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

1 - положение рудосодержащих благороднометалльных слоев в структуре верхнего и нижнего рудных горизонтов (по борту 2 г/т условного палладия); 2 - положение зон с гранофирами. Содержания оксидов элементов, меди и хлора приведены в масс. %, благородных металлов - в г/т

Для верхних частей рудных горизонтов отмечается возрастание содержания меди до 0.15-0.2 масс. % (так называемый «медный слой»); от подошвы к кровле горизонтов повышается массовая доля хлора (с 0.25 до 0.4-0.5%), а содержание железа и титана постепенно падает (рис. 2), при этом уменьшается доля закисного железа и увеличивается отношение литофильного титана к железу общему.

Рудная минерализация представлена оксидами и сульфидами. Для оксидных минералов характерно густовкрапленное распределение в породе, для сульфидов рассеянное, гнездовое и прожилковое. Рудная минерализация породного парагенезиса последовательно сменяется тремя стадиями постмагматического минералообразования (табл. 1).

Таблица 1

Парагенетические ассоциации и последовательность рудного минералообразования

Магнетит и ильменит первой генерации образуют структуры распада протолитной титаномагнетитовой фазы и составляют до 90% объема всей рудной минерализации. Размеры титаномагнетитовых зерен варьируют от 1 до 3 мм. Формы выделений протолитной титаномагнетитовой фазы представлены одиночными идиоморфными и гипидиоморфными кристаллами или их срастаниями (рис. 3). В результате распада титаномагнетитовой фазы сформировалась решетчатая паркетная структура, обусловленная взаимопрорастаниями закономерно ориентиро-

а б

Рис. 3. Реликты одиночных кристаллов протолитной титаномагнетитовой фазы: а) скв. 10916; б) скв. 10917 (более темные участки и балки ильменит-1, светлая матрица магнетит-1, яркие белые включения сульфиды меди). Отраженный свет, без анализатора

Рис. 4. Соотношение магнетита-1 и ильменита-1 в распавшейся титаномагнетитовой фазе: а - по результатам магнитной порошкографии, отраженный свет, без анализатора (темное магнетит-1, светлые пластины ильменит-1); б - BSE изображение (ильменит-1 темные, разноориентированные участки, магнетит-1 светлая матрица; кристалл белого цвета борнит) ванных тончайших (иногда нанометровых) пластин ильменита-1 по направлениям отдельности в магнетите-1

В процессе объемной перекристаллизации железо-титановых шпинелей первого парагенезиса возникают магнетит и ильменит второй генерации. Размеры выделений колеблются в широких пределах от 10-50 мкм до 2 мм. Наблюдаются как минимум четыре морфологические разновидности ильменита-2: самостоятельные крупные выделения; краевые каймы вокруг зерен титаномагнетита; «балки», возникшие путем укрупнения микропластин ильменита-1; мирмекитоподобные краевые зоны зерен титаномагнетита (рис. 5). Магнетит-2 формируется в процессе интенсивного замещения титаномагнетитовой фазы ильменитом-2.

Рис. 5. Формы выделений ильменита-2: а - пластинчатые выделения в объеме разрушенных магнетит-ильменитовых кристаллов более раннего парагенезиса; б - кайма ильменита-2 вокруг зерна протолитного титаномагнетита. Отраженный свет, без анализатора

а б

Рис. 6. Характер деформаций зерен шпинели: а результаты динамических воздействий, приводящих к смятию, «перекручиванию», а затем и к разламыванию выделений минералов, отраженный свет, без анализатора; б пластические деформации ильменита-1 и 2. Яркие включения зерна сульфидных минералов; изображения BSE

Появление третьего, продуктивного, парагенезиса (см. табл. 1) предварялось деформациями с брекчированием или изгибанием кристаллов шпинели (рис. 6). Деформациям подверглись ильмениты обеих генераций.

«Открывает» минеральный ряд третьего парагенезиса манетит-3, который образует рассеянную вкрапленность микрокристаллов и крупные агрегатные скопления в виде прожилков. Фиксируется постоянная приуроченность магнетита-3 к скоплениям эпидота, актинолита, альбита. Здесь же, в ассоциации с магнетитом-3, отмечаются и сульфиды третьего парагенезиса (халькопирит, борнит, пирит). Они локализуются в зонах трещиноватости и по отдельности разрушающегося титаномагнетита, а также в виде массивных выделений и зернах ильменита-2 и по отдельности в магнетите-1 (рис. 7).

Содержание сульфидных минералов в рудных интервалах варьирует от долей до 2-5%. Часть сульфидов, входящих в этот парагенезис, образует рассеянную мелкозернистую или же «облачную» вкрапленность, состоящую из частиц размерами в несколько микрометров. Пирит открывает сульфидное минералообразование третьего парагенезиса. Минерал наблюдается в виде редких, рассеянных, одиночных кристаллов или их скоплений. По микротрещинам в пирите развиваются сфалерит, халькопирит-2 и борнит.

Рис. 7. Развитие пирита и борнита в ассоциации с массивными выделениями измененного титаномагнетита. Отраженный свет, без анализатора

Рис. 8. Замещение борнита поздними сульфидами меди: а - развитие халькозина по микротрещинам и краям борнита; б - ковеллиновая кайма замещения борнита. Отраженный свет, без анализатора

Халькопирит-1 встречается крайне редко в виде эмульсионной вкрапленности в сфалерите. Возникает в процессе очищения последнего от микропримеси меди.

Халькопирит-2 распространен в большей степени, чем все остальные сульфидные минералы. Он образует самостоятельные зерна размером от 1-5 до 100270 мкм, среднеи крупнозернистые мономинеральные агрегаты, отмечается в виде удлиненных микроскопических выделений по направлениям спайности в плагиоклазе и биотите, где часто ассоциирует с борнитом, который пересекает халькопирит-2 и обрастает его по краям. Борнит-халькопиритовые выделения часто встречаются в преобразованных кристаллах титаномагнетитовой фазы.

Важно отметить, что в рудных парагенезисах третьего этапа минералообразования участвуют нерудные минералы эпидот, альбит, амфибол, хлорит, биотит, апатит и кварц.

Появление четвертого парагенезиса предваряется и провоцируется еще одной стадией деформаций, сопровождающихся брекчированием ранее образованных минералов и развитием разнообразных прожилков.

Халькозин, ковеллин, рутил, титанит и гематит низкотемпературного четвертого парагенезиса корродируют и замещают ранее образованные минералы. Так, халькозин и ковеллин развиваются по микротрещинам и краям зерен борнита (рис. 8), изредка наблюдаются полные псевдоморфозы халькозина по борниту.

Гидрогематит пятого парагенезиса (гипергенного) развивается по трещинам в борните и в виде колломорфных образований в нерудной матрице.

Модель формирования рудных горизонтов

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