Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Состояние проблемы. История изучения и геологическое строение ультраосновных пород Конского блока 10
1.1. Состояние проблемы Ю
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
3.5. Ильмениты 3.6. Минералы системы Fe-S,Fe-Ni-S 78
3.7. Минералы системы Cu-Fe-S 96
3.8. Минералы системы Pd-Bie 104
Глава 4. Геохимия пород и руд Кингашского массива 115
4.1. Породообразующие элементы 115
4.2. Сера
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
- История изучения ультраосновных пород Канского блока
- Основные черты геологического строения Канского блока
- Петрографо-минералогическая характеристика пород
- Редкоземельные и рассеянные элементы
Введение к работе
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:
Изучение равновесных минеральных парагенезисов в породах массива;
Выяснение особенностей распределения благородных металлов, никеля, меди и кобальта в породах, рудах и минеральных парагенезисах, формирующих геохимическую зональность массива;
Определение по изотопным данным мантийного компонента как источника родоначального магматического расплава и геодинамической обстановки образования массива;
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:
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;
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;
На основании изучения зональности шпинелидов показаны различия в степени плавления исходного субстрата в процессе их кристаллизации, отражающие смену геодинамических условий;
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 магматиче
ского рудообразующего расплава приводит к повышению концентраций Ni, Си,
Со и ЭПГ в ультраосновных породах, изменению состава минералов и законо
мерной смене сульфидных парагенезисов от ранних дифференциатов к позд
ним.
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 формиро
вания пород ультраосновной части Кингашского массива отвечают абиссаль
ным условиям развития интрузий и показывают зависимость изменения значе
ний 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 ТіОг, 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 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).
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. А.С. Мехоношина, д.г.-м.н. А.Я. Медведева, д.г.-м.н. Н.В. Владыкина, д.г.-м.н. СИ. Костровицкого, д.г.-м.н. A.M. Спиридонова, д.г.-м.н. В.А. Макрыгину, к.г.-м.н. СИ. 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. А.Л. Финкелыптейну, 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.
История изучения ультраосновных пород Канского блока
С 80-х годов территория докембрийских выступов Сибирской платформы изучалась группой А.Д. Ножкина и О.М. Туркиной, в сотрудничестве с Ивановской ГРЭ. В результате исследований структуры и вещественного состава Канского докембрийско блока был выделен Канский зеленокаменный пояс (Ножкин, Смагин, 1985 и 1988). Последующие исследования привели к появлению трёх различных схем расчленения метаморфических комплексов докембрия Канского блока. Согласно первой схеме (Ножкин, Смагин, 1988; Смагин и др., 2006) разделения образований, формирующих Канскую глыбу, вмещающими породами для многочисленных ультрамафитов являются гнейсы и амфиболиты двух структурно-вещественных комплексов; верхнеархейского караганского (караганская серия) и раннепротерозойского анжинского. Эта схема вошла в докембриийскую часть легенды Восточно-Саянской серии листов Госгеолкарты масштаба 1:200 000 второго издания (Перфильев и др., 1998).
Верхнеархейский караганский структурно-вещественный комплекс Кусканакская метакоматиит-амфиболитовая (коматиит-базалътовая) толща (мощностью 1700-1900 м) сложена апотолеитовыми, апокоматиитовыми и гранатовыми амфиболитами, апокоматиитовыми серпентинитами, тремолит-серпентинитами, актинолититами, актинолит-талькитами, карбонат-актинолититами, прослоями мраморов, кварцитов, гнейсов.
Кузъшская гнейсовая (андезит-дацит-риодацитовая) толща (мощностью 1600 м) сформирована гнейсами апориодацитовыми и дацитовыми, реже пла 19 гиогнейсами по андезитам, прослоями кварцитов, мраморов и амфиболитов, гранатовых амфиболитов, гранат-амфиболовых сланцев по базальтам и андези-тобазальтам.
Ареалы ультрамафитов, сосредоточеные в вулканогенно-осадочной мета-морфизованной толще Идарского прогиба, не выходят за его пределы (см. рис. 1.2). Ультраосновные породы по петрохимическим, минералогическим и геохимическим признакам подразделяются на кингашский кумулятивный и идар-ский реститовый комплексы (Ножкин и др., 2005).
Кингашский дупит-верлит-габбровый комплекс. Массивы, входящие в эту ассоциацию, обнажаются в бассейне р. Кингаш (участок Кингаш), в верховьях р. Куе и стволовой части хребта Идарское Белогорье (участок Кусканак). Массивы, размерами 3,0х1,0 км, представляют собой линзы и блоки элипсовидной или близкой к изометричной форме в плане, в разрезе образуют лополигы и клинья. Их петрографический состав меняется от дунитов до лейкогаббро (уч. Кингаш), от лерцолитов до лейкогаббро (уч. Кусканак), перидотитовый и габб-ровый (вершина р. Куе).
К данному комплексу относятся Кингашское платиноидно-медно-никелевое месторождение, изучаемое в данной работе, а также Верхнекингаш-ское, Кусканакское, Куевские и др. Cu-Ni рудопроявления.
Идарский дунит-гарцбургитовый комплекс. Мелкие тела ультраосновных пород, чаще линзовидной формы широко распространены среди метаморфических образований Идарского белогорья. Среди них выделяются послойные тела, дайки, реже незначительные по площади изометричные штоки. Протяжённость тел составляет 1,5-2,0 км при мощности от 5-50 до 20-300 м (Юркин, 1968; Дубинин, 1964). Исключением является Борыньский массив, размеры которого (2x1,6 км) сопоставимы с размерами эталонного Кингашского массива. По прогнозным предпосылкам Борыньский массив в настоящее время включён в кингашский дунит-верлит-габбровый комплекс.
Гипербазитовые тела расположены согласно простиранию вмещающих толщ и по площади распределены неравномерно. Наибольшее количество их сконцентрировано в сравнительно узкой полосе, протягивающейся с северо-запада на юго-восток, от среднего течения р. Кингаш к истокам р. Кунгус. Менее отчётливо выделяется полоса ультраосновных тел, пространственно тяготеющих к массивам кингашского типа и прослеживающихся от нижнего течения р. Кингаш до среднего течения р. Горелое Куе.
Первое описание пород этого комплекса выполнено А.И. Молчановым в 1929 г. (Молчанов, 19346). По составу большая часть тел идарского комплекса представлена дунитами и гарцбургитами, а также серпентинитами по ним, в меньшей мере пироксенитами и перидотитами. Отличительной особенностью дунитов Идарских массивов от дунитов Кингашского типа является отсутствие кумулятивных структур, что позволяет отнести первые к реститовым производным деплетированной мантии (Ножкин и др., 2005).
В составе перидотитов главную роль играет оливин, в той или иной мере замещённый серпентином. Структура перидотитов решётчато-петельчатая. Пи-роксениты обычно среднезернистые, хорошо раскристаллизованные, светло-зеленого цвета. Представлены они, в основном, ромбическим пироксеном, небольшим количеством моноклинного пироксена и магнетитом. Ромбический пироксен иногда замещается баститом.
Серпентиниты имеют темно-зеленый цвет и мелкозернистое, часто скры-токристаллическое сложение. По составу среди них выделяются бастит-хризотил-антигоритовые и хризотил-антигоритовые разности, иногда со значительной вкрапленностью магнетита. Структура серпентинитов параллельно-тонковолокнистая или метельчато-лучистая. Тяжелая фракция искусственных шлихов из серпентинитов представлена редкими сульфидами, магнетитом (50 %) и ильменитом (40 %), редкими зёрнами хромита, циркона, лейкоксена, пироксена, амфибола. Сохранившиеся в отдельных серпентинитовых телах реликты пироксенитов и перидотитов свидетельствуют о том, что они являлись исходными для образования серпентинитов породами. Метаморфические изменения выражаются в образовании незначительных зон оталькования и листвени-тизации.
Основные черты геологического строения Канского блока
Эпигенетические:
На поверхности в центре рудного поля, а также в ряде скв. на глубине вскрыты тела сливных брекчиево-жильных руд мощностью до 5 м, кососеку-щие полосчатость массива.
Массивные руды пентландит-кубанит-халькопирит-пирротинового состава установлены в придонной части массива по скв. № 40 и № 33. Содержания Си в них достигают 5,7 иМ-1,8 мае. %, Со - 500 г/т.
Ультраосновные породы Кингашского массива характеризуются интенсивными процессами серпентинизации, тремолитизации, оталикования и кар-бонатизации, особенно в тектонически проницаемых зонах. Менее всего ульт-рабазиты изменены в центральной части массива (см. рис. 2.1.1).
Отнощение (Al20з+Ca0+Mg0)/Si02 в дунитах и верлитах Кингашского массива практически не изменяется с ростом Н20+, что указывает на изохимич-ность процесса серпентинизации в отношении этих элементов.
Оливин замещается петельчатым серпентином (а-лизардитом) и поперечно-волокнистыми шнурами а-хризотила, отражающими условия низкотемпературного регрессивного автометаморфизма. Широко развит удлинённо-пластинчатый [3-лизардит и пластинчато-чешуйчатый антигорит, образующиеся в результате регионального метаморфизма. Тремолит формируется по краям эденитов и паргаситов, флогопит замещается клинохлором.
В оливиновых клинопироксенитах и клинопироксенитах водосодержащие минералы (амфиболы и серпентины) присутствуют в незначительных количествах.
Габбро-амфиболиты массива характеризуются нематобластовыми и грано-нематобластовыми структурами. Пироксен замещён роговой обманкой, плеох-роирующей в зелёных или буроватых тонах. По плагиоклазу развиваются эпи-дот и цоизит, редко тремолит. Иногда отмечаются габбро-амфиболиты с гранатом, хлоритом.
Контактовый метаморфизм, связанный с внедрением плагиогранитов позднеархейского тукщинского комплекса, выражен в проявлении амфиболи 34 зации, хлоритизации, флогопитизации и привносе Zr до 50 г/т и 8с до 140 г/т.
Таким образом, в породах Кингашского массива обнаруживаются признаки низкотемпературного регрессивного автометаморфизма, контактового и регионального метаморфизма. Региональный метаморфизм пород характеризуется минеральными ассоциациями амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций.
Породы Кингашского массива в значительной степени изменены, но в них сохраняются первичные магматические текстуры и структуры. Реликты первичных минералов, а также характер замещения вторичными минералами позволяют достаточно надёжно классифицировать породу.
Несмотря на то, что породы Кингашского массива достаточно детально описаны (Глазунов, 1994; Платиноносность..., 1995; Чернышов и др., 2002; Глазунов и др., 2003а), в данной работе приводится их краткая характеристика.
Дуниты характеризуются неравномернозернистой, средне-, імелкозерни-стой кумулятивной структурами и массивной текстурой. Главным минералом дунитов является оливин (Fa12-i& 80 - 90 %) в виде вытянутых зёрен, размеры которых варьируют от 3,8 - 1,5 до 0,8 мм. В интерстициях между оливинами расположены мелкие зёрна (до 0,2 мм) магнезиальной роговой обманки - эденита (cNg = 17 - 23) (рис. 2.2.1). Редко встречается клинопироксен. Среди второстепенных минералов присутствуют флогопит (1 - 5 об. %). Из шпинелидов обнаружен красновато-бурый, кубической формы хромшпинелид (пикрохро-мит) (1 - 4 об. %) в виде включений в оливинах. В серпентинизированных ду-нитах пикрохрормиты окружены оторочкой Fe-хромита (1 об. %). Отмечаются единичные зёрна ильменита в срастании с хромитом и апатита в ассоциации с сульфидами и слюдами. Из сульфидов в дунитах преобладают (в об. %) пирротин (1 - 4), пентландит (1), редко халькопирит (менее 1). Вторичные минералы 35 серпентин (хризотил, антигорит - 5 - 40 об. %), бесцветный клинохлор по флогопиту (1 - 5 об. %), тальк.
Структура неравномернозернистая, текстура массивная. Состав в об. %: оливин - 85, магнезиальная роговая обманка (эденит) - 6, серпентин - 5, шпинелиды - 2, рудных минералов - 2. Вверху без анализатора. Внизу с анализатором. По дунитам развиваются серпентиниты, в которых сохранена петельчатая структура, образованная а-лизардитом и а-хризотилом по трещинам в оливинах, а оливины между петель замещаются р-лизардитом и антигоритом. В центре таких образований иногда сохраняются реликты оливинов.
Текстура серпентинитов тонковолокнистая, перьевая, участками перекре-щенно-вол окнистая.
В серпентинитах сохраняются рудные минералы (1 - 5 %). Кроме пирротина (1 - 4 %), пентландита (1 %), халькопирротина (менее 1 %) в серпентинитах появляются вторичные сульфиды - маккинавит и валлериит. Количество магнетита возрастает до 5 об. %. Отмечаются массивные серпентиниты, обогащённые пылевидным магнетитом, графитом и имеющие высокую намагниченность.
Верлиты ультраосновной части массива - серпентинизированные, амфи-болизированные среднезернистые породы массивной, пятнистой текстуры (рис. 2.2.2). Состоят (в об. %) из оливина (30 - 45), клинопироксена (20 - 40), в интер-стициях наблюдаются мелкие зёрна бесцветной роговой обманки (эденит, пар-гасит) до 40 об. %. В качестве второстепенных и акцессорных минералов встречаются флогопит до 1 - 3 об. %, пикрохромиты, хромиты и магнетиты. Вторичные минералы - серпентин до 60 об. %, карбонат до 15 об. %. В пределах массива серпентинизированные верлиты и аповерлитовые серпентиниты несут главную часть сульфидного оруденения. Из сульфидов в верлитах преобладают пирротин (1-4 %), пентдандит (1-5 %), халькопирит (1-5 %); появляются куба-нит, Cu-пентландит, сфалерит, халькoзин, борнит, кобальтин.
Петрографо-минералогическая характеристика пород
Б. Майсеном и А. Беттчером (1979) отмечен широкий температурный интервал устойчивости амфибола (паргасит-чермакитовой роговой обманки) в гиперсо-лидусе. Они наблюдали закалочный амфибол в опытах с богатыми щелочами (0,29; 0,58; 0,92; 1,47 мае. %) исходными составами. D.B. Mackenzie (1960) были обнаружены паргаситы, как продукты первичной кристаллизации, в прослое высокотемпературного перидотита богатого амфиболом (Гинаквилло, Венесуэла). У.А. Дир и др. (1965) приводят в своей работе анализ магматической роговой обманки из роговообманково-слюдяного перидотита (Хиндубаг, Белуджистан).
Анализ химико-аналитических данных показал, что амфиболы чётко различаются в первую очередь по содержанию кремнезёма, а, следовательно, и по соотношению A1V1/A1IV, по железистости (Fe#), возрастающей у более низкотемпературных разновидностей (Дир и др., 1965). Наименьшей железистостью (около 10 %) обладают эдениты дунитов (табл. 3.3.1). Амфиболы из сплошной руды и апо-верлитового серпентинита с брекчиево-жильными выделениями сульфидов характеризуются повышенной железистостью, составляющей 23 - 25 и 53 - 60 % соответственно. Амфиболы идарского комплекса также различаются по железистости, в%(15 - 17, 27-28 и 46).
Таким образом, в ультраосновных породах Кингашского массива можно выделить три основные генерации амфиболов (см. рис. 3.3.1). Первая, являющаяся наиболее ранней и высокотемпературной по составу соответствует эдениту и обнаружена в дунитах, верлитах и оливиновых клинопироксенитах. Она характери-зуется повышенными содержаниями, в мае. %: 8i02 (45,4 - 49,1), Сг203 (0,3 - 0,7), MgO (16,7 - 19,8); пониженными концентрациями, в мае. %: А1203 (9,5 - 11,7), FeO (3,6 - 6,5). Вторая генерация представлена паргаситами и выявлена в верлитах, массивных и брекчиево-жильных рудах. Для них определены количества, в мае. %: Зi02 (41,4 - 45,8), MgO (13,6 -18,7), А1203 (12,3 -18,6), FeO (6 - 8), Сг20? (0,2 - 0,8).
И, наконец, третья, образованная ферропаргаситами, также отмечается в брекчиево-жильных рудах. Концентрации главных элементов в них составляют, в мае. %; 8i02 (35 - 39), Сг203 (0,1 - 0,2), MgO (6 - 8), А1203 (16 - 20), FeO (16-17), К2О (1,0 - 1 ,3). Стоит отметить одинаковую величину СаО для всех трёх генераций амфиболов, равную 11-13 мае. % (см. рис. 3.3.1).
От ранних дифференциатов к поздним в эденитах и паргаситах наблюдаегся увеличение количества FeO при снижении уровня MgO. Для некоторых элементов отмечаегся противоположное поведение в этих минералах - концентрации К2О в эденитах уменьшаются, а в паргаситах - повышаются. Для последних характерен рост величины А1203. Таблица 3.3.1
Состав амфиболов в породах Кингашского массива, мае. % Минерал Эденит Название породы Дунит Верлит серпентини-зированный Аповерли-товый серпентинит Оливиновый клино-пироксенит
Положение химических составов амфиболов Кингашского и Идарских массивов, выраженных в количествах атомов (Na+К) и [АЦ4 на формульную единицу (Дир и др., 1965). 1 - рудные аповерлитовые серпентиниты «платиноидного (оризонга», 2 - аповерлитовые серпентиниты с брекчиево-жильными сульфидами, 3 - массивная рула, 4 - массивы Идара; 5-9 по (Малахов, 2002); 5 - чермакит-феррочермакиг, 6 - паргасит-ферропаргасит 7 - роговая обманка, 8 - эденит, 9 - тремолит-ферроактинолит. По магнезиальным роговым обманкам эдениту и паргаситу развивается серпентин (см. рис. 3.4.2 в следующем разделе). Стоит отметить пироксены, внутри которых обнаружены включения роговых обманок (рис. 3.3.4).
Таким образом, из анализа представленных данных следует, что роговые обманки эденит-паргаситового ряда в ультраосновных породах Кингашского массива имеют магматическое происхождение. Тремолит отражает низкую ступень регионального метаморфизма.
Слюды широко распространены в породах массива. В дунитах, верлитах и серпентинитах по этим породам обнаружен флогопит, содержания которого обычно составляют 1 об. %, но в некоторых образцах достигают 5 - 7 об. %. Отмечаются флогопиты в виде вытянутых пластинок и чешуек, плеохроируюших в бледно-оранжевых оттенках. По ним часто развивается клинохлор. В габброидах слюды представлены биотитом, плеохроирующим от ярко-оранжевого до тёмно-бурого оттенков. Состав слюд изменчив (табл. 3.3.2), особенно заметны колебания таких элементов как СаО - от следов до 2,3, ТЮ2 (0,3 - 0,5) и Si02 (34,0 - 38,2) мае. %.
Апатит в ультраосновных породах встречается в интерстициях между оливинами в виде гипидиоморфных кристаллов, часто внутри вытянутых чешуек флогопита. В платиноидном горизонте и дунитах обнаружены апатиты в срастании с сульфидами (Глазунов и др., 2003).
В клинопироксеїтатах и оливиновых клипопироксенитах апатит развивается на границе зёрен оливинов и пироксенов. Амфиболы более ксеноморфны по от-ношенито к апатиту.
По химическому составу апатиты из ультраосновных пород отличаются большей концентрацией С1 (1,4-1,7 мае. %), чем апатиты из верлитов, ассоции 63 рующих с клинопироксенитами (0,6-0,7 мае. %) (табл. 3.3.3). В ультраосновных породах Кингашского массива выделено три основных вида хромшпинелидов (рис. 3.4.1), различающихся по структурно-морфолгическим особенностям, химическому составу и условиям кристаллизации.
Хромтттинелиды первой генерации представлены Сг-плеонастом по классификации В.Ф. Смолькина (1979). Под микроскопом они обнаруживаются в виде октаэдрических кристаллов и округлых зёрен, просвечивающих в шлифах красиовато-бурым цветом в виде включений в оливине неизменённых дугоггов.
Хромтппинелиды второй генерации постоянно присутствуют в серпентинизи-рованных дунитах и верлитах. Они образуют идиоморфные или округло-изометричные кристаллы, развитые в интерстициях породообразующих минералов, а в случае полностью серпентинизированных пород - в массе вторичных минералов. Им свойственно зональное строение, обусловленное существованием ядер, отвечающих по составу пикрохромитам, и оторочек, соответствующих Fe-хромитам.
Редкоземельные и рассеянные элементы
Самые высокие концентрации N1 установлены в пентландитах густо вкра-пленных руд «платиноидного горизонта» и в массивных рудах Ср-Рп-Ро минеральной ассоциации (см. рис. 3.6.8).
В пентландитах постоянными микропримесями являются Со и Си. По содержанию Со пентландиты можно подразделить на низко- и высококобальтовые. Среднее содержание Со в низкокобальтовых пентландитах Кингаша составляет 0,76 мае. % (48 анализов), что меньше средней концентрации Со в норильских пентландитах - 1,2 мае. % (20 анализов) (Генкин и др., 1981) и выше, чем в аллареченских- 0,5 мае. % (6 анализов) (Яковлев и др., 1974).
На месторождении преобладают низкокобальтовые пентландиты с количеством Со (0,4 - 1,8) и Fe (33,7 - 43,2) мае. %. Высококобальтовые пентландиты с концентрацией Со 2,1-5,2 и Ре 34,5-31,6 мае. % встречаются во вкрапленных рудах пироксеиитов и в массивных рудах (см. рис. 3.6.8). Известно, что увеличение Со в пентландитах отражает смену магматического процесса гидротермальным.
Низкая концентрация Си (от следов до 0,6 мае. %) выявлена в пентландитах вкрапленных, массивных и густо вкрапленных руд. В брекчиево-жильных рудах в ассоциации с кубанитом пентландит содержит от 0,1 до 1,39 мае. % Си. Максимум меди приходится на мелкие зёрна (10 yni) пентландита в кубаните.
В пентландите обнаружен Pd (до 0,04 мас. %) (табл. 3.6.6). Экспериментально было не раз доказано свойство палладия фракционировать в остаточный расплав (Дистлср и др., 1977; Колонии и др., 2005). Проведённые Г. Р. Колони-ным и др. (2005) эксперименты показали, что при температуре 400 С, в достаточно широком интервале исходных составов образцов, образуются зёрна пентлаїідита с содержанием палладия до 1,5 мас. %.
В.В. Дистлером и др. (1996) в рудах Норильского месторождения были обнаружены уникальные образцы пентландита с содержанием палладия до 3,1 мае. %. На Кингашском месторождении в ходе исследований был выявлен редкий минерал - Си-пентландит (см. табл. 3.6.5). Он присутствует в двух морфоло 94 гических формах: в виде жил в ассоциации с кубанитом в крупных агрегатах пентландита, размером до 1,5 мм (рис. 3.6.7 в) и в виде зёрен до 10 рт в куба ниге. Из других иикельсодержащих минералов О.М. Глазуновым и др. (2003а) был обнаружен маухерит (NinAs8) с примесями (в мае. %): Со до 0,7; Си до
Маккинавит (FeSi.„ где х 0,04-0,07) - второстепенный минерал, присутствующий на месторождении в виде дендритовых прожилков в пентландите (см. рис. 3.6.7 г, табл. 3.6.5). Тетрагональный маккинавит на месторовдении был подтверждён рентгенографическим анализом. В рудах с содержанием сульфидов до 50 об. % он достигает содержания 5 об. % от поверхности полированного шлифа, образуя Мс-Cp-Pn-Po руды в брекчированных амфиболизи-рованных и хлоритизированных верлитах с бо1атыми вкрапленно-сгустковыми (1) и жильными (II) генерациями сульфидов. В маккинавитах обнаружены N1 (4,43 - 8,18), Си (0,07 - 1,97), Со (0,34 - 0,76) масс. %. Впервые проведено изучение морфологии поверхности сульфидов Кин-гашского месторождения на сканирующем мультимикроскопе СММ-2000 отечественного производства в режиме атомно-силовой микроскопии в контактной моде (аналитик СВ. Липко). Применялись стандартные кантилеверы из Si3N4 фирмы Veeco (Park Scientific, США). Радиус закругления сканирующей иглы составляет 30 нм, максимальная контролируемая разрешающая способность в плоскости XY равна 2,5 нм, по направлению Z - 1,13 им. С помощью программного обеспечения микроскопа проведён анализ поверхности участка размером 10x10 mkm, определены высота и форма находящихся на ней нано-объектов. В результате было получено трёхмерное изображение срастания пирротина и пентландита (рис. 3.6.9).
Морфология естественных поверхностей магматических сульфидов характеризуется значительными перепадами высот. Пирротин обладает сглаженной поверхностью, по сравнению с более шероховатым пентландитом. На гранях пирротина отмечаются одинаково ориентированные «треугольники» или «клинья». В.Л. Таусон и Н.В. Смагунов (2004) продемонстрировали, что в аналогичных объектах на поверхности иирротинов, полученных искусственно, происходит концентрация примесных элементов.
Из минералов Cu-Fe-8 на Кингашском и Верхнекингашском месторождениях наиболее распространены халькопирит и кубанит, реже встречаются вал-лериит, талнахит, борнит, халькозин (рис. 3.7.1).
Халькопирит (СuFeS2). Из всех минералов группы халькопирита тетрагональный халькопирит является самым распространенным на месторождении. В сплошных Рп-Ср-Ро рудах его содержание достигает 25 %. Встречается он в двух морфологических формах в виде выделений по краям крупных агрегатов пирротинов вместе с пентлаїщитами и в виде жил (рис. 3.7.2 а, б).
Минеральные парагенезисы системы Cu-Fe-8 Кингашского месторождения, а - Ср-Рп-Ро ассоциация в крупнозернистом габбро; б - Cp-Po-Cub ассоциация в массивной руде; в г - Cp-Сub-Pn-Po ассоциация в брекчиево-жильном амфиболизированом верлите. Фотографии вьшолнены: а, б - в отражённом свете; в, г - на микроанализаторе «Superprobe-8200» фирмы Jeol (Япония).
Кингашские халькопириты по своему химическому составу (рис. 3.7.3, табл. 3.7.1) близки к теоретическому (мае. %): 34,6 Си; 30,4 Fe; 34,9 8; отношение Cu/Fe - 1,14. Диапазон вариаций содержаний основных компонентов халькопиритов Кингашского массива составляет (мае. %); 31,6 - 35,5 Си; 29,2 - 33,8 Fe; о - 0,05 Со; 0-1,31 N1. Содержание серы колеблется от 32,6 до 35,3 мае. %. Отношение Cu/Fe в халькопиритах массива меняется от 1,1 до 1,2. В дунитах выявлены халькопириты с повышенным содержанием Fe и отношением Cu/Fe от 0,9 до 1,1 (Козырев и др., 1999). В качестве микропримеси в халькопирите присутствует N1 (мае. %): в дунитах 0,2 - 0,6; аподунитовом серпентините 0,98; амфиболите на границе с аподушитовым серпентинитом - 1,3. верлитах и сплошных рудах - ниже предела обнаружения. В халькопирите из всрлита «платииоидного горизонта» найдена сурьма (0,13 мае. %). О.М. Глазунов и др. (2003а) отмечают присутствие в халькопирите из брекчиево жильных руд (мае. %): 0,08 Аи; 0,02 Ag; 0,06 N1; 0,037 Со; 0,05 Zn.
