Минералогия и геохимия Кингашского платиноидно-медно-никелевого месторождения

Радомская, Татьяна Александровна

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Минералогия и геохимия Кингашского платиноидно-медно-никелевого месторождения
ВАК РФ 25.00.05, Минералогия, кристаллография

Автореферат диссертации по теме "Минералогия и геохимия Кингашского платиноидно-медно-никелевого месторождения"

005011369 На правах рукописи

РАДОМСКАЯ Татьяна Александровна

МИНЕРАЛОГИЯ И ГЕОХИМИЯ КИНГАШСКОГО ПЛАТИНОИДНО-МЕДНО-НИКЕЛЕВОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ

(В. САЯН)

25.00.05 - Минералогия, кристаллография

25.00.09 - Геохимия и геохимические методы поиска полезных ископаемых

1:!АР Ш

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Иркутск-2012

005011369

Работа выполнена в Федеральном государственном бюджетном учреждении науки Институте геохимии им. А. П. Виноградова Сибирского отделения Российской Академии наук (ИГХ СО РАН)

Научный руководитель: доктор геолого-минералогических наук

профессор Глазунов Олег Михайлович

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук

профессор Грудинин Мефодий Иванович

кандидат геолого-минералогических наук Орсоев Дмитрий Анатольевич

Ведущая организация: Институт геологии и минералогии

им. В. С. Соболева (ИГМ СО РАН), г. Новосибирск

Защита состоится «15» марта 2012 г. в 10 часов на заседании диссертационного совета Д 003.059.01 при Федеральном государственном бюджетном учреждении науки Институте геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН по адресу: 664033, г. Иркутск, ул. Фаворского, 1а; факс: (3952) 42-70-50, e-mail: korol@igc.ru

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИГХ СО РАН.

Автореферат разослан « (3 » февраля 2012 г.

Ученый секретарь

диссертационного совета, к/, /СЬ^о/— Г.П.Королева

кандидат геолого-минералогических наук ' /

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность исследований. Гипербазит-базитовые массивы считаются производными мантийных расплавов и несут не только ценную информацию о глубинных зонах, но и позволяют проследить эволюцию ультраосновного и основного магматизма. С ними связаны месторождения хромитовых, медно-никелевых сульфидных руд, ЭПГ и др.

Кингашское рудное поле с гипербазитовыми и гипербазит-базитовыми массивами расположено в метаморфизованной толще Канского докембрийско-го выступа в южном складчатом обрамлении Сибирской платформы и является составной частью Саянской платиноидно-медно-никелевой провинции (Глазунов, 1994). Эталонный Кингашский дунит-верлит-габбровый массив, ультраосновная часть которого представляет собой месторождение с крупными подсчитанными запасами никеля, меди и ЭПГ, является объектом изучения автора данной работы. Несмотря на повышенный интерес исследователей к массиву, остаются нерешёнными вопросы глубины его формирования, комагматичности ультраосновных и основных пород, геохимии элементов группы железа и благородных металлов, условий локализации руд.

Сравнение химического состава пород кингашского с другими ультраосновными комплексами позволит установить критерии рудоносности массивов кингашского типа. Необходимость расширения минерально-сырьевой базы Красноярского края и исследования новых источников платиноидно-медно-никелевых руд диктует прогнозируемое, по экспертным оценкам, снижение современных темпов добычи утверждённых запасов богатых руд Норильско-Талнахских месторождений (Додин и др., 2004).

Цель и задачи исследований: изучение минеральных парагенезисов в породах и рудах Кингашского месторождения, а также выявление закономерностей распределения благородных металлов, никеля, меди и кобальта на разных этапах эндогенного процесса.

Для достижения поставленной цели решались следующие задачи:

1) Изучение равновесных минеральных парагенезисов в породах массива;

2) Выяснение особенностей распределения благородных металлов, никеля, меди и кобальта в породах, рудах и минеральных парагенезисах, формирующих геохимическую зональность массива;

3) Определение по изотопным данным мантийного компонента как источника родоначального магматического расплава и геодинамической обстановки образования массива;

4) Построение геохимической модели генезиса с оценкой Р-Т условий кристаллизации пород месторождения.

Фактический материал и методы исследований. В основу работы положены материалы, собранные автором во время экспедиционных работ в сотрудничестве с Ивановской ГРЭ (г. Канск) ОАО «Красноярскгеология», Кин-гашской ГРП «Норникель» в 2006 г., а также использованы геологические образцы из коллекции научного руководителя д.г.-м.н., профессора О.М. Глазунова. Во время полевых исследований производилось штуфное опробование. Минеральный состав пород и руд исследовался в 423 прозрачных шлифах (из них 137 - авторских) и 192 аншлифах (из них 64 - авторских).

В работе использованы результаты аналитических исследований пород и руд, выполненные в ИГХ СО РАН г. Иркутска в период с 1999-2010 гг. Содержания петрогенных элементов (484 пробы, из них 165 - авторских) анализировались полным химическим силикатным анализом и рентген-флуоресцентным

методом. Концентрации рудных элементов (Cr, Ni, Си, Со, Zn) определялись атомно-абсорбционным методом (314 проб, из них 113 - авторских). Содержания Pt, Pd, Ru, Ir, Rh, Au (55 проб) анализировались методом ICP-MS с использованием прибора Element 2. Редкоземельные элементы (25 проб) определялись методом ICP-MS с использованием прибора Element 2. Микрозондовый анализ состава минералов (375 определений) выполнен методом электронно-зондового рентгеноспектрального микроанализа на микроанализаторах JXA-733 фирмы JEOL и «Superprobe-8200» фирмы Jeol (Япония).

Научная новизна:

1) В результате комплексных петролого-геохимических исследовании выполнен физико-химический расчёт Р-Т условий кристаллизации пород массива, вычислен состав родоначапьной рудоносной магмы, построена генетическая

модель месторождения;

2) Определены устойчивые парагенетические ассоциации минералов, характерные для разновидностей платиноидно-медно-никелевых руд, показаны особенности их минерального и химического составов, условия локализации и генезиса. Выявлен характер распределения Cr, Ni, Со, Си и ЭПГ на разных стадиях эндогенного процесса;

3) На основании изучения зональности шпинелидов показаны различия в степени плавления исходного субстрата в процессе их кристаллизации, отражающие смену геодинамических условий;

4) Впервые на месторождении в рудах обнаружено соединение Re, установлен неизвестный ранее парагенезис меренскиита и кобальтина, проведено исследование содержания Re в породах кингашского и идарского комплексов.

Практическая значимость. Уточнены детали зональности с разделением зон геохимического концентрирования и рассеяния Cr, Ni, Си, Со и ЭПГ. Расшифрована генетическая природа богатых руд массива. На основании сравнения распределения РЗЭ, петрогенных, рудных элементов в породах Кингашского месторождения и в гипербазитах идарского комплекса выделены критерии различия перспективных объектов на платиноидно-медно-никелевое орудене-ние среди ультрабазитов Канского блока. Составлена карта минералогических типов руд.

Защищаемые положения:

1. Платиноидно-медно-никелевое оруденение Кингашского дунит-верлит-габбрового массива сформировалось в результате кристаллизации магмы пик-ритового состава, обогащенной рудными компонентами. Эволюция магматического рудообразующего расплава приводит к повышению концентраций Ni, Си, Со и ЭПГ в ультраосновных породах, изменению состава минералов и закономерной смене сульфидных парагенезисов от ранних дифференциатов к поздним.

2. Термобарометрические данные показывают различия физико-химических условий кристаллизации ультраосновной (Т~1100-1260 °С, Р~14 кбар) и основной (Т-990 °С, Р~8 кбар) магм. Температура и давление формирования пород ультраосновной части Кингашского массива отвечают абиссальным условиям развития интрузий и показывают зависимость изменения значений температур равновесия в последовательном ряду расслоенной серии: дуни-ты, верлиты, оливиновые клинопироксениты, клинопироксениты (Т = 1260 -980°С,Р= 14-11 кбар).

3. Основными геохимическими индикаторами рудоносности ультраосновных пород Канского блока являются низкие Ni/Cu и высокие Ti/Cr отношения, повышенные содержания ТЮ2, Си, РЗЭ с отрицательной Ей аномалией.

Публикации и апробация работы. По теме диссертации опубликовано 14 работ, в том числе 2 статьи в журналах «Доклады Академии Наук» и «Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН. Геология, поиски и разведка рудных месторождений», включённых в Перечень ВАК. Результаты исследований докладывались на конференции ИрПГУ, (Иркутск, 2006), научной конференции «Ультрабазит-базитовые комплексы складчатых областей» (Чер-норуд, Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН, 2007), конференциях молодых учёных «Современные проблемы геохимии» (Иркутск, ИГХ СО РАН, 2009,2011).

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, пяти глав и заключения. Общий объём работы - 206 стр., 75 иллюстраций, 31 таблица, 5 приложений. Список цитируемой литературы включает 201 наименование.

Благодарности. Работа выполнена в Институте геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН в лаборатории геохимии основного и ультраосновного магматизма (18.1) под руководством д.г.-м.н. профессора О.М. Глазунова, которому автор выражает глубокую благодарность. Автор благодарит к.г.-м.н. проф. A.C. Мехоношина, д.г.-м.н. А.Я. Медведева, д.г.-м.н. Н.В. Владыкина, д.г.-м.н. С.И. Костровицкого, д.г.-м.н. A.M. Спиридонова, д.г.-м.н. В.А. Макрыгину, к.г.-м.н. С.И. Дриля, к.г.-м.н. Т.Б. Колотилину, Л.М. Серебренникова за ценные советы при обсуждении результатов исследований. Автор выражает свою признательность к.х.н. Л.Ф. Суворовой за проведение микрозондовых анализов, аналитикам Института: Т.В. Ожогиной, В.Н. Власовой, к.х.н. Ю.В. Сокольниковой, И.Ю. Вороновой, Г.Я. Стрежневой, Е.В. Смирновой, д.х.н. Т.Н. Гуничевой, д.т.н. АЛ. Финкельштейну, С.С. Воробьёвой, В.И. Ложкину. Автор благодарит ведущего геолога ИГРЭ к.г.-м.н. А.Н. Смагина за помощь в организации и проведении полевых работ, а также Г.В. Бурмакину за постоянную помощь в оформлении работ.

ГЛАВА 1. СОСТОЯНИЕ ПРОБЛЕМЫ. ИСТОРИЯ ИЗУЧЕНИЯ УЛЬТРАОСНОВНЫХ ПОРОД КАНСКОГО БЛОКА

В первой главе рассмотрены гипотезы формирования гипербазитов (Мара-кушев 1979; Колман 1979; Hall, 1980; Добрецов, 1980 и др.; Лесков, 2006; и др.) и связанного с ними хромитового, медно-никелевого (Годлевский, 1968; Дист-лер и др., 1988; Золотухин, 2001; Налдретг, 2003; Малышев, 2005; и др.) и пла-тинометального оруденения (Додин, Дюжиков, 2005; Колонии, Синякова, 2005; Маракушев, Панеях, 2011; Горбунов и др. 2011; и др.).

В метаморфизованной вулканогенно-осадочной толще Канского докем-брийского выступа, входящего в структуру складчатого обрамления южной части Сибирской платформы, расположено более 300 ультрабазитовых и ульт-рабазит-базитовых массивов. В результате работ ряда исследователей гиперба-зиты, отнесённые к идарскому комплексу нижнего протерозоя, были разделены на два комплекса: идарский дунит-гарцбургитовый и кингашский дунит-верлит-габбровый. Породы Канского блока формируют два разновозрастных структурно-вещественных комплекса с гнейсовой и амфиболитовой толщами: 1) нижний верхнеархейский караганский, 2) верхний раннепротерозойский ан-жинский (Ножкин, Смагин, 1988). Они характеризуются минеральными ассо-

циациями амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций метаморфизма с максимальным Р - 7,7-8,5 кбар и Т - 600-700 °С (Ножкин и др., 2001).

Кингашский дунит-верлит-габбровый комплекс представлен эллипсовидными или изометричными массивами, размерами, не превышающими 3,0x1,0 км. К данному комплексу относятся Кингашское платиноидно-медно-никелевое месторождение, Верхнекингашское, Кусканакское, Куевские и другие Си-М рудопроявления.

Идарский дунит-гарцбургитовый комплекс. Ультраосновные породы образуют мелкие тела линзовидной формы, реже незначительные по площади изометричные штоки с размерами 1,5-2,0 км по протяженности, при мощности от 5-50 до 20-300 м. Большая часть тел идарского комплекса состоит из серпен-тинизированных дунитов и гарцбургитов, в меньшей мере пироксенитоВ.

ГЛАВА 2. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ И ПЕТРОЛОГИЯ КИНГАШСКОГО МАССИВА

Кингашский массив имеет вытянутую в северо-западном направлении лин-зовидную форму длиной 2,3 км, максимальной шириной 600 м и общей площадью порядка 1,5 км2. Он состоит из нижней расслоенной серии ультраосновных пород и перекрывающих их габброидов (рис. 1), подстилаемых мраморами и кальцифирами с прослоями гнейсов. Между габброидами и ультраосновными породами наблюдается горизонт клинопироксенитов. В зоне контакта отмечается чередование ультраосновных и основных пород. В разрезе массив выглядит как асимметричное лополитообразное тело, разбитое на блоки нарушениями северо-западного и северо-восточного простирания, с тектоническими контактами, конкордантными кристаллизационной полосчатости вмещающей гнейсово-амфиболитовой толщи.

Ультраосновная часть массива сложена дунитами, верлитами и серпентинитами по этим породам. Верлиты образуют «прослои» в центральной части массива, а также подстилают клинопироксениты. В аповерлитовых серпентинитах, вскрытых скважинами в северной части массива, обнаружен горизонт мощностью 5-10 м, характеризующийся высокими концентрациями N1 (0,81 -1,49 мае. %), Си (0,22 - 0,82 мае. %), Аи (0,58 - 0,84 г/т) и ЭПГ до 17 г/т (рис. 2), названный «платиноидным горизонтом» или «рифом» (Глазунов и др., 2003).

Дуниты - неравномернозернистые, средне-, мелкозернистые породы массивной текстуры. В интерстициях между оливинами расположены клинопирок-сены и мелкие зёрна (до 0,2 мм) магнезиальной роговой обманки - эденита (с^=17-23°), редко - ильменит, иногда в срастании с магнетитом. Апатит ассоциирует с сульфидами и слюдами (флогопитом). В оливинах находятся включения Сг-плеонастов и пикрохромитов.

В дунитах преобладает вкрапленное пентландит-пирротиновое оруденение с подчинённым количеством халькопирита. Сульфидные агрегаты ассоциируют с магнетитом, увеличение которого отмечается в сильно серпентинизированных разностях. В густо вкрапленных рудах содержание сульфидов возрастает до 25 об. % с образованием богатых руд (N1 >1 мае. %, Си - 0,6 мае. %, Со - 340 г/т, - 200 мг/т, Р<1 - 160 мг/т).

Дуниты образуют постепенные переходы к верлитам, что выражается в увеличении количества клинопироксена и эденита, появлении паргасита. Верлиты центральной части массива - серпентинизированные, амфиболизирован-ные среднезернистые породы массивной, пятнистой текстуры. В качестве акцессорных минералов встречаются пикрохромит, хромит, магнетит и флогопит.

Для верлитов отмечается халькопирит-пентландит-пирротиновый парагенезис с появлением среди них в виде единичных зёрен и скоплений кубанита, Си-пентландита, сфалерита, халькозина, борнита, кобальтина.

О 50 100150 200 м

1—1 I I I

Условные обозначения

ЕЕЗ1ЩЦ * [v]8 020 9 EEI3 ИЗ6 S ю [тт] 7 ИЗ и

fi ц

ЕНЭ п

Рис. 1. Схема геологического строения Киигашского массива. Составлена О.М. Глазуновым по материалам Кингашской ГРП, ИГХ СО РАН, с учётом данных ООО «Гео-комп» (Ломаева, Тарасов, 2010) и упрощениями автора.

1 - Верхнеархейский караганский структурно-вещественный комплекс, гнейсовая толща с прослоями: 2 -мраморов, 3 - кристаллосланцев; 4-7 - породы Кингашского массива: 4-5 - бедные вкрапленные руды (№ - 0,2 - 0,5 мае. %): 4 - дуниты, 5 - аподунитовые серпентиниты; 6 - клинопироксениты; 7 - габбро и габбро-амфиболиты; 8-9 - платиноидно-медно-никелевые руды: 8 - рядовые (N1 - 0,5 - 1 мае. %), 9 - богатые (№ >1 мае. %); 10 -брекчиево-жильные руды; 11 - позднеархейский тукшинский мигматит-плагиограннтовый комплекс; 12 - тектонические нарушения: а - установленные, б - предполагаемые; 13 - номера скважин и их положение на плане.

Верлиты, подстилающие клинопироксениты, отличаются от аналогичных пород ультраосновной части массива лучшей сохранностью породообразующих

минералов, а также содержанием N1 ниже бортового (<0,2 мае. %) (рис. 3). Сульфиды, ксеноморфно располагающиеся в интерстициях между силикатными минералами, представлены в основном пирротином, в меньшей степени пентландитом и халькопиритом.

Скв. 32

Рис. 3. Минералого-геохимический разрез с градацией пород и руд по содержанию N1.

1 - Верхнеархейский караганский структурно-вещественный комплекс, гнейсовая толща (А!^) с прослоями: 2 -мраморов, 3 - кристаллосланцев; 4-8 - породы Кингашского массива: 4 - дуниты (а), алодунитовые серпентиниты (б), 5 - верлиты (а), аповерлитовые серпентиниты (б), 6 - оливиновые клинопироксениты, 7 - клиногшроксениты, 8 - габбро-амфиболиты; 9 - позднеархейский тукшинский мигматит-плагиогранитовый комплекс, 10 — тектонические нарушения, 11 - положение скважин на разрезе, в числителе указан номер скважины, в знаменателе - её глубина, 12-16 - типы руд: 12 - Ср-Ро-Рп (а), Ср-Рп-Ро (б), Рп-Ср-Ро (в); 13 -Ср-Ро (а), Ро-Рп (б), МПГ-Ср-Ро-Рп («платиноидный горизонт») (в); 14 - Уа1-Ро-Рп (а), Уа1-

Pn (6), Pn-Po-Cp (в); 15 - Mc-Cub-Pn (a), Po-Mc-Cp-Pn (6), Mc-Cp-Pn-Po (в); 16 - Cub-Cp-Pn-Po (a), Val-Cp-Pn-Po(6), Pn-Val-Cp-Po (в); 17 - кондиционные руды (по содержанию Ni, мае. %): а - бедные (0,2 - 0,5), б - рядовые (0,5 - 1), в - богатые (>1). Ро - пирротин, Рп - пентлан-дит, Ср - халькопирит, Cub - кубанит, Мс-маккинавит, Val - »аллериит.

Клинопироксениты имеют среднезернистую структуру и пятнистую текстуру; состоят из диопсида, пойкилитово включающего оливин, бледно-бурой роговой обманки - паргасита, флогопита и рудных минералов - пирротина, пентландита с высоким содержанием Со (5,9 мае. %) и халькопирита.

Габбро и габбро-амфиболиты (Ti02 - 0,2-0,5 мае. %) - среднезернистые породы фибробластовой, гранобластовой текстур. Плагиоклаз замещён цоизи-том и эпидотом. По моноклинному пироксену развивается амфибол. Присутствует редкая сульфидная вкрапленность. В качестве второстепенных минералов встречаются зёрна титанита (сфена) и ярко-оранжевого биотита. Габбро-амфиболиты массива отличаются низкими концентрациями Nb, Та, Zr и Hf (в г/т) (1-1,6; 0,4; 15-20 и 0,5 соответственно) по сравнению с уровнем этих элементов в амфиболитах вмещающей толщи — 10-13; 1-2; 176-258 и 3-5 г/т (Глазунов и др., 2003).

Второстепенные породы массива представлены роговообманковыми перидотитами, талькитами, а также горнблендитами. Массив инъецирован дайками плагиогранитов, иногда довольно мощными, мелкими жилами кварц-плагиоклазового состава и микрогаббро (ТЮ2 0,7-2,7 мае. %).

Ультраосновные породы Кингашского массива в разной степени преобразованы процессами серпентинизации, тремолитизации, оталькования и карбо-натизации. Признаком низкотемпературного регрессивного автометаморфизма является замещение оливина серпентином с образованием петельчатой структуры. Региональный метаморфизм пород проявляется минеральными ассоциациями эпидот-амфиболитовой фации. Отношение (Al203+Ca0+Mg0)/Si02 в ду-нитах и верлитах Кингашского массива практически не изменяется с ростом количества Н20+, что указывает на изохимичность процесса серпентинизации в отношении этих элементов. Контактовый метаморфизм, связанный с внедрением плагиогранитов позднеархейского тукшинского комплекса, выражен в проявлении амфиболизации, хлоритизации и привносе Zr до 50 г/т и Se до 140 г/т.

Сульфидная вкрапленность содержится как в ультраосновных, так и в основных породах массива. Руды по содержанию Ni - главного промышленного компонента на месторождении делятся на богатые (>1 мае. %), рядовые (0,5-1 мае. %) и бедные (0,2-0,5 мае. %) (Ломаева, Тарасов, 2010) (см. рис. 3). Почти все ультраосновные породы массива представляют собой рудное тело, поскольку содержание в них Ni редко опускается ниже бортового 0,2 мае. %. Исключением являются верлиты и аповерлитовые серпентиниты на контакте с габбро-амфиболитами, а также тонкие горизонты пород в ультраосновной части массива. Петрографическая зональность в разрезе подчёркивается чередованием бедных, рядовых и богатых руд с концентрированием Ni в придонной части массива.

По времени образования, генетическим и структурно-текстурным признакам выделяются: сингенетические (вкрапленные, густо вкрапленные) и эпигенетические (брекчиево-жильные, массивные) руды. Вкрапленные руды преобладают в породах массива с различным количеством сульфидов и разным соотношением рудных минералов. В ультраосновных породах среди сульфидов обычно доминирует пирротин или пентландит, редко халькопирит, а в габброи-

дах и пироксенитах превалирует пирротиновая вкрапленная минерализация с подчинённым количеством халькопирита и пентландита (Радомская, 2003). Валлериит-пирротин-пентландитовые вкрапленные руды характерны для сильно серпентинизированных пород. Некондиционные руды обнаруживаются в габброидах, пироксенитах, реже в ультраосновных породах. Богатые (№ > 1,0 мае. %) вкрапленные халькопирит-пирротин-пентландитовые руды с минеральными фазами ЭПГ локализуются в северо-восточной части массива на поверхности и на глубине, где границы руд совпадают с контурами «платиноидного горизонта» (см. рис. 3). Густо вкрапленные руды маккинавит-халькопирит-пентландит-пирротинового состава мощностью до 10 м вскрываются на инт. 150-200 м скв. № 4 и № 20. На поверхности в центре рудного поля, а также в ряде скважин на глубине вскрыты тела брекчиево-жтъных руд мощностью до 5 м, кососекущие полосчатость массива. Массивные руды пентландит-кубанит-халькопирит-пирротинового состава обнаружены в придонной части массива по скв. № 40 и № 33. Содержания Си в них достигают 5,7 и № - 1,8 мае. %, Со -500 г/т.

ГЛАВА 3. ПОРОДООБРАЗУЮЩИЕ И РУДНЫЕ МИНЕРАЛЫ

Оливины Кингашского массива относятся к форстеритам с фаялитовой составляющей (Ра) в дунитах и верлитах 13-16 %, оливиновых клинопироксени-тах - 22-24 %. Оливины дунитов и верлитов несут N1 до 0,33 мае. % и на диаграмме зависимости концентрации никеля от железистости попадают в области трендов, типичных для кристаллизации расплавов с полной и 50 % отсадкой сульфидной фазы (рис. 4). Следовательно, ультраосновной расплав был насыщен рудной составляющей.

, NiO, мае. %

Рис. 4. Зависимость содержаний NiO от железистости оливинов Кингашского массива.

1 - дуниты, 2 - верлиты, 3 - верлиты, ассоциирующие с оливиновыми клинопироксенитами, 4 - оливиновые клинопироксениты. Линиями обозначены тренды кристаллизации расплавов, по (Арутюнян и др., 1988): I -силикатный расплав, II - фракционирование оливина в силикатной системе, III-V сульфидно-силикатная система: III - без отсадки сульфида, IV - с полной отсадкой сульфидной фазы, V - с 50 % отсадкой сульфидной фа-

Клинопироксепы в верлитах и оливиновых клинопироксенитах по химическому составу соответствуют диопсидам, в габбро-амфиболитах -авгитам. Зёрна пироксенов несут включения хромалюмошпинели (0,5x3 |im). По трещинам спайности в клинопироксенах развивается ильменит. По разрезу массива снизу вверх в пироксенах повышается железистость и снижаются концентрации Са.

Амфиболы по классификации (Leake et al., 1997) представлены эденитом, паргаситом, ферропаргаситом и тремолитом. Ранняя высокотемпературная генерация амфиболов, соответствующая эденитам, обнаружена в дунитах, верлитах и оливиновых клинопироксенитах. Вторая генерация в виде паргасита выявлена в верлитах, оливиновых клинопироксенитах, массивных и брекчиево-

0,16 0,20 0,24 Fe/(Fe+Mg)

жильных рудах. Третья генерация в виде ферропаргасита также отмечается в брекчиево-жильных рудах. Из анализа полученных данных следует, что роговые обманки эденит-паргаситового ряда на Кингашском месторождении имеют магматическую природу. Тремолит отражает низкую ступень регионального метаморфизма.

Апатит в ультраосновных породах массива встречается в интерстициях между оливинами в виде гипидиоморфных кристаллов, часто внутри чешуек флогопита. В верлитах «платиноидного горизонта» и дунитах апатит срастается с сульфидами. В клинопироксенитах минерал развивается на границе зёрен оливина и пироксена. По химическому составу апатиты из дунитов и верлитов отличаются высокой концентрацией С1 (1,4-1,7 мае. %) по сравнению с апатитами из верлитов, которые ассоциируют с клинопироксенитами (0,6-0,7 мае. %).

Шпинелиды Кингашского массива различаются по структурно-морфолгическим особенностям, химическому составу и условиям кристаллизации. Ранняя генерация в виде включений в оливинах неизменённых дунитов представлена Cr-плеонастом по классификации В.Ф. Смолькина (1979). Шпи-нелидам второй генерации свойственно зональное строение, обусловленное существованием «ядер», отвечающих по составу пикрохромитам, и оторочек, соответствующих Fe-хромитам. Иногда вокруг зёрен наблюдается вторая оторочка из халькопирита. Поздние генерации - Ti-Cr-магнетиты, Cr-магнетиты и магнетиты широко распространены почти во всех типах кингашских медно-никелевых руд.

Известно, что степень деплетированности ультрабазитов имеет взаимосвязь с хромистостью шпинелидов (Arai, 1994), на основании чего предложены графические (Page et al., 2008) (рис. 5) и математические методы (Dmet, = 0,426 Cr/(Cr + Al) + 1,538) (Леснов, 2008), позволяющие оценить степень плавления исходного субстрата. Установлено, что хромплеонасты, Mg-Al-хромиты, а также центральные части зональных хромшпинелидов (пикрохромиты) в ультраосновных породах Кингашского массива кристаллизовались при низкой степени частичного плавления (9,4 - 21,2), присущей развитию абиссальных перидотитов, в то время как Ti-хромиты и краевые части зональных хромшпинелидов (Fe-хромиты) - при высокой (38,2 - 43,8), характерной для перидотитов субдук-ционных зон (рис. 5).

4i.lt о/а

Рис. 5. Бинарная диаграмма отношения магнезиально-сти и хромистости хромшпинелидов (Page et al., 2008).

1-2 - составы хромшпинелидов из ультраосновных пород Кингашского месторождения: 1 - дуниты, 2 - верлиты. Поля составов хромшлинелидов из: I - задуговых перидотитов (Monnier et al., 1995), II - абиссальных перидотитов (Dick, Bullen, 1984), III - перидотитов субдукционных зон (Choi et al., 2008).

Магнетиты в срастании с сульфидами сформировались в результате окисления части сульфидного железа. Это подтверждается экспериментально доказанной возможностью образования магнетита из пирротинового расплава при его взаимодействии с водно-углекислотным флюидом (Конников и др., 2004). На присутствие такого флюида в процессе кристаллизации ультраосновных пород массива указывают позднемагматические водосо-

80 60 40 20 Mg/(Mg+Fe), %

держащие минералы (амфиболы эденит-паргаситового ряда) и минералы, образовавшиеся в результате автометаморфизма (серпентины).

В ряду от раннемагматических к позднемагматическим породам количество ильменитов увеличивается, изменяется и их состав: повышаются концентрации Мп при снижении уровня В ильменитах массивных руд содержание РеО увеличивается с 36,0 до 51,0 мае. %, а МпО уменьшается с 11,99 до 3,5 мае. %.

Таким образом, по минералого-химическим данным, в ультраосновных породах, от ранних дифференциатов к поздним, в ряду дунит-верлит-клинопироксенит увеличивается железистость и снижается магнезиальность силикатных породообразующих минералов, акцессорных шпинелидов и ильменитов. Присутствие амфиболов, слюд и апатита в породах и рудах свидетельствует о насыщенности ультраосновного расплава флюидами и щелочами.

Главными магматическими рудными минералами Кингашского месторождения являются пирротин, пентландит, халькопирит. В качестве второстепенных также встречаются кубанит, маккинавит, валлериит, борнит, халькозин, ковеллин, сфалерит, никелин, Си-пентландит, аргентопентландит, кобальтин, виоларит, паркерит, маухерит, гёредорфит, раммельсбергит и самородная Си.

Пирротины на месторождении представлены тремя модификациями: гексагональным, моноклинным пирротинами и троилитом. Большинство проанализированных минералов стехиометричны по составу, что может быть связано с медленным остыванием сульфидного расплава. Количество Ре (в ат. %) в пирротинах уменьшается от ранних вкрапленных руд в дунитах к эпигенетическим брекчиево-жильным и сплошным рудам. По мере снижения отношения Ре/8 в минерале увеличивается количество N1 и Со и уменьшаются концентрации Си, И1 и Р<1. По геохимическим особенностям кингашские пирротины делятся на две группы. К первой относятся низкосернистые (Б = 34,2 - 37,1 мае. %) и высокожелезистые (Ие = 62,4 - 65,3 мае. %) пирротины из дунитов, верли-тов и клинопироксенитов. Характерной особенностью их является отсутствие примесей N1. Ко второй группе относятся высокосернистые (8 = 38,0 - 39,5 мае. %) и низкожелезистые (Ре = 60,0 - 61,8 мае. %) пирротины с примесями N1 (до 0,4 мае. %) из аповерлитовых серпентинитов «платиноидного горизонта», массивных руд и габброидов.

Пентландиты являются главным концентратором никеля на месторождении. По содержанию в руде пентландит уступает пирротину. В рудных серпентинитах восточной части массива он является доминирующим сульфидным минералом. На диаграмме отношения № к Ре составы пентландитов образуют единый тренд, что подтверждает дифференциацию сульфидного расплава (рис. 6). От ранних вкрапленных руд к эпигенетическим брекчиево-жильным и массивным рудам в пентландитах растёт содержание N1 и уменьшается количество Ре. Высокие концентрации N1 установлены в пентландитах густо-вкрапленных руд «платиноидного горизонта» и в массивных рудах халькопирит-пентландит-пирротиновой минеральной ассоциации. По содержанию Со пентландиты подразделяются на низкокобальтовые и высококобальтовые. На месторождении преобладают низкокобальтовые пентландиты (Со 0,4 -1,8 мае. %, Ре 33,7 - 43,2 мае. %). Высококобальтовые пентландиты с концентрацией Со 2,7 - 5,2 мае. % и Ре 34,5 - 31,6 мае. % обнаружены в сульфидных вкрапленниках клинопироксенитов и в массивных рудах. Повышенный уровень Си (0,16 - 0,5 мае. %) характерен для раннемагматических пентландитов из дунитов (см. рис. 6).

Ni, мас.%

33 : 31 АД

29 : 27 t А

21 :

Со, мае. %

6 • IOS

• А 2 Об

5 : ÍÜ7

□ 4

Си, мас.% 0,8 ^

0,7

0,6

0,5

0,4

0,3

0,2

од

0,0

35 -10 Fe, мае. %

45 30

45 21

23 25 27 29 31 Ni, мае. %

35 40 Ее, мае. %

Рис. 6. Состав пентландитов Кингашского месторождения.

1-3, - вкрапленные руды:1 - дуниты и аподунитовые серпентиниты, 2 - верлиты и аповерли-товые серпентиниты, 3 - аповерлитовые серпентиниты платиноидного горизонта; 4 - брек-чиево-жильные руды; 5 - массивные руды; 6 - оливиновые клинопироксениты, 7 - габбро-амфиболиты.

Халькопириты встречаются в двух морфологических формах: зерна и прожилки в сульфидах или силикатах. Отношение Cu/Fe в них колеблется незначительно - от 1,1 до 1,2. В халькопиритах содержание Fe снижается прямо пропорционально уменьшению концентрации Си (в мае. %): от 33,2 до 28,0 и от 35,1 до 33,4 соответственно. В качестве микропримеси в халькопирите присутствует Ni (от следов до 0,2 мае. %).

На месторождении в брекчиево-жильных и массивных рудах широко развит кубанит в виде самостоятельных зёрен размером 0,1-0,6 мм и прожилков (5-40 (хт) в пирротинах, пентландитах и силикатных минералах. Отношение Cu/Fe в них варьирует от 0,54 до 0,65.

Сравнение состава рудных минералов кингашского комплекса с минералами подобных комплексов других регионов (Печенга, Норильск) говорит о более высоком насыщении железом кингашской рудной системы (рис. 7).

Рис. 7. Состав минералов системы Fe-Ni-S в рудах Кингашского, Аллареченского (Яковлев и Яковлева, 1974) и норильских месторождений (Генкин и др., 1981). На тройную диаграмму нанесены соотношения конденсированных фаз в системе Fe-Ni-S при 400 °С, по (Воган, Крейг, 1981).

Вкрапленное орудене-ние является магматическим, в то время как жильные формы выделения низкотемпературных сульфидов указывают на их принадлежность к эпимагмати-ческому этапу кристаллизации. Изучение характера взаимоотношений рудных

S 50%

<Fc,N¡)S2+ (ÍV¡,Fe)S2 + (Ni,Fe)3S4

Fe 70% (Fej4i)9s8 Ni 50%

Пирротин Пентландит Мак-нннавит Медистый

пентландит

• Д ♦

Месторождения: Кингашское Аллареченское норильские

минералов позволяет проследить порядок выделения магматических сульфидов - пирротина, пентландита, халькопирита. Гексагональный пирротин образуется одновременно с пентландитом в результате распада Мбб. В дунитах кристаллизуется небольшое количество халькопирита с высоким содержанием Ре, тогда как для верлитов отмечается увеличение содержания халькопирита близкого по составу к стехиометричному. Эпимагматический моноклинный пирротин совместно с кубанитом образуют прожилки. Изменение состава рудных минералов, а именно: снижение в них количества Ре, Ш1 и Рс1 и рост концентраций в, № и Со от раннемагматических бедных вкрапленных руд до поздне- и эпимаг-матических брекчиево-жильных и массивных руд, свидетельствует об эволюции сульфидного расплава в процессе его кристаллизации.

Носителями драгоценных металлов кингашских медно-никелевых руд являются минералы платиновой группы (МПГ) и соединения Ац и Аи: мончеит, майченерит, меренскиит, котульскит соболевскит, фрудит, паоловит, сперри-лит, ирарсит, гёссит, самородное, медистое и паладистое Аи, электрум, кюсте-лит, аурикуприд, тетрааурикуприд, Рс1 тетрааурикуприд, амальгама Аи и А§. Гёссит встречается обычно в парагенезисе с МПГ (рис 8 а, в) и является главным концентратором А§ на месторождении. Наши работы позволили получить новые данные о составе МПГ платиноидного горизонта, установить неизвестный ранее для кингашских руд парагенезис меренскиита и кобальтина (рис. 8 б) и обнаружить соединение Яе (рис. 8 г). Большинство МПГ «платиноидного горизонта», среди которых преобладают висмутотеллуриды палладия, находятся внутри или по краям сульфидных агрегатов, состоящих из высокосернистых пирротинов в срастании с пламеневидным троилитом (рис. 8 б) и высоконикелистых пентландитов.

Составы висмутотеллуридов палладия (Рб-мелонит, меренскиит, котульскит, майченерит, собсшевскит) на диаграмме отношения В! к Те образуют единый тренд с отрицательной корреляцией. Рс1 с Те коррелируют положительно в соболевските, котульските и отрицательно в меренскиите. В майченеритах по мере перехода от вкрапленных руд к брекчиево-жильным при снижении концентрации Р1 от 9,8 мае. % до следов поднимается уровень Рс1, Те и Об, мае. % (18 - 24; 23 - 29 и 0,05 - 0,2 соответственно). В меренскиитах количества Рс1 и Ш уменьшаются, а N1 и Те - возрастают от дунитов к верлитам.

Кроме самородной формы, ЭПГ рассеиваются в сульфидах. Анализ пирротина и пентландита показывает на присутствие в них 0,1 - 0,3 мае. % £ЭПГ, что сопоставимо с рудами норильского типа (ЕузИ§пееуа, РШшопоуа, 2002).

ГЛАВА 4. ГЕОХИМИЯ ПОРОД И РУД КИНГАШСКОГО МАССИВА

По отношению 5Ю2 и суммы щелочей породы Кингашского массива принадлежат к серии нормальной щёлочности. Дуниты характеризуются несколько повышенным содержанием А1203 и Ыа20 (2,3 и 0,2 мае. % соответственно, среднее по 93 пробам) по сравнению с реститами, что объясняется присутствием магнезиальной роговой обманки эденит-паргаситового ряда (рис. 9). Верли-ты в соответствии с их минеральным составом также обогащены Иа20 (0,4 мае. %, среднее по 54 пробам). Породы Кингашского массива располагаются на линии оливин-эденита (01-Е<1), в отличие от классических статистических полей распределения химических составов, размещающихся на линии оливин-клинопироксена (01-Срх) (см. рис. 9). С уменьшением уровня М§0 в породах массива увеличиваются количества £>Ю2, СаО, А1203, ТЮ2, Ыа20 и К20 (табл. 1), что отражает магматический процесс фракционирования.

И ж - ^ Рис. 8. МИГ в породах

' КК^^Н Кингашского

'»- ^JgjflM^^^^^^H (а, б) - МПГ «платино-I идного горизонта»: (а) -

гёссит (Gss) мерен-I скиитом (Мег) и майче-J \ ^^Н неритом (Mich); (б) -

Т^Д v-* ^¿Ш кайма кобальтина (Со)

ЧВ^ % I и меренскиита в агрега-

Ите пирротина (Ро) с ла-ИИЯИЯЯВЯга—:Ц-МНигиЦЯВ меллями троилита (Тг); ШВЯЙШШЯШШШШ^ШЯ (®) _гёссит с майчене-Пи^^^^^^^^^ИД Bf . ж т» ш Ц ритом в

^^^^Н^^НШН - оксид рения в пирро-i^^^^VJVÜCn^^^H тине. Фотографии (а,

выполнены в цвете

^^^Н^ВРРЧР^^^^^^В ■ Н контрастного отобра-

жения минеральных

^^НрЯКщ^ВН^^^^^^В I парагенезисов (микро-

^К^Ж анализатор

j^HttaK^HL^^^^^^^^^Bj $ «Superprobe-8200»

I ФИРМЫ Jeol). Насышен-

ЯИИЕк^ШиЯ^'ШИкЭЁМ^1" ЩПШаЯИИЯИВИВмЯЯ! ность цветового спектра растёт пропорционально увеличению атомного номера элементов, входящих в состав минералов.

ЛI/V(МПNa,0+ К20 ° Prg-

Рис. 9. Положение пород Кингашского массива и идарского комплекса на диаграмме В.л. Барсукова, Л.В. Дмитриева (1972) в координатах АЬОз+СаО+ГСагО+КгО - 8Ю2 -(Fe2Oз+FeO+MgO+Mn0+Ti02), мае. %.

1-4 Кингашский массив: 1 - дуниты, аподунитовые серпентиниты, 2 - верлиты, аповерлито-вые серпентиниты, 3 - оливиновые клинопироксениты, 4 - клинопироксениты; 5 - средний состав пород Кингашского массива, 6 - ультраосновные породы идарского комплекса, 7-8 -фигуративные точки составов типоморфных породообразующих минералов: 7 - идеальные (нормативные) форстерита, энстатита, диопсида (01, Орх, Срх), 8 - оливина, клинопироксе-на, эденита и паргасита из ультраосновных пород Кингашского массива (ОГ, Срх', Ее!', Рг^'); 9-10 - статистические поля распределения химических составов пород: 9 - главные виды

ультрамафитов: I - дуниты, оливишпы, II - гарцбургиты, III - ортопироксениты, IV - лерцо-литы, V -верлиты, VI - вебстериты, VII - клинопироксениты; 10 - вулканические и гипабис-сальные породы семейства пикритов: а - меймечиты, б - пикриты, в - перидотитовые кома-тииты.

Таблица 1

Химический состав пород кингашского, идарского и печенгского комплексов

№ п/п 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

Si02 36,25 38,82 37,45 36,17 35,38 46,52 44,79 35,24 39,54 37,13

TiOj 0,14 0,17 0,60 0,52 0,47 0,4 0,42 0,184 0,05 0,95

АЬОз 2,17 2,4 6,90 6,90 3,2 3,14 10,18 2,47 0,6 3,16

Fe203 4,1 5,03 5,32 5,49 3,05 13,05 13,57 13,05 7,59 8,42

FeO 7,54 7,9 8,09 8,87 12,93 8,58

MnO 0,16 0,17 0,15 0,13 0,14 0,13 0,03 0,119 0,13 0,20

MgO 39,24 37,5 25,24 24,30 28,2 21,5 12,48 34,491 31,28 28,20

CaO 0,73 1,4 4,96 5,00 3,0 11,93 15,01 0,107 6,5 2,65

Na20 <0,26 0,85 0,48 0,35 0,77 0,36 0,67 <0,20 <0,01 0,10

K20 0,02 0,08 0,09 0,07 0,61 0,13 0,36 0,079 <0,01 0,11

P205 0,02 0,03 0,08 0,08 0,06 0,04 0,02 0,020 0,03 0,07

П.п.п. 5,83 3,48 5,76 6,83 8,66 2,75 2,62 14,10 8,93 9,00

1,2 0,39 1,80 2,84 2,19 - - - 0,13 0,33

co2 - 0,22 0,20 0,53 2,64 - - - 5,07 0,29

сумма 98,30* 99,84* 99,21* 100,83* 101,30 99,95 100,15 99,86 99,85 99,19

Cr 2500 6400 3400 2900 3100 3400 1000 3300 2100 3420

Ni- 3200 4200 9300 10300 9900 1800 850 8000 2200 2200

Co 150 160 240 215 310 220 140 250 71 200

Cu 1100 1000 3300 8200 2400 600 390 1500 21 200

V 44 79 160 140 72 360 250 - <50 170

Ni/Cu 2,9 4,2 2,8 1,3 4,1 3,0 2,2 5,3 104,8 11,0

Ti/Cr 0,3 0,2 1,1 1,1 0,9 0,7 2,5 0,3 0,1 1,7

Os <0,1 <0,1 11,80 7,10 60,40 0,86 <0,1 - <0,1 -

Ir 1,2 6,6 8,4 22,9 14,0 1,5 1,9 - 1,7 -

Ru 2,7 7,5 20,1 95,7 126,6 0,4 0,4 - 5,1 -

Rh 1,3 7,7 10,0 9,2 29,0 1,5 <0,1 - 5,0 -

Pt 86,8 244,9 236,0 1942,0 322,0 12,7 18,9 420 23,9 -

Pd 29,2 191,9 554,0 1656,0 700,9 10,6 24,2 1100 31,9 -

Re 6,0 3,9 14,7 19,6 66,6 6,8 6,2 - 0,7 -

Pd« 0,34 0,78 2,35 0,85 2,18 0,83 1,28 2,62 1,33 -

руда «платиновдного горизонта», 5 - брекчиево-жильная руда; 6 - клинопироксенит; 7 -габбро-амфиболит; 8 - серпентинит аподунитовый Верхнекингашского массива; 9 - серпентинит идарского комплекса; 10 - средний состав верлитов серпенпшизированных (42 пробы), Печенгская интрузия (Смолькин, 1992). Анализы выполнены в ИГХ СО РАН, г. Иркутск: силикатный анализ (мае. %) - (аналитик Т.В. Ожогина), 6-9 анализы - рентген-флуоресцентным методом (аналитик АЛ. Финкельшгейн); элементы группы железа (г/т) -атомно-абсорбционным, в 8 анализе - количественным спектральным методом (аналитик С.С. Воробьева); ЭПГ (мг/т) - ICP-MS (аналитики В.Н. Власова, В.И. Ложкин), в 8 анализе -сшшгилляционно-эмиссионным методом (аналитик С.И. Прокопчук). * - в сумму анализов 1,2,3,4 входят Сг203 (0,37; 0,76; 0,50; 0,42), N¡0 (0,41; 0,49; 1,18; 1,31), СиО (0,14; 0,15; 0,41; 1,01). Прочерк-элементы не определялись.

Аподунитовые серпентиниты и гарцбургиты идарского комплекса характеризуются невысокими концентрациями А1203, ТЮ2, Со, V. Они практически

не содержат Си или её уровень находится ниже пределов обнаружения, в то время как в ультраосновных породах Кингашского массива количество Си составляет 1100 - 8200 г/т.

Дуниты и верлиты кингашского комплекса отличаются повышенными концентрациями А1203, N320, Си и пониженными ТЮ2 от ультраосновных пород печенгского верлит-габбрового комплекса (Смолькин, 1992).

Средние содержания серы в дунитах и верлитах Кингашского массива варьируют от 1,4 до 2,6, мае. %, что приближается к содержанию серы в хонд-ритах (2,1 %), принятых в качестве среднего для метеоритного вещества (Гри-ненко, Гриненко, 1974). Значение 5834 серы кингашских руд варьирует от -1,4 до +2,0 %о (Глотов и др., 2004) и приближается к значениям 5834 серы мантийного происхождения (от 0 до 3,0 %о).

В исследуемых породах Кингашского массива суммарное количество РЗЭ прямо пропорционально концентрации ТЮ2, Р205, Бс, V, и обратно пропорционально содержанию М§0. Ультраосновные породы имеют отрицательный наклон кривых распределения РЗЭ, нормализованных к хондриту (РЗЭМ). Это обусловлено обогащением лёгкими лантаноидами (Ы1ЕЕ) (Ьа/УЬ)м 2,0-3,0 относительно тяжёлых (рис. 10). Отмечается увеличение РЗЭ от дунитов к верли-

Рис. 10. Спектры редкоземельных элементов в породах и рудах Кингашского массива.

Нормирование выполнено по содержанию РЗЭ в хондрите С1 (ВоуМоп, 1984). 1 - дуниты и аподунитовые серпентиниты; 2 - верлиты и аповерлитовые серпентиниты; 3-4 - богатые вкрапленные руды с содержанием № > 1,0 мае. %: 3 -аподунитовый серпентинит, 4 - аповерлитовые серпентиниты «платиноидного горизонта»; 5 - клинопироксенит, 6 -габбро-амфиболиты, 7 - микрогаббро. Серое поле - дуниты и верлиты.

Низкие количества РЗЭ (4-5 г/т) в богатых рудах (N1 > 1,0 мае. %) дунитов показывают, что образование этих пород происходило на раннемагматической стадии в результате гравитационной отсадки сульфидов. Богатые руды аповерлитовых серпентинитов «платиноидного горизонта» с высокими концентрациями РЗЭ (20-25 г/т) и повышенными содержаниями ТЮ2, Ъх, У, М> кристаллизовались на позднемагматическом этапе из остаточных расплавов, насыщенных С1, Б, Н20, которые способствовали переносу ЭПГ.

Петрографо-минералогические и геохимические данные подтверждают механизм кристаллизационной дифференциации расслоенной серии Кингашского массива из исходного расплава соответствующего пикритам и обогащенного БеО, А1203, ТЮ2, РЗЭ. Сходство геохимических трендов распределения петрогенных, рудных элементов и РЗЭ в породах и рудах Кингашского и Верх-

там, клинопироксенитам и габброидам. 10

Ь 1

§ Га Се Рг N(1 8т Ей СЛ ТЬ Но Ег Тт УЬ Ей

О *

Ьа Се Рг N<1 8т Ей ОЛ ТЬ Ву Но Ег Тт УЬ Ьч

некингашского массивов свидетельствует об образовании их из единого родо-начального расплава.

Ультраосновные породы рудоносных массивов Канского блока выделяются повышенными содержаниями ТЮ2 (0,1 - 0,7 мае. %), £РЗЭ от 4 д0 25 г/т, и трендами РЗЭн с отрицательной аномалией Ей. Присутствие значительных концентраций в расплаве АЬ03 проявляется в присущей породам кингашского комплекса ассоциации оливина, клиноприоксена и амфибола эденит-паргаситового ряда.

Хром является элементом раннемагматической кристаллизации и накапливается в дунитах, где среднее его количество составляет 0,36 мае. %, а основными концентраторами Сг являются плеонасты и хромиты. В верлитах Сг обогащены хромиты и магнетиты, амфиболы. В брекчиево-жильных рудах обнаружены ферропаргаситы с примесью Сг до 0,18 мае. %. Значения Сг в клинопи-роксенитах (от 0,25 до 0,5 мае. %) на порядок превышают кларковое содержание, принятое для основных пород. Это связано с большим количеством включений хромшпинелидов в клинопироксенах.

В ультраосновных породах Кингашского месторождения основное количество N1 связано с пентландитами, являющмея главным концентратором № среди рудных минералов. Максимальные концентрации N1 (14900 г/т) установлены в аповерлитовых серпентинитах «платиноидного горизонта» с содержанием серы до 3,5 мае. %. В массивных рудах с аналогичными концентрациями N1 содержания сульфидной 8 достигают 14,5 мае. %. В клинопироксенитах и габбро-амфиболитах снижается уровень № (г/т) от 1880 до 448 и от 1200 до 48 соответственно.

Доля N1 в оливинах дунитов составляет 0,27 - 0,34 %, хромшпинелидов -от следов до 0,21 %. В силикатных минералах оливиновых клинопироксенитов определяются лишь следы №.

В ультраосновных породах Кингашского массива количество Си колеблется в широких пределах: от 80 до 6200 г/т в дунитах и от 35 до 8200 г/т в верлитах. В массивных халькопирит-пирротин-кубанитовых рудах концентрации Си достигают 5,7 мае. %. В клинопироксенитах содержания Си варьируют от 10 до 3000 г/т, в габбро-амфиболитах - от 15 до 900 г/т.

Минералы кобальта на Кингашском месторождении встречаются довольно редко. Обычно элемент присутствует в виде примеси в рудных минералах. Основное количество М, Си и Со в рудах Кингашского месторождения находится в сульфидной форме, что подтверждается прямой зависимостью содержаний этих элементов от уровня Б.

С ультраосновными породами Кингашского массива связаны промышленные концентрации ЭПГ, среди которых наиболее распространёнными являются Рс1 и Р1. По разрезу скважин, вскрывающих породы северо-западной части массива, содержания Рг и Рс1 с глубиной возрастают и достигают в дунитах 0,34 г/т Р^ 0,42 г/т Рс1. Прямая корреляция содержаний Р^ Р<1 и Аи с количеством N1 и Б в ультраосновных породах нарушается повышением уровня Р1, Рс1, Аи относительно N1 и Б в аповерлитовых серпентинитах «платиноидного горизонта».

В дунитах и аподунитовых серпентинитах количество Р1 обычно преобладает над Рс1, в то время как в аповерлитовых серпентинитах наблюдается обратная картина.

Содержания ЭПГ в породах и рудах Кингашского массива, нормированные к хондриту С1, показывают магматический тренд их распределения. Отмечается обеднение тугоплавкими платиноидами (Оэ, 1г, Яи) относительно легкоплав-

ких (Pt, Pd, Rh) (рис. 11). Уровень платиноидов возрастает от дунитов к верли-там и снижается в габброидах и клинопироксенитах.

Рис. 11. Содержания благородных металлов в породах, нормированные к хондриту CI (Naldrett, Duke, 1980).

1-5 - породы Кингашского массива: 1 - верлиты, 2 - дуниты, 3 - пироксени-ты, 4 - габбро-амфиболиты.

0,00001

Впервые методом 1СР-МБ исследовано содержание Яе в породах Кингашского массива (см. табл. 1). Брекчиево-жильные руды аповерлитовых серпентинитов наиболее богаты этим эле-

Os Ir RU Rh Pt Pd Au ментом (66 мг/т). Рений в ультраосновных породах Кингашского месторождения корзи? пирует с ЭПГ.

Таким образом, эволюция сульфидного расплава проявляется в увеличении уровня Ni, Cu, Со, ЭПГ, Re, Ag и Au от ранних вкрапленных руд к брекчиево-жильным и массивным рудам, в повышении отношения Pd/Pt в дунитах от 0,15 до 1,9 (среднее 0,6) и в верлитах от 0,1 до 4,2 (среднее 1,5).

Высокое содержание РЗЭ, Ti02, Zr, Y, Nb в аповерлитовых серпентинитах «платиноидного горизонта», по сравнению с другими ультраосновными породами, свидетельствует, о том, что собственно позднемагматическая стадия является наиболее благоприятной для накопления ЭПГ. Метаморфизм осложняет первичную картину распределения компонентов в рудах, но не стирает закономерности обогащения придонных частей массива Ni, Cu, Pd и Pt.

Геохимическими индикаторами рудоносных гипербазитов Канского блока с платиноидно-медно-никелевой сульфидной минерализацией являются повышенные содержания S (0,2 - 3,8 мае. %), Ti02 (>0,1 мае. %), Си (>35 г/т), низкие отношения Ni/Cu (2,8 - 10,5) и повышенные Ti/Cr (90,2 - 2,0), высокая 1РЗЭ (4 -25 г/т).

ГЛАВА 5. ГЕНЕТИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Исследователями предлагались несколько моделей формирования массива: дифференцированная интрузия (Глазунов, 1995, Глазунов и др., 2003), вулканогенное его происхождение (Корнев, Еханин, 1997), субвулканическое тело (Чернышов и др., 2004; Глотов и др., 2004). Рассматривалось также полихрон-ное становление массива в течение трёх этапов (Гертнер и др., 2009).

Термобарометрические расчёты, полученные в ходе нашего исследования, показывают на различия условий кристаллизации ультраосновных пород и габброидов. Расчётная равновесная температура кристаллизации оливинов и хромшпинелидов (Ballhaus et al., 1991; Перчук, 1977) в дунитах массива определена в пределах 1260 - 1142 °С, в верлитах - 1074 - 1062 °С. Равновесная температура образования оливинов и пироксенов в оливиновых клинопироксенитах варьирует от 908 до 1047 °С. Давление, вычисленное при помощи геобарометра (Nimis, Taylor, 2000) с использованием температур, рассчитанных по клинопироксеновым термометрам Л.Л. Перчука и R.R. Loucks, показало, что формирование верлитов происходило при давлениях 13-15 кбар, оливиновых клинопироксенитов -11-14 кбар, габбро - 8 кбар. Параметры Р-Т условий кри-

сталлизации пород массива превышают таковые эпидот-амфиболитовой фации метаморфизма, зафиксированной как в породах массива, так и во вмещающих его породах.

Результаты изотопного исследования по валовым составам ультраосновных пород и ассоциирующего с ними габбро (данные О.М. Глазунова), позволили построить Sm-Nd изохрону, наклон которой соответствует возрасту 1387 ± 40 млн лет (MSWD = 0,33, Ndl = 0,511005 ± 0,000050). Наклон изохроны габбро-амфиболитов Кингашского массива отвечает возрасту 797 млн лет (Ndl = 0 511609) Недостаточное количество анализов неизменённых пород Кингашского массива, а также высокая подвижность Sr и Rb под воздействием метаморфических процессов не позволили построить достоверные изохроныв координатах Rb-Sr изотопной системы. Высокие отношения Sr/ Sr (0,7UMH3 -О 707531) и низкие значения eNd (2,6 - 3,2) пород соответствуют мантииному компоненту EM-II, формирующемуся при крутопадающей субдукции (Ueda, 1982 Sylvester 1989), а его изотопные отношения объясняются субдуцировани-ем в'мантию терригенных осадков (Dickin, 1995), насыщенных водой, обеспечивающей более низкие степени плавления исходного субстрата.

Таким образом, полученные данные указывают на магматический генезис массива, осложнённый метаморфизмом. Дуниты, верлиты, клинопироксениты и габбро сформировались в результате дифференциации родоначальнои магмы феррипикритового состава. Часть габброидов внедрилась с разрывом во време-

"И На магматической стадии из ультраосновного расплава в температурном интервале 1400-1000 °С кристаллизуются хромшпинелиды, оливины, клинопи-роксены. В поздних дифференциатах накапливаются Mn-содержащие ильмени-ты Выделение высокомагнезиальных роговых обманок (эденита и паргасита) завершает магматическую стадию. Магнетиты поздних генераций образуются

при взаимодействии водного флюида с сульфидной жидкостью.

Одновременно с кристаллизацией основных породообразующих силикатов в магматическую стадию происходит сегрегация высокотемпературных Fe-Ni сульфидов (пирротина и пентландита), которые в виде сфероидальных расслоенных сульфидных капель обнаружены в силикатной матрице. Этому процессу способствует присутствие в расплаве S, Р и летучих компонентов (F, Н20, U, В) Сульфидная жидкость, заполняя интерстиции между ранее образованными кристаллами силикатных минералов, формирует ранние вкрапленные пентлан-дит-пирротиновые руды в температурном интервале 1000-600 С (Колонии, Синякова, 2005). Концентрация сульфидных капель в придонной части массива при участии механизма ликвации и под действием силы гравитации приводит к появлению густо вкрапленных богатых руд. Брекчиево-жильные пентландит-халькопирит-кубанит-пирротиновые руды, обогащённые ЭПГ формировались в эпимагматический этап, когда сульфидная жидкость интрудировала в ослабленные зоны. Массивные руды кристаллизовались совместно с ферропаргаси-тами.

«Платиноидные горизонты» Кингашского массива являются поздними дифференциатами расплава, что подтверждается высокими содержаниями в них РЗЭ. Срастание апатитов с сульфидами указывает на одновременную их кристаллизацию. Присутствие ильменита с высокими концентрациями Мп (3,2 - 3,8 мае. %) в этих горизонтах подтверждает относительно низкотемпературные условия их формирования на заключительных этапах магматического процесса. Наличие в этих горизонтах большого количества водосодержащих минералов,

таких как роговые обманки и апатиты, указывает на присутствие в остаточном расплаве флюидных компонентов (СJ, F, Р), которые по экспериментальным данным (Boudreau, 2002) способствуют отложению ЭПГ. A.A. Маракушев (2005) считает, что концентрирование легкоплавких платиноидов происходит в хромититовых и сульфидных расплавах при ощелачивании базит-гипербазитовых магм. Существует точка зрения о пневматолитовом генезисе минералов платиновых групп в сульфидных медно-никелевых рудах (Рябов и др., 1982).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В результате проведённых исследований были получены новые минералогические и геохимические данные, анализ и обобщение которых позволили сделать следующие выводы.

Изотопные и термобарометрические данные подтвердили многоэтапное становление массива и позволили определить геодинамические условия образования ультраосновного расплава. Его внедрение отвечает возрастному рубежу 1387 ± 40 млн лет. В результате кристаллизационной дифференциации сформировалась расслоенная серия массива, представленная дунитами ('Г-1260 - 1140 °С, Р~14 кбар), верлитами (Т-1100 - 1160 °С, Р~14 кбар), оливиновыми клинопироксенитами (Т-980 - 1050 °С, Р~11 - 14 кбар), клинопироксенитами и габбро. Установленные параметры температуры и давления кристаллизации пород, характерны для абиссальных условий образования интрузий. Часть габброидов внедрилась с разрывом во времени, и их кристаллизация происходила при Т-990 °С и Р~8 кбар.

Высокие изотопные отношения 87Sr/86Sr = 0,7060-0,7066, и низкие значения U3Nd/144Nd = 0,5125-0,5130, eNd (2,6 - 3,8) пород Кингашского массива соответствуют мантийному компоненту EM-II, формирующемуся при крутопадающей субдукции.

Сульфидная минерализация пространственно связана со всеми породами массива, но промышленные количества Ni, Cu, ЭПГ установлены только в ультраосновных разновидностях. Выявлено два типа руд по времени их образования: сингенетический (вкрапленные и густо вкрапленные) и эпигенетический (брекчиево-жильные и массивные). Основная доля никеля, меди, кобальта и платиноидов входит в сульфидные вкрапленные руды халькопирит-пирротин-пентландитового типа. Богатые вкрапленные руды образовались на раннемаг-матической стадии, как продукт жидкостной несмесимости и гравитационной отсадки (густо вкрапленные пентландит-пирротиновые руды, с подчинённым количеством железистого халькопирита) и на позднемагматической стадии, при участии остаточного расплава, насыщенного Cl, F, Н20, которые способствовали переносу и сегрегации платиноидов (вкрапленные хапькопирит-пентландит-пирротиновые руды «платиноидного горизонта» с МПГ). Эпигенетическая стадия завершилась формированием брекчиево-жильных (кубанит-хапькопирит-пентландит-пирротиновый состав, МПГ) и массивных руд (кубанит-пентландит-халькопирит-пирротиновый состав).

Геохимическая зональность массива проявляется в чередовании бедных, рядовых и богатых руд с концентрированием Ni, Cu, Со и благородных металлов в придонной, северо-западной части месторождения и выражается сменой минеральных парагенезисов: преимущественно пентландит-пирротинового в дунитах и хапькопирит-пирротин-пентландитового в верлитах. Как показывает сравнительный анализ сингенетических и эпигенетических руд, эволюция суль-

фидного расплава приводит к повышению количества Ni, Cu, Со, ЭПГ, Re, Ag и Au от ранних вкрапленных руд к брекчиево-жильным и массивным рудам, увеличению отношения Pd/Pt в дунитах (до 1,9) и в верлитах (до 4,2).

Присутствие в составе руд, кроме Ni, Cu, Со, ЭПГ, также Au, Ag, Cr, Ti, Se и V открывает перспективы использования комплексного подхода при разработке руд месторождений кингашского типа. Рекомендуется выявить масштаб распространения элемента Re, ценного по значению в электронной промышленности.

Сравнение минералого-геохимического состава ультраосновных пород Канского блока позволило выделить критерии рудоносности гипербазитов кингашского комплекса относительно идарского: повышенные содержания ТЮ2 >0,1 мае. % (<0,02 мае. %); Си >35 г/т (<20 г/т); 2РЗЭ - 4 - 25 г/т (<5,6 г/т в) с отрицательной Ей аномалией; низкое Ni/Cu - 2,8 - 10,5 (105) отношение при широких вариациях концентраций Ni и высокое Ti/Cr - 0,2 - 2,0 (0,1) отношение. Руды «платиноидного горизонта» характеризуются аномальным уровнем ЭПГ, Ni, Cu, Au, РЗЭ, парагенезисом висмуто-теллуридов паладия, высоконикелистого пентландита, высокосернистого пирротина с пламеневидными ла-меллями троилита.

Основные публикации по теме диссертации В изданиях, рекомендованных ВАК:

1. Радомекая ТА., Глазунов О.М. Редкоэлементный состав пород и руд плати-ноидно-медно-никелевых месторождений кингашского типа // Геология, поиски и разведка рудных месторождений. Известия Сиб. отд-ния секции наук о Земле РАЕН. - Иркутск: Изд-воИрГТУ, 2009.-С. 37-42.

2. Глазунов О.М., Радомекая Т.А., Геохимическая модель генезиса Кингашского гиатиноидно-медно-никелевого месторождения // ДАН. 2010. Т. 430. Na 2. С. 222-226.

В других изданиях:

3. Радомекая Т.А. Особенности распределения рудных элементов в зоне контакта габбро и перидотитов Кингашского платиноидно-медио-никелевого месторождения (Восточный Саян) // Строение литосферы и геодинамика. Материалы XX Всеросс. молодежной конференции,- Иркутск: ИЗК СО РАН, 2003. - С. 166 - 167.

4. Глазунов О.М., Еханин А.Г., Богнибов В.И., Радомекая Т.А. Проблема концентрации рудных компонентов на Кингашском платиноидно-медно-никелевом месторождении И Состояние и проблемы геологического изучения недр и развития минерально-сырьевой базы Красноярского края. Материалы докладов научно-практич. конференции, по-свящ. 60-летию Красноярской геологии (1943 - 2003 гг.). - Красноярск: Изд-во КНИИГиМС,

2003.-С. 189-202.

5. Глазунов О.М., Радомекая Т.А. Геохимия благородных элементов и никеля в Кингашском месторождении // Геология, поиски и разведка полезных ископаемых и методы геологических исследований. Сборник избр. трудов научно-технич. конференции ИрГТУ. -Иркутск: Изд-во ИрГГУ, 2003. - С.104 - 108.

6. Глазунов О.М., Радомекая Т.А., Суворова Л.Ф., Прокопчук С.И. Парагенети-ческие ряды рудных минералов на разных этапах генезиса Кингашского платиноидно-медно-никелевого месторождения Восточного Саяна // Геология, поиски и разведка полезных ископаемых и методы геологических исследований. Сборник избр. трудов научно-технич. конференции. Вып. 4. - Иркутск: Изд-во ИрГТУ, 2004. - С. 209 - 213.

7. Радомекая Т.А. Минералогическая зональность на Кингашском платиноидно-медно-никелевом месторождении // Современные проблемы геохимии. Материалы науч. конференции молодых ученых ИНЦ СО РАН. - Иркутск: Изд-во ин-та географии СО РАН,

2004.-С. 33 -35.

8. Глазунов О. М., Радомекая Т.А., Прокопчук С.И. Эволюция состава платано-идно-никелевых плутонов в архейских зеленокаменных поясах П Ультрамафит-мафитовые комплексы складчатых областей докембрия. Материалы Междунар. конференции. - Улан-

Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН, 2005. -С. 150 - 152.

9. Радомская Т.А., Глазунов О.М., Прокопчук С.И. Форма нахождения платиноидов в рудах Кингашского месторождения // Ультрабазиг-базитовые комплексы складчатых областей. Материалы междунар. конференции - Иркутск: Изд-во ИрГТУ, 2007. - С 420 -425.

10. Глазунов О. М, Глазунова Т. Л., Радомская Т.А. Геолого-геохимическая модель Кингашского рудного поля в Саянской никель-платиноносной провинции И Месторождения природного и техногенного сырья: геология, геохимия, геохимические и геофизические методы поиска, экологическая геология. Материалы Междунар. конференции. - Воронеж: Изд-во Воронежпечать, 2008. - С. 65 - 68.

11. Радомская Т.А. Физико-химические условия образования Pt-Cu-N¡ месторождений кингашского типа // Третья междунар. конференция «Ультрабазит-базитовые комплексы складчатых областей и связанные с ними месторождения». - Качканар, 2009. - С. 138 -141.

12. Радомская Т.А. Геохимические особенности ультрабазит-базитовых комплексов Канского блока (В.Саян) // Современные проблемы геохимии. Материалы конференции молодых учбных. - Иркутск: Изд-во Ин-та географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, 2011. - С. 83 -87.

13. Глазунов О.М., Сапаев A.B., Радомская Т.А. Эволюция состава и рудоносно-сти ультрабазитов из гнейсовых террейнов южного обрамления Сибирской платформы // Материалы Всеросс. конференции, посвящ. 100-летию со дня рожд. чл.-корр. АН СССР М.М. Одинцова, (тезисы докладов). - Иркутск: Петрографика, 2011. - С.47 - 49,

14. Глазунов О.М., Радомская Т.А., Глазунова Т.Л. Глубинные источники и эволюция платиноидно-медно-никелевого парагенезиса Кингашского рудного поля (КРП) // Платина России. Сборник науч. трудов. Т. VII. / Гл. ред. чл.-корр. РАН Д.А. Додин. - Красноярск. 2011,-С. 448-457.

Подписано к печати 07.02.2012 г. Формат 60*84/16. Объем 1,4 п.л. Тираж 120 экз. Заказ №545. Издательство Института географии им. В.Б. Сочавы СО РАН. 664033 г. Иркутск, ул. Улан-Баторская,!.

Текст научной работыДиссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Радомская, Татьяна Александровна, Иркутск

61 12-4/100

ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ НАУКИ ИНСТИТУТ ГЕОХИМИИ ИМ. А.П. ВИНОГРАДОВА СИБИРСКОГО ОТДЕЛЕНИЯ РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК

На правах рукописи

РАД ОМСКАЯ Татьяна Александровна

МИНЕРАЛОГИЯ И ГЕОХИМИЯ КИНГАШСКОГО ПЛАТИНОИДНО-МЕДНО-НИКЕЛЕВОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ

(В. САЯН)

25.00.05 - Минералогия, кристаллография 25.00.09 - Геохимия и геохимические методы поиска полезных ископаемых

диссертация на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Научный руководитель:

доктор геолого-минералогических наук,

профессор О.М. Глазунов

Иркутск - 2012

ОГЛАВЛЕНИЕ

Введение..................................................................................... 4

Глава 1. Состояние проблемы. История изучения и геологическое строение ультраосновных пород Канского блока.................................... 10

1.1. Состояние проблемы......................................................... 10

1.2. История изучения ультраосновных пород Канского блока.......... 12

1.3. Основные черты геологического строения Канского блока.......... 18

Глава 2. Геологическое строение и петрология Кингашского массива.........23

2.1. Геологическое строение массива........................................... 23

2.2. Петрографо-минералогическая характеристика пород............... 34

Глава 3. Породообразующие и рудные минералы................................. 43

3.1. Оливины........................................................................ 43

3.2. Клинопироксены.............................................................. 47

3.3. Амфиболы...................................................................... 49

3.4. Хромшпинелиды ............................................................. 63

3.5. Ильмениты ..................................................................... 72

3.6. Минералы системы Fe-S, Fe-Ni-S......................................... 78

3.7. Минералы системы Cu-Fe-S .............................................. 96

3.8. Минералы системы Pd-Bi-Te.............................................. 104

Глава 4. Геохимия пород и руд Кингашского массива........................... 115

4.1. Породообразующие элементы ........................................... 115

4.2. Сера ........................................................................... 123

4.3. Редкоземельные и рассеянные элементы ............................. 126

4.5. Элементы группы железа и благородных металлов................. 133

Глава 5. Генетическая модель месторождения ................................... 150

Заключение............................................................................... 162

Список литературы ..................................................................... 164

ПРИЛОЖЕНИЯ

Приложение 1 Состав пород Кингашского массива по скв. 14............. 184

Приложение 2 Состав пород Кингашского массива по скв. 16 ............ 189

Приложение 3 Состав пород Кингашского массива по скв. 2 ............. 199

Приложение 4 Состав пород Верхнекингашского массива по скв. 302 ... 201 Приложение 5 Состав пород Идарского белогорья ...........................204

Сокращения и символы:

А18р1 - алюмошпинель 11т - ильменит

АтГ - амфибол Мс - маккинавит

Вог - борнит Мег - меренскииг

Ср - халькопирит МкЬ - майченерит

Сро - халькопирротин - магнетит

Срх - клинопироксен 01 - оливин

СоЬ - кобальтин Рк - плеонаст

СП - хромит Рп - пентландит

СиЬ - кубанит Ро - пирротин

Си-Рп медистый РГЕ - паргасит

пентландит

Су - ковеллин 8егр - серпентин

Её - эденит Тп - талнахит

ОБв - гёссит Тг - троилит

Ра - фаялит Тгш - тремолит

Бо - форстерит Уа1 - валлериит

Ш - халькозин

Петрохимические коэффициенты #шё = МёО / (Мф + БеО + Ге20з)

Минеральные коэффициенты Бе# = БеО / (БеО + МвО) х 100 Сг# = Сг203 / (Сг203 + А120з) * 100

- магнезиальный индекс

- железистость минералов

- хромистость минералов

ВВЕДЕНИЕ

Кингашское рудное поле с гипербазитовыми и гипербазит-базитовыми массивами расположено в метаморфизованной толще Канского докембрийско-го выступа в южном складчатом обрамлении Сибирской платформы и является составной частью Саянской платиноидно-медно-никелевой провинции (Глазунов, 1994а). В работах ряда исследователей гипербазиты, отнесённые к идар-скому комплексу нижнего протерозоя (Шелковников, 1961), были разделены на «безрудные - производные перидотитовой магмы» (дунит-гарцбургитовая формация) и «рудные - производные базальтоидной магмы» (дунит-верлит-габбровая формация) (Глазунов, 1962). К «рудным» относится эталонный Кин-гашский дунит-верлиг-габбровый массив, значительная часть которого представляет собой месторождение с крупными подсчитанными запасами платино-идно-медно-никелевых руд (Ломаева, Тарасов, 2010) и который является объектом исследований автора данной работы.

Несмотря на повышенный интерес исследователей к массиву, остаются нерешёнными вопросы глубины его формирования, комагматичности ультраосновных и основных пород, геохимии элементов группы железа и благородных металлов, условий локализации руд. Исследователями предлагались несколько моделей формирования массива: дифференцированная интрузия (Платинонос-ность..., 1995; Глазунов и др., 2003а), вулканогенное происхождение (Корнев, Еханин, 1997), субвулканическое тело (Чернышов и др., 2004; Глотов и др., 2004). Рассматривалось также полихронное становление массива (Гертнер и др., 2005).

Сравнение химического состава пород кингашского с другими ультраосновными комплексами позволит установить критерии рудоносности массивов кингашского типа и расширить минерально-сырьевую базу Красноярского края. Необходимость исследования новых источников платиноидно-медно-никелевых руд диктует прогнозируемое, по экспертным оценкам, снижение современных темпов добычи утверждённых запасов богатых сульфидных плати-ноидно-медно-никелевых руд Норильско-Талнахского рудного гиганта через

25-30 лет (Додин и др., 2004).

Для достижения поставленной цели решались следующие задачи:

1) Изучение равновесных минеральных парагенезисов в породах массива;

3) Определение по изотопным данным мантийного компонента как источника родоначального магматического расплава и геодинамической обстановки

образования массива;

4) Построение геохимической модели генезиса с оценкой Р-Т условий кристаллизации пород месторождения.

Научная новизна:

1) В результате комплексных петролого-геохимических исследований выполнен физико-химический расчёт Р-Т условий кристаллизации пород массива, вычислен состав родоначальной рудоносной магмы, построена генетическая

модель месторождения;

генезиса. Выявлен характер распределения Сг, N1, Со, Си и ЭПГ на разных стадиях эндогенного процесса;

4) Впервые на месторождении в рудах обнаружено соединение Яе, установлен неизвестный ранее парагенезис меренскиита и кобальтина, проведено исследование содержания Яе в породах кингашского и идарского комплексов.

Практическая значимость. Уточнены детали зональности с разделением зон геохимического концентрирования и рассеяния Сг, №, Си, Со и ЭПГ. Расшифрована генетическая природа богатых руд массива. На основании сравнения распределения РЗЭ, петрогенных, рудных элементов в породах Кингашского месторождения и в гипербазитах идарского комплекса выделены критерии различия перспективных объектов на платиноидно-медно-никелевое орудене-ние среди ультрабазитов Канского блока. Составлена карта минералогических типов руд.

Защищаемые положения:

1. Платиноидно-медно-никелевое оруденение Кингашского дунит-верлит-габбрового массива сформировалось в результате кристаллизации магмы пик-ритового состава, обогащенной рудными компонентами. Эволюция магматического рудообразующего расплава приводит к повышению концентраций М, Си, Со и ЭПГ в ультраосновных породах, изменению состава минералов и закономерной смене сульфидных парагенезисов от ранних дифференциатов к поздним.

ты, верлиты, оливиновые клинопироксениты, клинопироксениты (Т = 1260 -980 °С, Р = 14 -11 кбар).

Публикации и апробация работы. По теме диссертации опубликовано 14 работ, в том числе 2 статьи в журналах «Доклады Академии Наук» и «Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН. Геология, поиски и разведка рудных месторождений», включённых в Перечень ВАК. Результаты исследований докладывались на конференции ИрГТУ, (Иркутск, 2006), научной конференции «Ультрабазит-базитовые комплексы складчатых областей» (Чер-норуд, Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН, 2007), конференциях молодых учёных «Современные проблемы геохимии» (Иркутск, ИГХ СО РАН, 2009, 2011).

Во время полевых исследований производилось штуфное опробование. Минеральный состав пород и руд исследовался в 423 прозрачных шлифах (из них 137 - авторских) и 192 аншлифах (из них 64 - авторских). Фотографии шлифов выполнены на микроскопе Olympus ВХ51.

В работе использованы результаты аналитических исследований пород и руд, выполненные в Институте геохимии им. А.П.Виноградова СО РАН г Иркутска в период с 1999-2010 гг. Полный химический силикатный анализ петро-генных элементов и атомно-абсорбционный рудных (Cr, Ni, Cu, Со, Zn) (294 пробы, из них 93 - авторских) выполнен аналитиком Т.В. Ожогиной. Петроген-ные элементы (190 проб, из них 72 - авторских) анализировались также рент-

ген-флуоресцентным методом (аналитики лаборатории Рентгеновских методов анализа под руководством А.Л. Финкелыптейна).

Рудные элементы Cr, Ni, Си, Со, Zn (20 проб) дополнительно определены аналитиком Т.С. Айсуевой на приборе S4 Pioneer, tablet, Rh-anod, 40 kB, 50 mA.

Сцинтилляционный эмиссионный спектральный квантометрический анализ (160 проб) применялся для ЭПГ, Au и Ag (аналитик к.т.н. С.И. Прокопчук).

Содержания Pt, Pd, Ru, Ir, Rh, Au (55 проб) определялись методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой (ICP-MS) с использованием прибора Element 2 (аналитик Ю.В. Сокольникова), AAC AAnalyst-800 фирмы Perkin-Elmer (аналитики И.Ю. Воронова, Г.Я. Стрежнева) (разложение проб -

аналитик В.Н. Власова).

Проведено 10 рентгеноструктурных фазовых анализов пирротина (аналитик Л.Н. Феоктистова).

Редкоземельные элементы (25 проб) определялись методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой (ICP-MS) с использованием прибора Element 2 (аналитик Е.В. Смирнова).

Микрозондовые анализы состава минералов (375) выполнены аналитиком Л.Ф. Суворовой методом электронно-зондового рентгеноспектрального микроанализа на микроанализаторах JXA-733 фирмы JEOL (спектрометры с волновой дисперсией: ускоряющее напряжение 20 кВ, ток поглощенных электронов 20 нА, время счёта импульсов 10 сек) и «Superprobe-8200» фирмы Jeol (Япония) (спектрометр с энергетической дисперсией (EDS subsystem EX-84025MU): ускоряющее напряжение 20 кВ, ток пучка электронов 2 нА, диаметр пучка электронов 1 мкм, время набора импульсов 100 сек). Программа Semi-quantitative analysis с ZAF-методом коррекции на матричные эффекты использовалась для расчета концентраций. Качество результатов проверялось на лабораторных образцах сравнения. Качественный анализ и фотографии выполнены на энергодисперсионном спектрометре Avalon-800 Sahara, фирмы PGT (USA).

Публикации и апробация работы. По теме диссертации опубликовано 14 работ, в том числе 2 статьи в журналах «Доклады Академии Наук» и «Известия

Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН. Геология, поиски и разведка рудных месторождений», включённых в Перечень ВАК. Результаты исследований докладывались на конференции ИрГТУ, (Иркутск, 2006), научной конференции «Ультрабазиг-базитовые комплексы складчатых областей» (Чер-норуд, Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН, 2007), конференциях молодых учёных «Современные проблемы геохимии» (Иркутск, Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН, 2009, 2011).

Благодарности. Работа выполнена в Институте геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН в лаборатории геохимии основного и ультраосновного магматизма (18.1) под руководством д.г.-м.н. профессора О.М. Глазунова, которому автор выражает глубокую благодарность. Автор благодарит к.г.-м.н. проф. A.C. Мехоношина, д.г.-м.н. А.Я. Медведева, д.г.-м.н. Н.В. Владыкина, д.г.-м.н. С.И. Костровицкого, д.г.-м.н. A.M. Спиридонова, д.г.-м.н. В.А. Макрыгину, к.г.-м.н. С.И. Дриля, к.г.-м.н. Т.Б. Колотилину, JI.M. Серебренникова за ценные советы при обсуждении результатов исследований. Автор выражает свою признательность к.х.н. Л.Ф. Суворовой за проведение микрозондовых анализов, аналитикам Института: Т.В. Ожогиной, В.Н. Власовой, к.х.н. Ю.В. Сокольниковой, И.Ю. Вороновой, Г.Я. Стрежневой, Е.В. Смирновой, д.х.н. Т.Н. Гуничевой, д.т.н. A.JI. Финкелынтейну, С.С. Воробьёвой, В.И. Ложкину. Автор благодарит ведущего геолога ИГРЭ к.г.-м.н. А.Н. Смагина за помощь в организации и проведении полевых работ, а также Г.В. Бурмакину за постоянную помощь в оформлении работ.

ГЛАВА 1. СОСТОЯНИЕ ПРОБЛЕМЫ. ИСТОРИЯ ИЗУЧЕНИЯ УЛЬТРАОСНОВНЫХ ПОРОД КАНСКОГО БЛОКА

1.1. Состояние проблемы

Ультраосновные и основные породы, несмотря на их малое распространение на земной поверхности, представляют ценную информацию для исследователей, являясь продуктами мантийного магматизма. В то же время отличия в химическом составе гипербазитов, положение в разных геологических структурах (складчатые системы, фундамент платформ) привели к появлению разнообразных точек зрения на их происхождение. Например, для альпинотипных гипербазитов из офиолитов в разное время предполагалось магматическое происхождение (Маракушев 1979; Hall, 1980; и др.), протрузивное (Пинус и др., 1978). В настоящее время преобладает предположение о реститовой природе альпинотипных гипербазитов, возникших в результате частичного плавления мантии и внедрившихся в земную кору путём твёрдопластического течения кристаллического вещества (Колман 1979; Добрецов, 1980; и др.).

Разрезы офиолитов складчатых поясов считаются аналогами разрезов современной океанической коры (Пейве, 1973; Пейве и др., 1977), сформировавшихся в зонах дивергентных границ тектонических плит (Колман 1979; и др.). Согласно Р.Г. Колману (1979), стратифицированная модель строения офиолитов включает в себя следующие комплексы пород снизу вверх: ультрамафито-вый, габброидный, комплекс параллельных даек основного состава и основной вулканический комплекс. Ф.П. Леснов (2006) считает ультраосновные и основные породы в офиолитовых ассоциациях пространственно сближенными полигенными мафит-ультрамафитовыми плутонами, которые представляют собой гибридные образования, создавшиеся в результате сложного магмо-метасоматического взаимодействия между ультраосновными реститами и инъецировавшими их расплавами основного состава и выделившимися из них флюидами.

Широкое разнообразие офиолитов по составу, строению и структурному положению привело исследователей к необходимости петрологической типиза-

ции. Nicolas (1989) предложил выделять гарцбургитовый и лерцолитовый комплексы офиолитов, образование которых обязано последовательной смене геологических режимов. Геохимическая классификация (Beccaluva et al., 1983) разделяет офиолитовые ассоциации на 4 типа в зависимости от титаноносности вулканитов и субвулканитов. Е.В. Скляровым (1994) предложено использовать такие индикаторные породы, как бониниты и коматииты.

Детальные г

Информация о работе

Радомская, Татьяна Александровна
кандидата геолого-минералогических наук
Иркутск, 2012
ВАК 25.00.05

Диссертация

Минералогия и геохимия Кингашского платиноидно-медно-никелевого месторождения - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы