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

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

Сопоставлены состав и строение рудных горизонтов в разных поперечных пересечениях. Изучение вариаций минерального и химического составов верхнего и нижнего рудных горизонтов в различных частях Койкарского силла приводит к заключению об однородности как рудных горизонтов, так и силла в целом.

Графики, отражающие изменчивость среднего химического и минерального составов по рудным пересечениям одного из участков Койкарского силла, приведены на рис. 13 и 14: демонстрируются результаты измерений по скважинам, пересекающим в разных частях силла верхний и нижний рудные горизонты.

Очевидно, что изменчивость химического состава незначительна по разным рудным пересечениям. А в вариациях минерального состава отчетливо коррелируют содержания хлорита, раннего магнетита-1 и ильменита-2; при этом для скважин с повышенными содержаниями указанных минералов характерны более высокие содержания БМ. Такая сопряженность согласуется с приведенными выше результатами микроскопических наблюдений в отдельных препаратах: благороднометалльные фазы приурочены к сульфидам, которые формируются в ассоциации с хлоритом; при этом с появлением хлорита ассоциирует разрушение и перекристаллизация ранних шпинелей.

Таким образом, мы принимаем связь формирования минералов носителей благородных металлов с процессом хлоритизации на фоне преобразования протолитного титаномагнетита.

Анализ вариаций минерального состава рудных интервалов 21 скважины выявляет различную интенсивность хлоритизации на различных участках рудных горизонтов. Наиболее интенсивно этот процесс проявлен в ядре брахиформной складки в северо-восточной части силла. В зонах с линейной формой складок, в западной и юго-восточной частях силла, хлоритизация нарастает от крыльев к ядру складок и к участкам их замыкания, с юго-запада на северо-восток. Указанные зоны перегиба пластов являются оптимальными ловушками для флюидизированных растворов и для развития интенсивной трещиноватости; как следствие интенсивные метасоматические преобразования пород в этих зонах.

Рис. 13. Вариации среднего химического состава (Au, Pt, Pd г/т, остальные элементы%) рудных горизонтов по различным пересечениям на участке Викша (НРГ нижний рудный горизонт, ВРГ верхний рудный горизонт)

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).