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

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].

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

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.%)

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).

Таблица 3

Составы сульфоарсенидов (мас.%)

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).

Таблица 4

Составы поздних минералов благородных металлов (мас.%)

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. %)

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-Al_IV 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. %)

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

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)

Примечание. Для оценки содержаний Co в пирите и пирротине приняты средние значения по измерениям в разных точках в одном образце; n – количество измерений; K_D^Co – 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).

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.