poulson, Ohmoto, 1989). Данный механизм идеально подходит для геологических условий формирования Довыренского комплекса, включающего интрузивные тела и апофизы, внедрившиеся в толщи углеродсодержащих карбонатно-терригенных пород Ондокской серии (Гурулев, 1965; Конников, 1986). Косвенным подтверждением такого переноса является понижение содержаний (вплоть до полного исчезновения) органического углерода в терригенных породах по направлению к контакту с интрузивом (Кислов, 1998).

Возможность эффективного переноса изотопов серы через зону контакта двух сульфидоносных резервуаров с разными величинами δ³⁴S связана с тем, что сероводородная компонента флюида наследует изотопный состав серы вступающего в реакцию разложения пирита. В силу высоких температур протекания однонаправленной реакции (4), изотопное фракционирование серы между продуктами реакции – пирротином и сероводородом – можно считать ничтожно малым. Согласно уравнению фракционирования Ро-H₂S (Li, Liu, 2006), при 1000°С (максимальная температура, для которой приводятся оценки изотопного фракционирования авторами работы) коэффициент фракционирования серы в данной системе составляет 0.15‰. Эта оценка является минимальной и соответствует максимальным температурам контактовых процессов, сопровождавших становление Довыренского комплекса. Максимальная оценка, соответствующая началу массового термического разложения пирита (≈500°С, Yan et al., 2008), составляет 0.42‰. Интервал данных оценок сопоставим по величине с точностью изотопного анализа серы. Таким образом, величина δ³⁴S сероводорода, образующегося при термическом разложении пирита, должна быть близка к таковой в исходном пирите.

Взаимодействие флюида, содержащего сероводород, с двухвалентным железом сульфидонасыщенного магматического расплава можно представить в виде реакции:

в результате которой формируются сульфиды, с изотопным составом серы, унаследованным от исходной магмы и приобретенным при разложении сульфидов окружающих пород. Данный механизм объясняет присутствие пикродолеритов с высокими величинами δ³⁴S в сульфидах и низкими содержаниями серы на контакте апофиза, а также отсутствие или незначительные сигналы контаминации в оливиновых кумулатах, удаленных от интрузивного контакта. Кроме того, реакция (4) предполагает экстракцию серы из определенного объема вмещающих пород в единую флюидную фазу, что обеспечивает гомогенизацию изотопных характеристик серы, извлеченной из вмещающих пород до начала протекания реакции (5). Это также помогает снять противоречия, возникающие при рассмотрении простой аддитивной контаминации.

Приведенная схема требует экстракции из магматического расплава железа в весовой пропорции, примерно вдвое превышающей количество привнесенной серы. Для пикродолерита, обр. 16DV627-1, содержащего ∼0.2 мас. % S (табл. 1), это эквивалентно обеднению расплава FeO примерно на 0.5%. Подобные соотношения снимают проблему объемной ассимиляции осадочных пород при образовании сульфидных капель, обогащенных тяжелым изотопом серы ³⁴S. Таким образом, в качестве фактора, приводящего к значительному утяжелению изотопного состава серы в подошве апофиза DV10 при магматических температурах, можно рассматривать взаимодействие расплава с H₂S-содержащим флюидом, по сути метаморфогенной природы (Tomkins, 2010). В случае продолжительной экстракции сероводорода из большего объема осадков или осадочных пород, а также при более низких температурах взаимодействия возможен дополнительный изотопный сдвиг серы в сульфидном веществе, не превышающий 0.5–1‰.

Экспериментальные доказательства. Недавно представлены результаты экспериментов по частичному плавлению черных сланцев (пелитов) формации Вирджиния (Virginia Formation), отобранных за пределами ореола термического воздействия магм Дулутского комплекса на вмещающие породы (Virtanen et al., 2020). Опыты проводились при давлении 2 кбар в температурном интервале 700–1000°С. Они показали, что при 700°С происходит дегидратация гидросиликатов с выделением большей части серы и углерода из сланцев во флюидную фазу, а при 1000°С исходные сульфиды преобразуются в капельки Cu-Ni-содержащего пирротина. Это интересное наблюдение подтверждает эффективность контактово-метаморфических процессов, основанных на реакции (4).

ВЫВОДЫ

(1) Высокоточный изотопный анализ серы с применением методов локального механического отбора во фракциях сульфидов проведен для 10 образцов плагиоперидотитов, представляющих стратиграфический разрез мощного (около 300 м) раздува рудоносного апофиза Йоко-Довыренского массива в Северном Прибайкалье. Установлены широкие вариации значений δ³⁴S от +11 до –1.9‰, причем максимальное обогащение сульфидов тяжелой серой наблюдается в породах, слагающих ∼10-метровый горизонт у нижнего контакта апофиза, а минимальные – в его прикровельной части.

(2) Сульфидные капли из пикродолерита непосредственно из нижнего контакта апофиза (Пшеницын и др., 2020) демонстрируют узкий диапазон величин δ³⁴S (+8.65 ± 0.34‰, n = 5). Богатые сидеронитовые руды, рудоносные оливиновый габбронорит и дайка лейкогаббро характеризуются устойчивыми значениями δ³⁴S в пределах от +2.09 до +2.53‰.

(3) Методом рентгенофлюоресцентного анализа изучены составы четырех образцов из вмещающих карбонатно-терригенных толщ, при этом установлены достаточно высокие содержания серы – до 3–3.5 мас. %, отвечающие присутствию около 10% сульфидов. Для образца пиритоносного кварцита (17DV815-1) получена оценка δ³⁴S = +9.40 ± 0.14‰; в пиритоносном доломите – δ³⁴S = +2.20‰.

(4) Показано, что простые схемы аддитивного смешения изотопно-контрастных резервуаров, отвечающих ювенильному магматическому источнику (δ³⁴S = 0 и +2‰) и пириту с тяжелой серой (δ³⁴S = +9.4‰), требуют высокой степени ассимиляции вмещающих пород (до 60–80%), с необходимостью изотопного уравновешивания гибридной системы. В случае контактового пикродолерита с сульфидными глобулами подобный механизм смешения несовместим с оценкой растворимости сульфидной серы в магме Йоко-Довыренского массива – около 0.08 мас. % (Ariskin et al., 2016).

(5) Для объяснения высоких значений δ³⁴S в породах подошвы плагиоперидотитового апофиза предложен альтернативный механизм контаминации сульфидонасыщенной магмы, основанный на термическом разложении пирита из вмещающих толщ. Этот процесс сопровождается образованием контактово-метаморфического H₂S-содержащего флюида (Poulson, Ohmoto, 1989), взаимодействие которого с магматическим расплавом по периферии интрузивного тела приводит к образованию небольшого количества сульфидов с повышенными и высокими значениями δ³⁴S. Подобная схема не требует объемной ассимиляции вмещающих пород и согласуется с петролого-геохимическими характеристиками магм массива и производных кумулатов.

Благодарности. Авторы благодарны Г.С. Николаеву (ГЕОХИ РАН) и Е.В. Кислову (ГИН СО РАН) за помощь при полевых исследованиях и консультации, касающиеся представленных материалов. Физико-химическая трактовка полученных результатов в значительной мере стимулирована их обсуждением с В.Б. Поляковым (ИЭМ РАН). Особая признательность рецензентам – М.А. Юдовской (ИГЕМ РАН) и А.С. Мехоношину (ИГХ СО РАН) – за ценные замечания по содержанию рукописи.

Финансовые источники. Статья представляет результаты проектов Российского Научного Фонда (гранты № 16-17-10129 и №18-17-00126). Подготовка препаратов для отбора сульфидных фракций и минералогических исследований проводилась в рамках Госзадания ГЕОХИ им. В.И. Вернадского РАН. Исследование состава минеральных фаз проведено в лаборатории локальных методов исследования вещества на кафедре петрологии МГУ им. М.В. Ломоносова (аналитики В.О. Япаскурт и Н.Н Коротаева).