Подать статью
Стать рецензентом
Том 248
Страницы:
209-222
Скачать том:

Условия образования благороднометальной минерализации в сульфидных кобальт-медно-никелевых рудах Камчатки (на примере рудопроявления Аннабергитовая Щель)

Авторы:
Р. М. Новаков1
В. Е. Кунгурова2
С. В. Москалева3
Об авторах
  • 1 — канд. геол.-минерал. наук старший научный сотрудник Научно-исследовательский геотехнологический центр Дальневосточного отделения Российской академии наук ▪ Orcid ▪ Scopus
  • 2 — канд. геол.-минерал. наук ведущий научный сотрудник Научно-исследовательский геотехнологический центр Дальневосточного отделения Российской академии наук ▪ Orcid
  • 3 — научный сотрудник Институт вулканологии и сейсмологии Дальневосточного отделения Российской академии наук ▪ Orcid ▪ Scopus
Дата отправки:
2020-09-10
Дата принятия:
2020-11-25
Дата публикации:
2021-06-24

Аннотация

Представлены результаты исследований, целью которых является изучение особенностей благороднометальной минерализации и ее генезиса в сульфидных кобальт-медно-никелевых рудах Камчатской никеленосной провинции. Статья посвящена одному из ее многочисленных рудопроявлений под названием Аннабергитовая Щель. Исследован вещественный состав минералов платиноидов, серебра, золота, висмута и теллура, а также сульфоарсенидов в рудах этого проявления. На основе данных о последовательности минералообразования, с привлечением геосенсоров сделаны выводы о генезисе благороднометальной минерализации. Формирование минералов платиноидов, серебра и золота на рудопроявлении Аннабергитовая Щель в основном связано с эпигенетическим воздействием пострудных гранитоидов на породы рудоносной интрузии дукукского комплекса кортландит-норитовой формации и сингенетические руды. Ранняя ассоциация минералов благородных металлов представлена сперрилитом, ирарситом и редкими неназванными фазами Pt + Ir + Te. Ирарсит и фазы Pt + Ir + Te сформировались на контактово-метасоматическом этапе. Для сперрилита можно предполагать магматическое происхождение. На позднем, гидротермально-метасоматическом этапе образовались сульфиды и теллуриды серебра, висмутотеллуриды серебра и палладия, а также самородное золото. Условия возникновения минеральных парагенезисов, связанных с благороднометальной минерализацией, соответствуют формированию метасоматических пород малых глубин (≤5 км). Неполнопроявленные кварц-полевошпатовые метасоматиты, с которыми связано образование ранних арсенидов и сульфоарсенидов платиноидов, равновесны с растворами, близкими к нейтральным (рН 4,5-6,5) при температурах 350-600 °С. Поздняя гидротермальная ассоциация с минералами Pd, Ag и Au близка к пропилитам и формировалась при рН 4,5-6,5 и температуре 150-350 °С.

Ключевые слова:
Камчатка кортландит-норитовая формация сульфидные медно-никелевые руды условия минералообра-зования элементы платиновой группы золото
10.31897/PMI.2021.2.5
Перейти к тому 248

Введение

Сульфидные медно-никелевые руды представляют собой не только сырье для производства цветных металлов, но и являются одним из важных источников платиноидов [10, 13, 14, 33]. На Камчатке многочисленные рудопроявления и среднее по масштабам Шанучское месторождение сульфидных кобальт-медно-никелевых руд расположены в пределах Камчатской никеленосной провинции (КНП), которая оконтуривает крупный блок метаморфических пород – Камчатский срединный массив [15, 23]. Он расположен в Срединном хребте и простирается на 200 км в меридиональном направлении при ширине 30-40 км (рис.1). Никеленосные объекты связаны с развитыми здесь интрузиями дукукского комплекса норит-кортландитовой формации (или формации роговообманковых базитов по [7]). Сульфидные руды содержат минералы благородных металлов, которые представлены сперрилитом, ирарситом, теллуровисмутидами палладия, меренскитом, антимонидами палладия, самородной платиной, изоферроплатиной и самородным золотом [11, 13, 15, 20, 22].

Сегодня остаются актуальными проблемы, касающиеся генезиса сульфидных медно-никелевых руд и механизмов фракционирования металлов, соотношений рудных минералов, форм нахождения и распределения в рудных телах элементов платиновой группы (ЭПГ) и золота [3, 4, 16, 24, 28, 29]. Вопросы генезиса кобальт-медно-никелевых руд КНП дискуссионны. По мнению большинства исследователей, их формирование определяется магматическими процессами [8, 11,17-19, 22]. Например, для рудопроявлений Квинум I и II предполагается, что формирование сульфидной и благороднометальной минерализации определяется магматической дифференциацией и сульфуризацией под воздействием флюидов. При этом продуктивность в отношении ЭПГ возрастает с усилением во флюидах роли Te, As, Sb и Bi [11, 22]. Вместе с тем, многие исследователи указывают на метаморфические, метасоматические и гидротермальные преобразования медно-никелевых руд КНП [5, 12, 15].

В настоящей статье рассмотрено одно из многочисленных рудопроявлений КНП – Аннабергитовая Щель. Его геологическое строение, химический и минеральный состав руд охарактеризованы в ряде публикаций [5, 9, 15, 20]. Рудные минеральные ассоциации, установленные на проявлении Аннабергитовая Щель, ранее были выделены на Шанучском месторождении [13] и сходны с ассоциациями Дамбукинского никеленосного района Верхнего Приамурья [21]. Состав минералов платиноидов, серебра и золота близок к благороднометальной минерализации рудного тела № 1 Шануча [13], а также рудопроявлений в южной части КНП – Квинум I [11] и Квинум II [21].

Рис.1. Геологическое строение рудопроявления Аннабергитовая Щель: а – обзорная схема, стрелкой указано местоположение рудопроявления Аннабергитовая Щель, серая заливка – КНП; б – зарисовка обнажения (по [20], с изменениями) 1, 2 – интрузивные образования дукукского комплекса (эоцен): гибридные породы, преимущественно меланократовые диориты и диориты (1), ультрамафиты, габбронориты, нориты, диориты (2); 3 – сланцы хейванской свиты (нижний-верхний мел); 4-6 – типы руд: массивные (4), прожилково-вкрапленные и гнездовые (5), вкрапленные (6); 7 – разрывные нарушения; 8 – зоны дробления и рассланцевания; 9 – зоны будинажа; 10 – зоны брекчирования с кварц-полевошпатовым цементом; 11 – кварц-полевошпатовые прожилки с вкрапленностью сульфидов; 12 – край обрывистого борта ручья

Цель наших исследований в рамках данной статьи состояла в выявлении особенностей вещественного состава и генезиса благороднометальной минерализации рудопроявления Аннабергитовая Щель. Были получены новые данные о составе и соотношениях минералов, позволяющие сделать выводы о генезисе минералов ЭПГ, серебра и золота.

Методы исследований

В процессе изучения руд проявления Аннабергитовая Щель были получены данные об их химическом составе [20], проведены минералогические исследования с использованием электронной микроскопии и рентгеновской дифрактометрии. Для оценки условий формирования минералов благородных металлов привлечены геотермометры, известные данные по термодинамическим свойствам ассоциирующих минералов и результаты обобщающих работ [1].

Определение Ni, Cu, Co и Au проведено атомно-абсорбционным методом на спектрометре Shumadzu AA-6300 в Научно-исследовательском геотехнологическом центре Дальневосточного отделения Российской академии наук; Pt, Pd – методом атомно-эмиссионной спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой на спектрометре IRIS Intrepid Duo в Институте геохимии и аналитической химии им. В.И.Вернадского Российской академии наук; Ag – методом спектрального анализа в Институте минералогии, геохимии и кристаллохимии редких элементов.

Исследования химического состава минералов и микрофотографирование выполнены в Институте вулканологии и сейсмологии Дальневосточного отделения Российской академии наук на сканирующем электронном микроскопе Tescan Vega 3, оснащенном энергодисперсионным спектрометром Oxford Instruments X-Max 80 mm2 с программным обеспечением AZtec. В качестве эталонов на ЭПГ были использованы чистые металлы, полученные в Московском государственном институте стали и сплавов; на Au, Ag, Ni и Fe – соответствующие металлы. Искусственные соединения FeAsS и FeS2 применялись для определения As и S; синтетические CdTe, CuSbS2, Bi2S3, PbS, ZnS, CuFeS2 – для Te, Sb, Bi, Pb, Zn, Cu; сплав Fe-Co-Ni известного состава – для Со. Анализы проводились с использованием ускоряющего напряжения 20 кВ и токе образца на контрольном эталоне никеля 700 pA.

Отдельные образцы порошков руд и пород были изучены в НИГТЦ ДВО РАН на порошковом рентгеновском дифрактометре Rigaku Ultima IV с горизонтальным закреплением образца. В качестве подложки при съемке использовалась стеклянная кювета. Съемка дифрактограмм порошков проб проводилась с использованием D/tex детектора в диапазоне углов 2Θ 10-100 град, со скоростью 1,0 град/мин, режим съемки – стандартный. При идентификации кристаллических фаз использовалась база данных порошковой дифрактометрии ICDD PDF-2 (версия 2012), дополненная в 2019 г., и программный комплекс PDXL-2.

Результаты исследований

Геологическое строение рудопроявления, минералогия и геохимия руд

Проявление богатых сульфидных кобальт-медно-никелевых руд Аннабергитовая Щель расположено в южной части КНП (рис.1, а), в верховьях р. Степановой (53°24ʹ56,1ʹʹ с.ш. и 157°4ʹ3,4ʹʹ в.д.). Рудное тело вскрывается в узком распадке, который сформирован по зоне разрывного нарушения. Длина выхода руд по тальвегу составляет 18 м, высота западного вертикального края 11 м (рис.1, б). Рудное тело сложено массивными, прожилково-вкрапленными, гнездовыми и вкрапленными сульфидными рудами. Контакты с вмещающими породами тектонические, характерны зоны дробления, участки будинажа и рассланцевания [20]. Массивные неокисленные руды в среднем содержат, мас.%: 4,82 Ni, 1,95 Cu и 0,13 Co, a также 0,036 г/т Pt и 1,12 г/т Pd. Содержание Au достигает 0,085 г/т, концентрация Ag в среднем составляет 6,66 г/т [20].

Руды связаны с интрузией дукукского комплекса, которая представляет собой деформированное силлообразное тело мощностью первые десятки метров в апотерригенных сланцах хейванской свиты, метаморфизованных в условиях зеленосланцевой и амфиболитовой фаций [5]. Интрузия сложена преобладающими сильно измененными ультрамафитами (вероятно, оливиновыми вебстеритами [15]), а также габброноритами, норитами и диоритами (рис.1, б). Эти породы и сингенетические с ними руды на проявлении преобразованы в результате контактового метаморфизма и метасоматоза под влиянием расположенных поблизости пострудных интрузий гранитоидов [12], которые на геологической карте 1:1000000 отнесены ко второй фазе кольского плагиогранит-грандиоритового комплекса [5]. На рудопроявлении широко представлены гибридные породы, состав которых изменяется от меланократовых диоритов до биотит-роговообманковых плагиогранитов. Рудное тело и вмещающие сланцы пересекают связанные с гранитоидами кварцевые, кварц-полевошпатовые, иногда c мусковитом прожилки мощностью первые сантиметры. Для гибридных пород, гранитоидов и прожилков характерны кварц-полевошпатовые участки с микропегматитовой структурой.

Главные рудные минералы представлены пирротином (преобладает моноклинный, 6C), халькопиритом и пентландитом. Обычны пирит и марказит. Распространены гипергенные минералы – гидроокислы железа, моренозит, ретгерсит, малахит и азурит. Из редких минералов в рудах установлены сульфоарсениды никеля и кобальта, галенит, сфалерит, соединения висмута и теллура [20]. В результате рентгеноструктурных исследований в рудах выявлено присутствие кобальтпентландита, никелистого пирита, борнита, ковеллина, колусита и шеелита. Минералы благородных металлов представлены преимущественно сперрилитом [15] и ирарситом. В меньшей степени развиты гессит и волынскит [20]. Изредка встречаются самородное золото и аргентопентландит [20], а также майченерит [15].

Минеральные ассоциации

Рудные минералы образуют три минеральные ассоциации (или парагенезиса по [9]), которые характерны также для Шанучского рудного поля [13]: пентландит-пирротиновую, пирротин-пентландит-халькопиритовую и пирит-марказитовую [9]. Ассоциации выделены по особенностям минерального состава руд с учетом количественных соотношений рудных минералов и их морфологии. Частично они характеризуют последовательность рудообразования и отражают первичную зональность сульфидных руд, которая формируется на магматическом этапе в процессе дифференциации сульфидного расплава [10].

Пентландит-пирротиновая ассоциация, образование которой связывают с магматическим этапом, представлена сульфидами ранней генерации (I): порфировыми выделениями пентландита и пирротина с петельчатым пентландитом [9]. В состав этой ассоциации, выделяемой на Шанучском рудном поле, кроме того, включают ранний халькопирит I [13]. На изученном рудопроявлении ассоциация проявлена слабо, что, возможно, отражает первичную зональность сульфидных руд, сформированную в процессе магматической дифференциации сульфидного расплава.

Пирротин-пентландит-халькопиритоваяассоциация представлена пирротином с пламеневидными и пластинчатыми выделениями пентландита II, халькопиритом II, сульфоарсенидами никеля и кобальта (I), сперрилитом и ирарситом. Ассоциация формируется в результате сингенетических процессов и последующих преобразований под влиянием пострудных гранитоидов кольского комплекса. Контактовые изменения магматических пород интрузии дукукского комплекса выражены в замещении основного плагиоклаза альбитом; чермакитов, паргаситов, пироксенов и оливинов – магнезиальной роговой обманкой, антофиллитом, куммингтонитом, а также агрегатами этих амфиболов, включающими выделения сфена и рутила. В результате контактово-метасоматических преобразований (неполнопроявленный кварц-полевошпатовый метасоматоз) на отдельных участках в рудном теле развит агрегат олигоклаза, калиевого полевого шпата и кварца, отмечено замещение флогопита биотитом, а ранних амфиболовых агрегатов – кварцем и полевыми шпатами.

Пирит-марказитовая ассоциация сформировалась в ходе последующих гидротермально-метасоматических преобразований минералов ранних сульфидных ассоциаций: пентландит замещался виоларитом, пирротин – пиритом и марказитом. При этом для пирротина, находящегося в парагенезисе с пиритом и марказитом, характерен более сернистый состав. В результате перераспределения халькопирита I и II генераций формировалась его поздняя разновидность (халькопирит III [13, 21]). Кроме того, образовались галенит, самородное золото, волынскит, гессит, аргентопентландит и теллуридно-висмутовая минерализация. По силикатам развивались клинохлор, эпидот, актинолит, сфен, участками – тальк и карбонат.

Особенности благороднометальной минерализации

На рудопроявлении выделяются ранняя и поздняя благороднометальная минерализации. Ранняя входит в состав пирротин-пентландит-халькопиритовой ассоциации и представлена сперрилитом, ирарситом, а также неназванным соединением Pt, Ir и Te. Ранние минералы благородных металлов пространственно и генетически связаны с сульфоарсенидами группы кобальтина, в которых нередко отмечается изоморфная примесь платиноидов. Наличие герсдорфита подтверждается данными рентгеновской дифрактометрии. Поздняя минерализация относится к пирит-марказитовой ассоциации и представлена майченеритом, волынскитом, гесситом, аргентопентландитом, самородным золотом и содержащим Ag теллуровисмутитом (табл.1).

Таблица 1

Минералы благородных металлов и содержащие благородные металлы в изоморфной форме, установленные на рудопроявлении Аннабергитовая Щель

№ п/п

Название минерала

Химическая формула

Минералы платиноидов

1

Сперрилит

PtAs2

2

Ирарсит

IrAsS

3

Майченерит

PdBiTe

Минералы серебра и золота

4

Волынскит

AgBiTe2

5

Аргентопентландит

Ag(Fe, Ni)8S8

6

Гессит

Ag2Te

7

Самородное золото

Аu, Аg

Минералы, содержащие благородные металлы в изоморфной форме

8

Сульфоарсениды (ряд кобальтина-герсдорфита)

NiAsS, примеси Co, Fe, Ir, Pt, Rh, Pd

9

Теллуровисмутит

Bi2Te3, примеси Ag, Pb

Ранняя благороднометальная минерализация. Сперрилит и ирарсит образуют включения округлой или пластинчатой формы в сульфоарсенидах (промежуточных членах ряда кобальтина-герсдорфита). Размер выделений сперрилита от 2,5 до 25 мкм, состав близок к теоретической формуле (табл.2). Размер включений ирарсита от 2 до 5 мкм (рис.2, г). Минерал обычно содержит примесь Pt (в среднем 5,22 мас.%) и Rh (в среднем 1,85 мас.%).

Таблица 2

Составы сперрилита и ирарсита (в пересчете на 100 мас.%)

№ п/п

Pt

Rh

Ir

Pd

As

S

Сумма

Эмпирическая формула

 

 

 

 

 

 

 

 

 

1

53,88

46,12

100,00

Pt0,93As2,07

2

58,73

41,27

100,00

Pt1,06As1,94

3

56,96

43,04

100,00

Pt1,01As1,99

4

55,88

44,12

100,00

Pt0,98As2,02

5

56,15

43,85

100,00

Pt0,99As2,01

6

52,15

 

4,49

43,36

100,00

Pt0,92Ir0,08As2,00

Среднее значение (n = 15)

 

56,00

0,30

43,71

100,00

Pt0,99Ir0,01As2,01

7

7,57

1,68

51,13

29,69

9,92

100,00

(Ir0,75Pt0,11Rh0,05)0,91As1,12S0,88

8

7,80

50,61

30,93

10,66

100,00

(Ir0,71Rh0,2)0,91As1,11S0,89

9

6,39

2,84

51,62

27,94

11,22

100,00

(Ir0,74Pt0,09Rh0,08)0,91As1,03S0,97

10

7,24

1,01

51,72

0,76

28,85

10,42

100,00

(Ir0,76Pt0,10Rh0,03Pd0,02)0,91As1,08S0,92

Среднее значение (n = 10)

 

4,82

2,64

53,16

0,08

28,36

10,95

100,00

(Ir0,77 Rh0,07Pt0,07)0,91As1,05S0,95

Примечание. 1-6 – сперрилит; 7-10 – ирарсит. При расчете формульных коэффициентов ирарсита использована эмпирическая формула (Pt, Rh, Ir)0.91AsS. Вследствие малого размера фаз МПГ в процессе микрозондового анализа происходил «прихват» матрицы герсдорфита и, вероятно, тонких микровключений: герсдорфита и ирарсита в сперрилите и герсдорфита – в ирарсите. При пересчете анализов на 100 мас.% и расчете формул «прихваченные» фазы исключены.

Связанные с платиноидами сульфоарсениды образуют идиоморфные кристаллы размером до 0,1-0,5 мм, которые обычно приурочены к краевым частям зерен основных рудообразующих сульфидов и часто имеют изометричную шестиугольную форму сечения (рис.2, б, ж). Мелкие зерна сульфоарсенидов обычно наблюдаются в халькопирите, а более крупные – в пирротине. Реже их включения отмечаются в пентландите, пирите и виоларите. Для кристаллов сульфоарсенидов в пирротине характерно обрастание по краю пламеневидными выделениями пентландита (рис.2, а).

Соотношения и последовательность выделения сперрилита, ирарсита и Fe-Co-Ni сульфоарсенидов исследованы в эпитаксиальном срастании этих минералов, расположенном на границе зерна виоларита (рис.3, а-г). Внутри шестиугольного кристалла Fe-Co-Ni сульфоарсенида находится кристалл сперрилита вытянутой формы, обрастающий по краю ирарситом, в котором отмечена неназванная фаза соединения Te, Ir и Pt (рис.3, в-е). Идиоморфный, вероятно, кубический минерал ряда кобальтина-герсдорфита с платиноидами (далее по тексту сульфоарсенид I), закономерно обрастает сульфоарсенидом второй генерации (сульфоарсенид II) с повышенным содержанием Co. Его ромбовидный срез также имеет идиоморфные очертания. Возможно, он представляет собой никельсодержащий глаукодот (ромбический).

На профиле через это срастание (рис.3, ж) можно отметить отсутствие зональности и относительное постоянство составов сульфоарсенидов I и II. При близком содержании As и S для сульфоарсенидов обеих генераций различия в их составах выражены в изменении соотношений Ni и Co при незначительных вариациях содержаний Fe (рис.3, ж). Сульфоарсенид I помимо включений минералов платиноидов может содержать их примеси (табл.3), вероятно в результате изоморфного замещения, мас.%: Rh – до 0,83, Pd – до 0,53 Pt – до 0,54, Ir – до 2,56. Кроме того, отмечаются Cu (до 1,67 мас.%), а также Se (до 0,32 мас.% ) и Te (до 0,32 мас.%). Сульфоарсенид II отличается отсутствием платиноидов, повышенным содержанием Co (около 17 мас.%) и имеет близкое к постоянному отношение содержаний Ni/Fe (рис.4).

Рис.2. Соотношения минералов благородных металлов и теллуровисмутитов с сульфоарсенидами, главными сульфидами, виоларитом, биотитом, кварцем и клинохлором (все изображения в обратно-отраженных электронах): а – пламеневидные выделения пентландита (Pn) в пирротине (Po) вдоль граней кристалла сульфоарсенида (Sf); б – идиоморфный кристалл сульфоарсенида с тонким включением ирарсита (Irs) в пирротине, содержащем пламеневидные вростки пентландита и участок, замещенный виоларитом (Viol); в – увеличенное изображение краевой части кристалла сульфоарсенида, вдоль которой развиваются тонкие агрегаты соединений висмута и теллура, вероятно, волынскита и цумоита (Ts + Vln), а также самородное золото (Au); г – увеличенный фрагмент кристалла сульфоарсенида с включением ирарсита; д – увеличенный фрагмент краевой части кристалла сульфоарсенида с выделениями золота; е – пирротин (состав близок к Fe6S7), включает идиоморфный кристалл сульфоарсенида, вдоль одной из граней которого развивается зерно теллуровисмутита (Tb); ж – халькопирит (Ccp) включает кристалл сульфоарсенида, ксеноморфный в отношении биотита (Bt) и идиоморфный в отношении хлорита (Chl) и халькопирита, вдоль одной из граней сульфоарсенида вблизи контакта с хлоритом наблюдается тонкий агрегат гессита (Hes), на контакте с силикатами (Sil) в халькопирите развивается аргентопентландит (Pn(Ag)); з –включение аргентопентландита в халькопирите (вероятно, вдоль залеченной трещины); и – майченерит (Mcn) с тонкими включениями гессита, развивается вдоль краевой части зерна халькопирита; к – волынскит (Vln) в халькопирите; л – идиоморфный кристалл теллуровисмутита в халькопирите; м – биотит (Bt) в срастании с кварцем (Q), замещается агрегатом клинохлора, который содержит пластинчатые выделения халькопирита поздней генерации, тонкие включения теллуровисмутита и рутил (Rt)

Рис.3. Эпитаксиальное срастание кристаллов сперрилита, ирарсита и Fe-Co-Ni сульфоарсенидов (все изображения в обратно-отраженных электронах): а – соотношение сростка сульфоарсенидов, сперрилита и ирарсита (Sf+Sprl+Irs) c халькопиритом (Ccp), пентландитом (Pn), виоларитом (Viol); б – увеличенный фрагмент со сростком сульфоарсенидов и сперрилита, где кристалл сульфоарсенида II (Sf II, глаукодот) обрастает идиоморфным сульфоарсенидом I (Sf I, ряд кобальтина-герсдорфита), в центральной части которого находится сросток сперрилита и ирарсита (Sprl + Irs); в, г, д, е – сросток в лучах кобальта (контуры кристаллов сульфоарсенида I, сульфоарсенида II и минералов платиновой группы, в), платины (сперрилит, г), иридия (ирарсит, д), теллура (неназванная фаза, соединение теллура, платины и иридия, е); ж – профиль через сросток сульфоарсенидов и сперрилита. В качестве подложки для профиля использован снимок в лучах кобальта. Содержания S, As, Fe, Co, Pt, Ni в массовых процентах.

Таблица 3

Составы сульфоарсенидов (мас.%)

№ п/п

S

As

Fe

Co

Ni

Cu

Rh

Pd

Pt

Ir

Сумма

Эмпирическая формула

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

1

17,80

47,53

5,23

5,86

23,71

100,13

(Ni0,68Co0,17Fe0,16)1,00As1,06S0,93

2

18,20

46,92

6,17

7,67

21,16

100,11

(Ni0,60Co0,22Fe0,18)1,00As1,05S0,95

3

17,88

46,62

6,81

9,00

19,55

99,85

(Ni0,56Co0,26Fe0,20)1,02As1,04S0,94

4

18,34

46,61

6,16

10,42

17,77

99,30

(Ni0,51Co0,30Fe0,18)0,99As1,05S0,96

5

18,38

44,94

6,41

11,32

17,30

1,67

100,02

(Ni0,49Co0,32Fe0,19Cu0,04)1,05As1,00S0,95

6

18,14

46,74

6,29

8,93

19,01

0,41

99,53

(Ni0,55Co0,26Fe0,19Rh0,01)1,00As1,05S0,95

7

17,90

45,94

5,92

9,26

18,44

0,82

98,28

(Ni0,54Co0,27Fe0,18Rh0,01)1,00As1,05S0,95

8

18,34

46,15

5,86

10,79

16,63

0,83

0,34

0,54

99,46

(Ni0,48Co0,31Fe0,18Pt0,01Rh0,01Pd0,01)0,99As1,04S0,97

9

17,31

45,26

4,92

6,21

22,29

0,51

0,53

2,56

99,60

(Ni0,66Co0,18Fe0,15Rh0,01Ir0,02Pd0,01)1,03As1,04S0,93

10

18,79

46,07

4,89

17,07

13,08

99,91

(Ni0,37Co0,48Fe0,15)1,00As1,02S0,98

11

18,86

44,68

4,89

16,87

12,89

98,2

(Ni0,37Co0,48Fe0,15)1,00As1,01S0,99

Примечание. 1-9 – сульфоарсенид I (ряд кобальтина-герсдорфита); 10, 11 – сульфоарсенид II (глаукодот).

Поздняя благороднометальная минерализация (табл.4). Агрегаты соединений висмута и теллура, в том числе гессита, отмечаются в халькопирите и в агрегатах клинохлора, обрастают краевые части идиоморфных кристаллов сульфоарсенида I (см. рис.2, б, в, е, ж). Размер выделений гессита составляет 1-10 мкм. Гессит, кроме того, отмечен в виде включений в майченерите, единичное выделение которого имеет вытянутую форму размером 120×25 мкм и развивается вдоль краевой части зерна халькопирита (рис.2, ж).

Помимо гессита, минералы Ag представлены аргентопентландитом и волынскитом. Аргентопентландит образует выделения размером 15-30 мкм, развивается по трещинам в халькопирите и в краевых частях его зерен (рис.2, ж, з). Содержание Ag в аргентопентландите составляет от 8,91 до 12,98 мас.%, в среднем – 11,61 мас.% (n = 8). Волынскит представлен единичными мелкими (до 10 мкм) включениями в халькопирите (рис.2, к), а также образует тонкие агрегаты с цумоитом (?), обрастающие с краю сульфоарсенид I (рис.2, в). Незначительное количество Ag (от 0,55 до 6 мас.%) входит в состав теллуровисмутита, образующего идиоморные кристаллы размером около 15 мкм в халькопирите (рис.2, л) и включения в хлорите размером около 3 мкм (рис.2, м).

Рис.4. Соотношения Ni/Co и Ni/Fe в сульфоарсенидах I и II. Значения Ni/Co, Ni/Fe рассчитаны по содержаниям элементов в массовых процентах. Представлены данные 35 анализов, в том числе составы из табл.3. Размер значка пропорционален отношению As/S

Таблица 4

Составы поздних минералов благородных металлов (мас.%)

№ п/п

S

Fe

Co

Ni

Cu

As

Ag

Te

Pd

Pb

Bi

Сумма

Эмпирическая формула

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

1

31,64

32,93

22,33

1,05

12,03

99,98

(Ag0,91Cu0,14)1,05(Fe4,81Ni3,10)7,91S8,04

2

31,67

34,7

23,11

1,75

8,91

100,14

(Ag0,67Cu0,23)0,89(Fe4,99Ni3,17)8,16S7,95

3

 

0,32

0,85

60,81

36,81

98,78

Ag1,99Te1,01

4

4

4,68

1,81

1,52

8,13

49,21

31,17

100,51

Ag1,95Te1,05

5

1,75

2,5

16,3

42,74

35,87

99,17

(Ag0,71Cu0,26)0,97Bi1,10Te1,87

6

2,11

2,81

13,12

40,97

1,8

39,49

100,31

(Ag0,87Cu0,22)1,09Bi0,99Te1,92

7

0,92

0,55

48,61

48,95

99,04

(Bi1,89Ag0,04Pb0,00)1,93Te3,07

8

2,54

1,53

46,21

3,3

45,19

98,76

(Bi1,78Ag0,12Pb0,13)2,02Te2,98

9

2,37

6,00

47,02

2,39

43,21

100,99

(Bi1,61Ag0,44Pb0,09)2,14Te2,86

10

31,58

24,42

39,57

98,95

Pd0,99(Sb0,12,Bi0,82)0,94Te1,07

Примечание. 1, 2 – аргентопентландит; 3, 4 – гессит; 5, 6 – волынскит; 7-9 – теллуровисмутит; 10 – майченерит. Формулы волынскита (на 4 атома), теллуровисмутита (на 5 атомов) рассчитаны без железа, которое, вероятно, входит в состав гидроокислов.

Отдельные микровключения высокопробного самородного золота (~93,6 мас.% Au) размером менее 2 мкм отмечены в халькопирите (табл.5). Золото (~80 мас.% Au) в виде выделений и тонкой каймы обрастает краевую часть кристаллов сульфоарсенида I (табл.5, рис.2, в, д). Выделение относительно низкопробного золота (~71,5 мас.% Au) размером 6-7 мкм встречено в виоларите (табл.5).

Оценка температур образования благороднометальной минерализации.

Условия формирования ранних платиноидов оценены по парагенетически связанным с ними сульфоарсенидам I с использованием диаграммы NiAsS-FeAsS-CoAsS (рис.5, а), на которой приведены изотермы температур сольвуса по [31]. По этим данным сульфоарсениды I формировались при температурах порядка 400-500 °С.

Таблица 5

Представительные составы самородного золота (мас. %)

Компонент

1

3

4

5

6

Au

91,10

79,24

80,93

70,83

72,12

Ag

20,76

19,07

29,17

27,88

Cu

5,62

Fe

3,28

Сумма

100

100

100

100

100

Проба золота, ‰

~936

~800

~715

Примечание

Включение в халькопирите

Включение в герсдорфите

Включение в виоларите

 

Рис.5. Диаграммы геотермометров по сульфоарсенидам NiAsS-FeAsS-CoAsS (а) и хлоритам R2+ (сумма Fe2+ и Mg2+) – Si (б): а – положение фигуративных точек составов сульфоарсенида I, линии сольвуса при разных температурах (°С) приведены по [31]; б – диаграмма полуэмпирический хлоритовый геотермометр по [26]; использованы данные 31 анализа, в том числе из табл.6; Sud – судоит, Ame – амезит, Afcl – хлорит, не содержащий Al, R3+ –трехвалентные катионы (Fe3+, Al3+), vaс – вакансия в октаэдрической позиции

Для соединений Te и Bi и ассоциирующих с ними халькопирита и пирита отмечаются срастания с клинохлором (см. рис.2, м). Это дает возможность оценить условия формирования поздней благороднометальной минерализации с использованием хлоритовых и пирит-пирротиновых геотермометров. Температура образования клинохлора оценена с использованием эмпирических хлоритовых геотермометров по [27] и по [30], полуэмпирического [26]. Геотермометры по [27, 30] основаны на линейной корреляции T °С-AlIV в хлоритах. Полученные оценки температуры по [27] варьируют от 119 до 337, по [30] – от 124 до 335°С (табл.6).

Таблица 6

Составы клинохлора (мас. %)

Компонент

A107-1

A113-7

A113-5

GR7

1

2

3

4

5

6

SiO2

27,51

28,18

28,30

29,60

30,35

32,17

TiO2

Al2O3

20,15

18,81

20,88

17,42

16,78

12,77

Cr2O3

0,68

 

0,25

FeO

17,23

18,80

13,10

18,00

17,19

24,21

V2O3

0,36

MnO

MgO

21,90

20,57

24,35

21,54

21,30

14,49

NiO

0,50

0,40

0,30

0,56

0,61

1,34

K2O

0,23

Сумма

88,19

86,76

87,35

87,12

86,59

84,98

Количество катионов в формуле на 14 O

Si

2,763

2,901

2,797

3,013

3,094

3,439

Ti

0,013

AlIV

1,238

1,100

1,204

0,988

0,907

0,561

AlVI

1,154

1,177

1,230

1,101

1,115

1,062

Cr

0,054

0,020

Fe3+

0,000

0,034

0,034

0,100

0,265

Fe2+

1,470

1,586

1,045

1,477

1,353

1,887

Mn

Mg

3,278

3,157

3,587

3,268

3,237

2,310

Ni

0,041

0,033

0,024

0,046

0,050

0,115

K

0,059

OH

8,000

8,000

8,000

8,000

8,000

8,000

Fe2+/(Fe2++Mg)

0,31

0,33

0,23

0,31

0,29

0,45

T, °C [27]

 

337

292

326

256

230

119

T, °C [31]

 

335

292

322

256

230

124

Примечание. Oтношение Fe2+/Fe3+ и количество ОН рассчитаны при условии полного заполнения позиций.

Рис.6. Характер распределения арсенидов и сульфоарсенидов в обрамлении крупного вкрапленника, сложенного пирротином и пентландитом в массе пострудных гранитоидов: а – выделение пирротина с вростками пентландита (светло-серое) размером около 5 мм в прожилке плагиогранита (темно-серый фон), который сложен кварцем и полевым шпатом (преобладают), а также биотитом и роговой обманкой. Крупное сульфидное зерно окружено «сыпью» мелких сульфидных обломков, размером десятые-сотые доли миллиметра, а также биотитом и роговой обманкой; б – увеличенный фрагмент контакта крупного сульфидного вкрапленника (Po + Pn) и плагиогранита,  хорошо заметно обрастание зерен сульфидов биотитом (Bt) и роговой обманкой (Hbl) в кварц-полевошпатовой основной массе (Q + Ps)

Полуэмпирический хлоритовый геотермометр по [26] представляет собой диаграмму в координатах R2+ (сумма Fe2+ и Mg2+) – Si (см. pис.5, б). Расчет формул проведен на 14 атомов кислорода, все железо при этом принято двухвалентным. По этой диаграмме оценки температур образования клинохлоров варьируют от ~ 110 до более 300 °С.

Пирротин с повышенным содержанием серы, состав которого близок к Fe6S7, входит в пирит-марказитовую минеральную ассоциацию. Он образует парагенезис с пиритом, формирующимся в равновесных термодинамических условиях при гидротермальных преобразованиях. Этому не противоречат наблюдаемые соотношения никеля и кобальта в пиритах и пирротинах, что дает возможность оценить температуры с использованием геотермометра по [2], основанного на распределении Co между этими минералами (табл.7). Расчетные температуры, полученные с использованием уравнения по содержаниям Co, варьируют от 263 до 323°C (табл.7, в среднем ~ 296 °C) [2]. Оценка по Ni в данном случае некорректна, так как его концентрации в пиритах превышают 1,5 мас.%. В результате этого изотермы распределения Ni между пиритом и пирротином отклоняются от прямолинейной зависимости [2].

Таблица 7

Распределение Co между пирротином и пиритом и температура образования пирит-пирротинового парагенезиса по [2] (пирит-марказитовая минеральная ассоциация)

Номер образца

Содержание Co, мас.%

(Co, ат.%/Fe, ат.%) ∙10–2

KDCo

T, °C

Пирротин

Пирит

Пирротин

Пирит

A113-7

0,38 (n = 6)

0,70

0,920

1,700

0,375

323

GR10

0,32 (n = 6)

0,48 (n = 4)

0,690

1,050

0,493

301

GR7

0,52 (n = 2)

0,45

1,170

1,010

0,837

263

Примечание. Для оценки содержаний Co в пирите и пирротине приняты средние значения по измерениям в разных точках в одном образце; n – количество измерений; KDCo – коэффициент распределения Co между пиритом и пирротином.

Обсуждение результатов

Выделение ранних минералов благородных металлов и парагенетически связанного с ними сульфоарсенида I происходит в следующей последовательности: сперрилит → ирарсит → фаза Pt + Ir + Te → сульфоарсенид I (с примесью платиноидов). Наиболее ранним платиновым минералом является сперрилит. Возможно, он имеет магматическое происхождение, а его выделения выступали в качестве центров кристаллизации для других минералов платиноидов и Fe-Co-Ni сульфоарсенидов. Контактово-метасоматическое происхождение сульфоарсенида I обусловлено внедрением пострудных гранитоидов. Это доказывается соотношениями минералов, которые проиллюстрированы на рис.6. На рис.6, а вкрапленник пирротина размером около 5 мм заключен в прожилке плагиогранита, который сложен ортоклаз-олигоклаз-кварцевым агрегатом с включениями биотита и роговой обманки. Крупное выделение сульфидов обрамлено цепочками более мелких, остроугольных сульфидных вкраплений. Все зерна рудных минералов в кварц-полевошпатовом агрегате окружены реакционными каймами биотита и магнезиальной роговой обманки (рис.6, б). Наблюдаемые соотношения указывают на дробление крупного сульфидного зерна при внедрении гранитоидов, при этом в результате контактово-метасоматических процессов вокруг сульфидов образовались темноцветные силикаты.

На графике содержаний As по профилю, заданному через крупное сульфидное зерно и включающий его плагиогранит (рис.6, а), видно, что арсениды и сульфоарсениды тяготеют к скоплениям биотита и роговой обманки, обрастающим мелкие рудные зерна в плагиограните, при этом само крупное сульфидное выделение фаз с As не содержит. Соответственно, образование сульфоарсенидов, как и кайм темноцветных минералов вокруг сульфидов, связано с контактово-метасоматическими процессами. При этом происходит и перераспределение ЭПГ, сопровождавших сингенетические сульфидные руды, в результате чего формировались парагенетически связанные с сульфоарсенидом I ирарсит и фазы Pt + Ir + Te.

Отсутствие признаков оплавления руд в приконтактовой части пострудной интрузии гранитоидов коррелирует с экспериментальными и оценочными данными. Плавление сульфидных минеральных ассоциаций происходит в интервале температур от 850 до 1200 °C [10]. При этом оценки условий формирования роговиков петротипического массива гранитоидов кольского комплекса менее экстремальны: 513-552 °С при давлении 0.17-0.21 ГПа [22]. Эти условия соответствуют оценкам температур формирования сульфоарсенида I и связанных с ним ранних сульфоарсенидов платиноидов (400-500 °С, рис.5, а), а также температурам захвата флюидных включений в кварце из руд Шанучского месторождения (~400-500 °С) [8]. В целом, все эти данные согласуются с условиями формирования кварц-полевошпатовых метасоматитов [1], которые равновесны с растворами, близкими к нейтральным (рН 4.5-6.5) при температуре 350-600 °С на глубинах ≤5 км при давлении менее ~0.15 ГПа (рис.7).

Рис.7. Схема последовательности и условий образования минералов благородных металлов (жирный шрифт), минералов с изоморфными примесями благородных металлов (курсив), ассоциирующих с ними главных и распространенных сульфидов, хлоритов на рудопроявлении Аннабергитовая Щель (c использованием данных [13])

1 – условия формирования определены с использованием геотермометров и по соотношениям минералов; 2 – только по соотношениям минералов и косвенным данным; 3 – твердофазные превращения без итогового образования новых минеральных видов

На позднем, гидротермально-метасоматическом этапе прослеживается следующая последовательность образования минералов благородных металлов: теллуровисмутит → волынскит (агрегат цумоита (?) и волынскита) → аргентопентландит → майченерит + гессит. Образование самородного золота, вероятно, происходило не раньше формирования теллуридов. К этой же стадии минералообразования, возможно, относится и глаукодот (сульфоарсенид II), который известен как высокотемпературный гидротермальный минерал. По причине гидротермального происхождения глаукодота к нему неприменима диаграмма по [31], разработанная для «сухих» систем [6].

Гидротермально-метасоматические преобразования руд, с которыми связана поздняя благороднометальная минерализация, пирит, марказит и клинохлор-эпидот-актинолитовый парагенезис, близки к процессам пропилитизации при рН 4.5-6.5 и температурах 150-350 °С на глубинах ≤5 км [1]. Это подтверждают оценки температур образования хлоритов (от 110 до 340 °С), пиритов и поздних пирротинов (около 296 °C). Cвязь клинохлор-эпидот-актинолитового парагенезиса с соединениями Bi и Te подчеркивает его cредне- низкотемпературный характер: температуры образования теллуридов составляют менее 350 °С, обычно менее 250 °С [25], а гессит является одним из характерных минералов низкотемпературных гидротермальных ассоциаций. Исключение в данном случае составляют фазы Pt + Ir + Te, выделявшиеся вместе с сульфоарсенидом I (рис.7).

Заключение

Содержащие благородные металлы сульфидные кобальт-медно-никелевые руды КНП сформировались в результате магматической диффренциации в процессе становления интрузий дукукского комплекса норит-кортландитовой формации и дальнейших эпимагматических преобразований. В результате проведенных исследований были уточнены особенности вещественного состава минералов платиноидов, серебра, золота, висмута, теллура, а также тесно связанных с ними сульфоарсенидов в рудах одного из рудопроявлений КНП – Аннабергитовой Щели. Выявление последовательности минералообразования и применение геосенсоров позволили оценить условия формирования минералов ЭПГ, серебра и золота.

Образование минералов благородных металлов на рудопроявлении Аннабергитовая Щель в основном обусловлено эпигенетическими процессами, а магматическое происхождение можно предполагать только для сперрилита.

Ранний, контактово-метасоматический этап связан с внедрением пострудных гранитоидов. При этом образовалась ассоциация сперрилита, ирарсита, редких неназванных фаз Pt + Ir + Te и сульфоарсенида I. Температура образования сульфоарсенида I по [31] составляет 400-500 °С. Это согласуется с оценками условий образования кварц-полевошпатовых метасоматитов при температурах 350-600 °С на глубинах ≤5 км (давление ~ ≤0,15 ГПа) в равновесии с растворами, близкими к нейтральным (рН 4,5-6,5) [1].

Аргентопентландит, волынскит, самородное золото, майченерит и гессит образовались в результате поздних высоко-среднетемпературных гидротермально-метасоматических преобразований. Ассоциация гидротермальных минералов, с которыми они парагенетически связаны, близка к пропилитам. Условия пропилитизации на глубинах ≤5 км (~ ≤0,15 ГПа) при рН 4,5-6,5 и температуре 150-350 °С [1] согласуются с оценками температур по пирит-пирротиновому (около 296 °C) и хлоритовым геотермометрам (от 110 до 340 °С).

Литература

  1. Бардина Н.Ю. Систематика метасоматических горных пород и фаций метасоматизма малых глубин / Н.Ю.Бардина, В.С.Попов // Советская геология. 1991. № 6. C. 48-56.
  2. Безмен Н.И. Пирит-пирротиновый геотермометр: распределение никеля и кобальта / Н.И.Безмен, В.И.Тихомирова, В.П. Косогова // Геохимия. 1975. № 5. С. 700-715.
  3. Генетическая минералогия Pd, Pt, Au, Ag, Rh в норильских сульфидных рудах / Э.М.Спиридонов, Э.А.Кулагов, А.А.Серова и др. // Геология рудных месторождений. 2015. Т.57. № 5. С. 445-476. DOI: 10.7868/S0016777015050068
  4. Геохимия и минералогия элементов платиновой группы в рудах Кингашского месторождения (Восточный Саян) / Т.А.Радомская, О.М.Глазунов, В.Н.Власова, Л.Ф.Суворова // Геология рудных месторождений. 2017. Т. 59. № 5. С. 363-384. DOI: 10.7868/S0016777017050057
  5. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:1000 000 (третье поколение). Лист N-57. Петропавловск-Камчатский. Объяснительная записка / Б.И.Сляднев, В.Н.Шаповаленко, Н.Ф.Крикун и др. СПб: Картфабрика ВСЕГЕИ, 2007. 187 с.
  6. Гриценко Ю.Д. Сульфоарсениды и сульфоантимониды никеля, кобальта, железа и крутовит метаморфогенно-гидротермальных карбонатных жил Норильского рудного поля / Ю.Д.Гриценко, Э.М.Спиридонов // Новые данные о минералах. 2006. № 41. С. 46-55.
  7. Зимин С.С. Формация никеленосных роговообманковых базитов Дальнего Востока. Новосибирск: Наука, 1973. 90 с.
  8. 8. Конников Э.Г. Состав флюидных включений в интрузивных породах норит-кортландитового комплекса Камчатки / Э.Г.Конников, О.Н.Васюкова // Геология рудных месторождений. 2007. Т. 49. № 3. С. 227-237. DOI: 10.1134/S1075701507030063
  9. Кунгурова В.Е. Медно-никелевое рудопроявление Аннабергитовая Щель Камчатской никеленосной провинции / В.Е.Кунгурова, В.А.Степанов, Ю.П.Трухин // Горный информационно-аналитический бюллетень. 2014. № S2. С. 324-333.
  10. Лихачев А.П. Платино-медно-никелевые и платиновые месторождения. М.: Эслан, 2006. 495 c.
  11. Медно-никелевое рудопроявление Квинум-I в кортландитах южной части Cрединного хребта Камчатки / В.М.Чубаров, Е.К.Игнатьев, С.В.Москалева и др. // Доклады Академии наук. 2005. Т. 403. №2. С. 1-6.
  12. Медно-никелевые руды участка Восточно-Геофизический (Шанучское рудное поле, Камчатка) / Р.М.Новаков, Ю.П.Трухин, В.Е.Кунгурова и др // Вестник Камчатской региональной ассоциации «Учебный научный центр». Науки о Земле. 2017. Вып. 33. № 1. С. 34-45.
  13. Минералы благородных и редких металлов в рудах Шанучского медно-никелевого месторождения (Камчатка) / В.А.Степанов, В.И.Гвоздев, Ю.П.Трухин и др. // Записки Российского минералогического общества. 2010. Т. 139. № 2. С. 43-58.
  14. Платиноиды: ресурсы, производство, рынки, перспективы / Ф.Д.Ларичкин, В.Д.Новосельцева, Ю.Г.Глущенко, М.В.Наумова // Записки Горного института. 2013. Т. 201 С. 39–42.
  15. Полетаев В.А. Сульфидные платиноидно-медно-никелевые месторождения и рудопроявления перидотит-пироксенит-норитовой формации Центральной Камчатки / Платина России. Т. III. Кн. 2. М.: ЗАО «Геоинформмарк», 1999. С. 191-199.
  16. Рахимов И.Р. Сульфидно-платинометальная минерализация изменённых габбро массива Малютка худолазовского комплекса: влияние гидротермальных процессов на тип минеральной ассоциации / И.Р.Рахимов, Д.Е.Савельев, А.В.Вишневский // Вестник Института геологии Коми научного центра Уральского отделения РАН. 2019. № 7(295). С. 15-24.
    DOI: 10.19110/2221-1381-2019-7-15-24
  17. Селянгин О.Б. Контаминация магмы, особенности петрогенезиса и распределение рудного вещества в породах никеленосной формации Срединно-Камчатского массива (часть третья) // Вестник Камчатской региональной ассоциации «Учебный научный центр». Науки о Земле. 2018. Вып. 4. № 40. С. 5-22. DOI: 10.31431/1816-5524-2018-4-40-5-22
  18. Селянгин О.Б. Петрология никеленосных базитов Шанучского рудного поля // Вестник Камчатской региональной ассоциации «Учебный научный центр». Науки о Земле. 2003. № 2. С. 33-55.
  19. Симакин А.Г. Оценка условий кристаллизации кортландитов Камчатки по составам амфиболов / А.Г.Симакин, О.Ю.Закревская, Т.П.Салова // Вестник Отделения наук о Земле Российской академии наук. 2012. Т. 4. № NZ9001 DOI: 10.2205/2012NZ_ASEMPGR40
  20. Состав руд сульфидного медно-никелевого проявления Аннабергитовая Щель (Камчатка) / В.Е.Кунгурова, В.А.Степанов, Ю.П.Трухин, Р.М.Новаков // Горный информационно-аналитический бюллетень. 2016. № S31. С. 42-55.
  21. Степанов В.А. Никеленосность Верхнего Приамурья / В.А.Степанов, А.В.Мельников. Владивосток: Дальнаука, 2010. 217 с.
  22. Тарарин И.А. Петрология и рудоносность метаморфических и магматических комплексов Центральной и Восточной Камчатки / И.А.Тарарин, З.Г.Бадрединов, В.М.Чубаров. Владивосток: Дальнаука, 2015. 302 с.
  23. Трухин Ю.П. Камчатская никеленосная провинция / Ю.П.Трухин В.А.Степанов, М.Д.Сидоров // Доклады Академии наук. 2008. Т. 418. № 6. С. 802–806.
  24. Чернышов Н.М. Особенности распределения и модель механизма фракционирования металлов платиновой группы в сульфидных никелевых рудах еланского типа месторождений. Ст. 2. Геолого-генетическая природа рудномагматической системы еланского типа и механизм фракционирования в рудах металлов платиновой группы / Н.М.Чернышов, М.Н.Чернышова // Вестник Воронежского государственного университета. Серия: Геология. 2011. № 2. С. 148–167.
  25. Afifi A.M. Phase relations among tellurides, sulfides, and oxides; Pt. II, Applications to telluride-bearing ore deposits / A.M.Afifi, W.C.Kelly, E.J.Essene // Economic Geology. 1988. Vol. 83(2). P. 395-404. DOI: 10.2113/gsecongeo.83.2.395
  26. Bourdelle F. Low-temperature chlorite geothermometry: A graphical representation based on a T-R2+-Si diagram / F.Bourdelle, M.Cathelineau // European Journal of Mineralogy. 2015. Vol. 27(5). P. 617-626. DOI: 10.1127/ejm/2015/0027-2467
  27. Cathelineau M. Cation site occupancy in chlorites and illites as a function of temperature // Clay Miner. 1988. Vol. 23. Iss. 4. P. 471-485. DOI: 10.1180/claymin.1988.023.4.13
  28. Chalcophile and platinum-group element (PGE) concentrations in the sulfide minerals from the McCreedy East deposit, Sudbury, Canada, and the origin of PGE in pyrit / S.A.S.Dare, S.-J.Barnes, H.M.Prichard, P.C.Fisher // Mineralium Deposita. 2011. Vol. 46. P. 381-407. DOI: 10.1007/s00126-011-0336-9
  29. Distribution of platinum-group and chalcophile elements in the Aguablanca Ni-Cu sulfide deposit (SW Spain): Evidence from a LA-ICP-MS study / R.Piña, F.Gervilla, S.-J.Barnes, L.Ortega, R.Lunar // Chemical Geology. 2012. Vol. 302-303. P. 61-75. DOI: 10.1016/j.chemgeo.2011.02.010
  30. Jowett E.C. Fitting iron and magnesium into the hydrothermal chlorite geothermometer. GAC/MAC/SEG Joint Annual Meeting. Toronto. May 27-29. 1991. Program with Abstracts 16. A62.
  31. Klemm D.D.Syntheses and analyzes in the triangle diagrams FeAsS-CoAsS-NiAsS and FeS2-CoS2-NiS2 // Neues Jahrb. Mineral. 1965. Abh. 103. P. 205-255.
  32. Mineralogy, geochemistry and stratigraphy of the Maslovsky Pt-Cu-Ni-sulfide deposit, Noril’sk Region, Russia: Implications for relationship of ore bearing intrusions and lavas / N.A.Krivolutskaya, A.V.Sobolev, S.G.Snisar et al. // Mineralium Deposita. 2012. Vol. 47. P. 69-88. DOI: 10.1007/s00126-011-0372-5
  33. Naldrett A.J. Magmatic sulfide deposits – Geology, Geochemistry, and Exploration. Berlin: Springer-Verlag, 2004. 727 p.

Похожие статьи

Особенности минерального и химического составов Северо-Западного рудопроявления марганца в районе Хайфельда, ЮАР
2021 А. Н. Евдокимов, Б. Л. Пхарое
Тектоно-магматические факторы локализации литий-фтористых гранитов Востока России
2021 В. И. Алексеев
Повышение эффективности релейной защиты на горно-обогатительном комбинате
2021 Р. В. Клюев, И. И. Босиков, О. А. Гаврина
Кристалломорфология сферических вирусов
2021 Ю. Л. Войтеховский
Обоснование и выбор конструктивных параметров зубчато-эксцентрикового механизма поршневого смазочно-заправочного агрегата для технического обслуживания горных машин
2021 С. Л. Иванов, К. А. Сафрончук, Ю. Олт
Модель извлечения бадделеита из отвальных продуктов апатито-бадделеитовой обогатительной фабрики на концентраторе CVD6
2021 В. В. Пелих, В. М. Салов, А. Е. Бурдонов, Н. Д. Лукьянов