Состав и условия формирования благороднометалльных руд Койкарско-Святнаволокского силла (Республика Карелия)

Неоднократное (ритмичное) проявление горизонтов рудных габбро-долеритов снизу вверх по разрезу Койкарского интрузива заставляет обратиться к гипотезам формирования ритмичной расслоенности в интрузивных телах. Существующие гипотезы появления такой расслоенности можно условно разделить на две группы (Котов и Котова, 2003):

1) последовательное снизу вверх приращение новых слоев преимущественно в режиме фракционной кристаллизации с послойной концентрацией кристаллизующихся фаз и с формированием направленного тренда в составе пород снизу вверх по разрезу интрузива;

2) образование слоев сразу во всем объеме магматической камеры вследствие ликвации расплава на две (или более) несмешивающихся жидкости, различающихся по составу, с послойным перераспределением ликвировавших фаз.

При выборе модели формирования рудных горизонтов учитывались следующие факты:

— состав и структура рудных габбро-долеритов однозначно указывают на первично магматическое происхождение протолита;

— сходные по составу и строению рудные горизонты локализованы на разных уровнях разреза Койкарского силла;

— рудные горизонты ассоциируют с кварц-ортоклазовыми (гранофировыми) зонами, занимающими поди надрудное положение;

— не выявлено единого направленного тренда в изменении состава пород снизу верх по разрезу интрузива.

Неоднократное появление в разрезе Койкарского интрузива ассоциации двух контрастных по составу разновидностей пород (высокожелезистых титаномагнетитовых габбро-долеритов и высококремнистых гранофиров), а также перечисленные выше факты позволяют предполагать жидкостное расслоение магматического расплава (ликвацию) как механизм формирования рудных горизонтов.

Жидкостное расслоение как причина появления контрастно чередующихся гранофиров и высокожелезистых пород рассматривается многими исследователями: структуры, обусловленные жидкостной несмесимостью, были детально описаны в породах широко известного Скергаардского интрузива (Holness et al., 2011; Humphreys, 2011; Jakobsen et al., 2005; McBirney, 1975; McBirney and Nakamura, 1974), в породах расслоенных интрузивов Септ-Айлс в Канаде (Charlier et al., 2011) и Синьцзе на юго-западе Китая (Dong et al., 2013).

Несмесимость железистых и кремнистых расплавов рассматривается в качестве основной причины формирования железных руд вулкана Эль-Лако, где магнетит слагает покровные фации (Mungall et al., 2018; Velasco et al., 2016). Несмесимость богатого железом основного расплава и богатого калием кислого расплава показана для высокожелезистых и высокотитанистых лунных базальтов (Roedder and Weiblen, 1971).

Теоретическая возможность ликвации силикатных, оксидно-силикатных и сульфидно-силикатных систем обоснована Э. Рёддером (Рёддер, 1983). В ряде работ отмечается, что наличие области жидкостной несмесимости свойственно высокополимеризованным жидкостям (Bogaerts and Schmidt, 2006; Hess, 1977; Schmidt et al., 2006), каковыми являются магматические расплавы. Показано, что несмесимость расплавов в широком диапазоне составов нередко обусловлена присутствием фазы, богатой летучими компонентами (Burnham, 1975).

Экспериментально показано, что развитие жидкостной несмесимости с формированием двух сосуществующих жидких фаз железистой базальтоидной и кремнекислой риолитовой происходит при достижении бинодали в результате фракционной кристаллизации толеитовых базальтов в широком диапазоне составов при температурах в интервале 1000-1020 °С и ниже (Charlier and Grove, 2012). При этом установлено, что несмешивающиеся расплавы с широким разделением составов образуются, если жидкость, достигающая бинодали, значительно обогащена кремнеземом или железом; показано, что обогащение кремнеземом может развиваться в процессе обеднения остаточного расплава железом вследствие ранней фракционной кристаллизации оксидов титана и железа. Наблюдаются резкие границы раздела двух несмешивающихся жидкостей (железистых и кремнистых стекол): глобулы одного состава обосабливаются в жидкости другого состава.

При сопоставлении обозначенных выше экспериментальных данных с характеристиками Койкарского интрузива выявлены следующие факторы, указывающие на возможное развитие жидкостной несмесимости в процессе кристаллизации Койкарского интрузива:

— по содержанию железа и кремнезема габбро-долериты интрузива сопоставимы с толеитовым расплавом вблизи бинодали, а железорудные горизонты с железистым расплавом, обособившимся в результате ликвации (табл. 2);

— ранняя кристаллизация титаномагнетитовой фазы в габбро-долеритах (см. табл. 1) приводит к обогащению остаточного расплава кремнеземом, что может способствовать возникновению жидкостной несмесимости;

— скачкообразное изменение содержаний железа и кремнезема на границе железорудного горизонта и рудовмещающих габбро-долеритов (см. рис. 2) может быть обусловлено резкой границей раздела двух несмешивающихся жидкостей железистой и толеитовой над бинодалью;

— интенсивный позднеи постмагматимеский метасоматоз рудных горизонтов свидетельствует о насыщенности протолитного расплава летучими компонентами, что является благоприятным фактором для ликвации.

С учетом экспериментальных данных в рамках рассматриваемой здесь модели можно полагать, что при формировании Койкарского интрузива ранняя фракционная кристаллизация оксидов титана и железа способствовала относительному обогащению кремнеземом остывающего базальтоидного расплава. При достижении поверхности бинодали (при температурах ниже 1020°С) в расплаве обособились две несмешивающиеся жидкости обогащенная летучими компонентами (Cl, H₂O, S) высокожелезистая базальтоидная (21-34% Fe₂O₃, 30-40% SiO₂, см. табл. 2) и высококремнистая риолитовая которые сформировали отдельные изолированные слои в толще магматического расплава. Эффект перераспределения капель ликвирующих жидкостей с формированием отдельных горизонтальных слоев показан экспериментально на примере водно-солевых расплавов (Делицын и Мелентьев, 1979).

При остывании расплава слои «железистой жидкости» сформировали рудные титаномагнетитовые горизонты, а конечным продуктом кристаллизации высококремнистой жидкости стали кварц-калишпатовые гранофиры, сопряженные в разрезе интрузива с рудными горизонтами.

Таблица 2

Состав фаз в эксперименте по жидкостной несмесимости толеитовых базальтоидных расплавов в сравнении с составом пород Койкарской интрузии

Понижение температуры высокожелезистого основного расплава способствовало выделению твердой титаномагнетитовой фазы и последующему ее распаду на ильменит и магнетит. Титаномагнетитовый кристаллизат тонул в остывающем расплаве, образуя скопления у нижней границы железистого базальтоидного слоя. Вблизи верхней границы этого слоя накапливался остаточный флюидизированный расплав: здесь сера обосабливалась в виде сульфидных капель, а хлор и вода обеспечивали окислительные условия. Тектонические подвижки на этом этапе привели к развитию пластических и хрупких деформаций кристаллических фаз. В результате остаточный флюидизированный расплав заполнил трещины спайности в шпинелевой фазе и сквозьминеральные трещины. В дальнейшем, при кристаллизации этого расплава, в верхних частях рудного слоя и в зонах трещиноватости формировались сульфиды, при этом остывающий флюид трансформировался в гидротермальный раствор, который обеспечивал автометасоматоз с образованием магнетит (3)-сульфидных и эпидот-актинолит-хлоритовых парагенезисов.

Имеющиеся данные позволили оценить температурный интервал развития обозначенных выше процессов. На сегодняшний день уже создано много минералогических термометров для определения термобарометрических условий застывания массивов основного состава: железотитановый ильменит-магнетитовый (Lindsley and Spencer, 1982), плагиоклаз-амфиболовый (Schmidt, 1992), биотитовый (Henry and Guidotti, 2002) и хлоритовый (Klein and Koppe, 2000). Оценка температур и давлений выполнена на основе обработки данных исследования химического состава минеральных парагенезисов, она показывает, что месторождение развивалось по классическому регрессивному тренду (Бабкина и Петров, 2016) (табл. 3).

Таблица 3

Температуры и давления протекания стадий метасоматического изменения рудовмещающих пород месторождения Викша

За магматической стадией, представленной магнетит-ильменитовым парагенезисом, следовали более низкотемпературные плагиоклаз-амфиболовая и биотитовая. Венчает процесс метасоматических изменений хлоритовый парагенезис самый поздний, низкотемпературный и широко проявленный.

Предложенная здесь модель формирования рудных горизонтов дает возможность объяснить выявленные геологические и минералого-геохимические закономерности:

— неоднократное появление рудных горизонтов в разрезе и приуроченность именно к этим горизонтам интенсивного метасоматоза с формированием минералов, в состав которых входят летучие компоненты (хлорита, эпидота, актинолита, биотита, апатита);

— обогащенность железом и титаном (титаномагнетитом) нижних слоев обоих рудных горизонтов;

— сопряженность поздних рудных парагенезисов и вторичных хлорита, актинолита и пр.;

— повышенные содержания хлора и меди и более окислительные обстановки в верхних слоях обоих рудных горизонтов.

благородный металл рудный габбродолерит магматический

Состав и закономерности проявления благороднометалльной минерализации

В разрезе верхнего и нижнего рудных горизонтов выделяются три слоя, которым соответствуют три типа руд: верхний «медный» слой с благородно-металльно-малосульфидными рудами, промежуточный слой с благородно-металльно-титаномагнетитовыми рудами и нижний «титаномагнетитовый» слой с титаномагнетитовыми рудами с резко пониженным содержанием благородных металлов. Породы «промежуточного» слоя обоих рудных горизонтов хлоритизированы в наибольшей степени. В пределах промежуточного слоя верхнего рудного горизонта был до-полнительно выделен интервал с повышенным содержанием сульфидов в прожилках, наличие которых диагностировалось макроскопически. Положение границы между «титаномагнетитовыми» и «медным» слоями визуализируется по скачкообразному росту содержания меди снизу вверх по разрезу (см. рис. 2).

Дифференциацию благородных металлов по разрезу отражают коэффициенты Pt/Pd и Au/(Pt+Pd) (рис. 9). Закономерным является увеличение отношения Pt/Pd при переходе через границу «медного» и «титаномагнетитового» слоев (граничное значение Pt/Pd можно принять за 0.4). Кроме того, в верхних частях разреза рудных горизонтов вместе с медью начинает увеличиваться содержание золота и параллельно снижается содержание платиноидов. Таким образом, медь и золото ведут себя здесь скорее как классические халькофильные компоненты и занимают «промежуточное положение» в дифференцирующей системе между сидерофильными (здесь это Fe, Co, Ni, PGE) и литофильными (Si, Ti, F, Cl) элементами.

Благороднометалльная минерализация в составе третьего рудного парагенезиса представлена минералами металлов платиновой группы, самородным золотом и минералами серебра (см. табл. 1). Эти минералы кристаллизуются в завершающую стадию формирования парагенезиса и концентрируются в краевых зонах зерен халькопирита, борнита, тиошпинели в ассоциации с хлоритом, эпидотом, актинолитом (рис. 10).

Минералами-носителями ЭПГ являются арсениды и сульфоарсениды платины и палладия, реже антимониды палладия и интерметаллиды Pt-Rh. В общей сложности в составе благороднометалльной минерализации выявлено 23 минеральных вида (табл. 4). Диагностика минералов ЭПГ осуществлялась в полированных препаратах, здесь встречено 23 зерна 10 минеральных видов. Кроме того, исследованию методами MLA подвергались флотационные медно-сульфидные концентраты, в которых обнаружено 243 зерна 17 минеральных видов. В гравитационном концентрате присутствуют всего два зерна минералов ЭПГ.

Рис. 9. Изменение отношений Pt/Pd и Au/(Pt+Pd) и концентрации Cu по разрезам рудных горизонтов: а - верхний рудный горизонт; б - нижний рудный горизонт

Содержание меди увеличено на один порядок для приведения к единому масштабу горизонтальной оси. Пояснения к графикам в тексте.

Рис. 10. Микроскопические выделения самородного золота: а-б на краю халькопиритового зерна (указаны стрелками), в отраженном свете без анализатора (а) и BSE изображение (б); в-г включенные в халькопирит в срастании с борнитом, в отраженном свете с анализатором (в) и BSE изображение (г)

Наиболее распространенными минеральными видами благороднометалльной минерализации являются арсениды палладия и платины (масс. %): арсенопалладинит (23.2%), палладоарсенид (14.8%), паларстанид (12.1%), мертиит I (2%), не названный минерал состава Pds (As₁,₄Teo,6) (0,1%). Кроме того, в шлифах были встречены винсентит и мертиит II.

На втором месте сульфиды благородных металлов (масс. %): брэггит (9.2%), куперит (1.2%), высоцкит (0.8%) и минерал без названия состава (Pt, Cu, CoSs (3.3%), к этой группе можно отнести и холлингвортит (0.25%).

Таблица 4

Минералы благороднометалльной ассоциации

Примечание. Курсивом показаны минералы, встреченные как во флотационных концентратах, так и в аншлифах; список минералов приведен в порядке убывания встречаемости.

На третьем месте самородное золото, которое относится к самым часто встречаемым по количеству зерен (17.7%). Но вследствие крайней дисперсности выделений самородного золота его массовое содержание значительно ниже всего 10.4%.

На четвертом месте теллуриды и селениды благородных металлов (масс. %): котульскит (5.9%), минерал без названия с формулой Pd₂(Te, Sn) (0.6%), меренскит (0.03%), гессит (0.02%). В шлифах из руды встречены и другие теллуриды, и селениды мончеит и науманнит. Еще менее распространены станниды атокит (2.9%) и отдельные зерна паоловита, а также антимониды, которые определены только в изомертиите отдельные единичные мелкие зерна в шлифах.

В большинстве случаев эти минералы установлены в виде включений в кобальтине, борните или халькопирите (рис. 11). Это чрезвычайно тонкие выделения: их размеры колеблются от 600-800 нм до 1-5 мкм.

Рис. 11. Включения благороднометалльных фаз в сульфидах:

А - сложный сросток котульскита (серое), клаусталита (светло-серое) и самородного золота (белое) в халькопирите, BSE изображение; б - ассоциация самородного золота (белое, в крапинку), сперрилита (светло-серое) и палладоарсенида (серое) с борнитом (темно-серое)

BSE - изображение; в два кристалла неназванной фазы состава (Pt, Cu, Co)4S5 в ассоциации с борнитом и халькопиритом, BSE - изображение; г брэггит и палладоарсенид с халькозином в альбите.

По данным ренгеноспектрального микроанализа кобальтин содержит изоморфную примесь палладия (до 4-5 мас. %, в среднем 1.3 мас.% по 31 анализу). Установлена положительная корреляция (г = 0.73) между содержаниями платины и палладия в пробе и содержаниями борнита и кобальтина. В этих пробах устанавливается некоторый дефицит минеральных форм ЭПГ, вследствие чего сделан вывод, что значительная часть платиноидов в рудах представлена изоморфными примесями, главным образом в борните и кобальтине.

Для золота на интервалах с содержанием более 0.2 г/т фиксируются собственные минеральные формы теллуриды золота и серебра, самородное золото, электрум (рис. 12 и 10).

Рис. 12. Выделение высокопробного самородного золота. BSE изображение: а выделение самородного золота (указано стрелкой) вблизи с халькопирит-борнитовым срастанием в ильмените, замещенном титанитом; б кристалл самородного золота (детализация рис. 12, а)

Соотношение минеральной и примесной форм платиноидов и благородных металлов в целом составляет 50 на 50%. По соотношению минералов-коллекторов благородных металлов выделены три минеральных разновидности благороднометалльных малосульфидных руд: кобальтин-борнит-халькопиритовые; халькопирит-борнит-пиритовые; борнит-халькопиритовые пиритсодержащие. Третья разновидность, скорее всего, является промежуточной между первыми двумя.

Об однородности рудных горизонтов

Механизм локализации благородных металлов

В рамках рассмотренной выше модели ликвационного образования рудных горизонтов можно полагать, что жидкостная несмесимость привела к накоплению БМ в высокожелезистом флюидизированном ликвате в силу их сродства к железу и летучим компонентам. После кристаллизации шпинелей основная доля БМ концентрировалась в остаточном флюидизированном расплаве, который накапливался у верхней границы «железистых» слоев. В таком флюидизированном расплаве БМ могли существовать и перемещаться в форме сложных сульфидных, хлоридных, карбонатных комплексных соединений (Godel et al., 2008; Kanitpanyacharoen and Boudreau, 2013; Шарков и Богатиков, 1998; Юдовская и др., 2014). Возможными формами переноса БМ могут быть соединения типа хлоратов и гексохлоратов (Шарков и Богатиков, 1998).

В составе подвижных комплексов БМ перемещались вместе с остаточным расплавом, который заполнял тонкую трещиноватость в твердом кристаллизате и распределялся на фронте кристаллизации в верхней части рудного горизонта. При остывании этого расплава часть БМ консервировалась в сульфидах или в виде изоморфной примеси или образовывала собственные минеральные формы.

Другая часть БМ переходила в состав гидротермального раствора, сформировавшегося в процессе остывания флюида и обеспечившего метасоматоз более ранних кристаллизатов. На этой стадии консервация БМ осуществлялась или вследствие распада растворимых комплексных соединений, или в процессе метасоматоза с образованием эпидот-актинолит-хлоритовых парагенезисов.

В зависимости от продолжительности и интенсивности метасоматоза БМ либо успевают высвободиться из ранних сульфидов и сформировать собственные минеральные фазы, либо остаются растворенными в кристаллической решетке этих минералов. Золото благодаря несколько большей «подвижности», в отличие от ЭПГ, практически всегда успевает формировать собственные минералы.

Рис. 14. Вариации среднего минерального состава (%) рудных горизонтов по различным пересечениям на участке Викша

Поздние секущие прожилки, последующий региональный зеленосланцевый метаморфизм и наложенные гипергенные процессы влияния на общую картину рудогенеза уже не оказали.

Принятая здесь модель формирования благороднометалльных руд хорошо согласуется с результатами факторного анализа минералого-геохимических характеристик руд. В состав выборки были включены содержания химических элементов (Si, Ti, Fe, Al, Ca, Mn, Mg, K, Na, P, Zr, Ba, Sr, Rb, Cr, As, Co, Mo, Zn, Ni, Cu, S, Cl, Au, Pt, Pd) в пробах пород Койкарско-Святнаволокского массива и содержания минералов (плагиоклаз, амфибол, эпидот, кварц, хлорит, биотит, серицит, ортоклаз, апатит, титанит, сумма рудных минералов, турмалин, магнетит 1-, 2и 3-й генераций; ильменит 1-й и 2-й генераций, халькопирит, борнит, сумма сульфидов меди, гематит, пирит) в соответствующих пробам образцах. В общей сложности 48 переменных. Объем выборки 93 пробы.

Выделено и проинтерпретировано 4 фактора (рис. 15).

Первый фактор соответствует ликвации с разделением на две ассоциации: Ti-Fe-Ni-Pd-Pt-Zn-Mn-As-Mo-Co-Au-Cu-Cl-Cr-Ore-Mt1-Ilm1-Ilm2-ApCuSulf-Cp рудная жидкость, обогащенная БМ и летучими компонентами, и SiSr-Na-Mg-P-Ca-Ep-Mt2-Hem-Qu «диоритовый» расплав. Состав исходных дифференциатов определяет состав и вторичные изменения пород: в рудных дифференциатах распад титаномагнетита с образованием магнетита-1 и ильменита, формирование халькопирита, апатита, хлорита; в безрудных долеритах эпидотизация с выделением магнетита второй генерации и гематита.

Второй фактор соответствует двум рудно-минеральным парагенезисам в составе рудных горизонтов: шпинелевому (титаномагнетитовому), не содержащему

Рис. 15. Структуры факторов. Римские цифры номер фактора; в основании номера фактора его вес (%), в основании символов переменных их нагрузки на фактор, умноженные на 100; Pl плагиоклаз, Amf амфибол, Ep эпидот, Qu кварц, Chl хлорит, Bt биотит, Ser серицит, Kfsp ортоклаз, Ap апатит, Tit титанит, Ore сумма рудных минералов, Turm турмалин, Mt1, Mt2, Mt3 магнетит 1-й, 2-й и 3-й генераций; Ilm1, Ilm2 ильменит 1-й и 2-й генераций, Cp халькопирит, Bn борнит, CuSulf сумма сульфидов меди, Hem гематит, Py пирит БМ Ni-Mg-Fe-Ti-Tit-Chl-Ksp-Mt1, и сульфидному платина-золотометалльному (борнит-халькопиритовому с арсенидами кобальта и молибдена) Cu-Si-AlNa-Au-Cu-Cl-As-Mo-Co-S-Cr-P-Pt-CuSulf-Cp-Pl-Bn-Ser-Ilm2.

Третий фактор фактор регионального метаморфизма зеленосланцевой фации. В шпинелевых ассоциациях этот процесс проявился образованием амфиболплагиоклазовых (актинолит-олигоклазовых) парагенезисов (Na-P-Mt1-Ilm1-PlAmf), в сульфидно-арсенидных ассоциациях формированием существенно эпидотовых парагенезисов (Cr-As-Co-Mo-Rb-Ba-Ca-Zr-Ep-Chl-Cp). Благороднометалльная минерализация не сопряжена с процессом регионального метаморфизма.

Процесс метасоматоза отражен в четвертом факторе. Это турмалин-актинолитовые (Cl-Cu-K-Amf-Cp-CuSulf-Turm) и хлоритовые с БМ (PdNa-Al-Pt-AuMt3-Hem-Chl-Ore-Py-Qu-Ksp-Tit-Ser) метасоматиты. Антагонизм двух обозначенных ассоциаций указывает, что они или проявляются разобщенно в пространстве, или одна замещает другую. Актинолитизация сопряжена с поздней жильной медно-сульфидной минерализацией. С хлоритизацией сопряжены благородные металлы, в первую очередь палладий и платина, что соответствует сделанному ранее заключению о переотложении платиноидов на фоне хлоритизации.

Заключение

Проведенные исследования показали, что благороднометалльная минерализация Койкарско-Святнаволокского силла приурочена к сульфидным (кобальтин-борнит-халькопиритовым) выделениям вблизи верхнего контакта рудных горизонтов. Размер сульфидных зерен, содержащих БМ, варьирует от 1 до 270 мкм, отмечены среднеи крупнозернистые сульфидные сегрегации. Указанные особенности позволяют отнести благороднометалльное оруденение Койкарско-Святнаволокского силла к малосульфидному типу.

Благороднометалльное малосульфидное оруденение представлено как собственными минеральными формами (арсениды и сульфоарсениды платины и палладия, антимониды палладия, интерметаллиды платины и родия, теллуриды золота и серебра, электрум, самородное золото), так и изоморфными примесями, преимущественно в борните и кобальтине.

Источником БМ послужила базальтоидная магма, сформировавшая габбро-долеритовый интрузив. Концентрирование БМ осуществлялось в несколько стадий:

1) при ликвации базальтоидной магмы БМ обогащали слои флюидизированного высокожелезистого рудного ликвата;

2) при последующей кристаллизации рудного ликвата БМ концентрировались в остаточном флюиде и в сульфидной жидкости;

3) частичное поступление БМ в гидротермальный раствор при остывании флюида и при гидротериальном метасоматозе более ранних кристаллизатов.

Локализация БМ происходила по мере охлаждения флюида вследствие разрушения комплексных хлоридных и сульфидных соединений с благородными и цветными металлами, которое сопровождалось кристаллизацией сульфидно-благороднометалльного парагенезиса и эпидот-актинолит-хлоритовым метасоматозом в пределах рудных горизонтов.

Можно полагать, что благороднометальная специализация известного Пудожгорского железорудного месторождения (Трофимов и Голубев, 2008) обусловлена таким же механизмом развития рудных горизонтов, что и в Койкарско-Святнаволокском силле. На это указывают распределение рудных слоев в разрезе Пудожгорского интрузива и строение рудных залежей с обогащением их верхних зон сульфидами меди с повышенным содержанием БМ (Михайлова и Аминова, 2005). В этой связи интерес могут представлять также и другие многочисленные габбродолеритовые интрузивы в обрамлении Онежского прогиба как потенциальные источники благороднометалльного оруденения.