Вторичные изменения никеленосных пород Дукукского комплекса Камчатки

Месторождение Шануч является уникальным по содержаниям никеля в руде (Ni до 13%) [2]. На данный момент значительная часть месторождения уже отработана, а поиски новых продуктивных тел до сих пор не увенчались успехом, несмотря на значительные объёмы поисковых работ. Отсутствие положительных результатов поисковых работ вызвано неприменимостью концепции поисков классических ультрамафит-мафитовых расслоенных комплексов в условиях Камчатского региона. Наиболее актуальным в данном случае является пересмотр ликвационной природы происхождения богатых медно-никелевых руд и внесение в эти представления существенных корректив с точки зрения эпигенетического процесса для изменения идеологии поисков и разведки Cu-Ni руд шанучского типа.

Медно-никелевое оруденение Шануча характеризуется спецификой, существенно отличающейся от типичного ликвационного оруденения, характерного для Норильского типа месторождений. Ликвационное оруденение Норильского типа контролируется внут- риплитной обстановкой, что предполагает относительно "сухой" состав магматических расплавов. Медно-никелевое оруденение Шанучского типа формировалось в условиях, контролируемых субдукци- онной компонентой [2, 3], что определяет повышенную гидратированность первичных никеленосных расплавов. В этой связи, важным фактором представляется проявление постмагматических преобразований. Строго говоря, для ликвационного типа разделение на магматические и постмагматические фазы является весьма условным, так как для силикатного расплава температура кристаллизации существенно выше (более 1000°С), чем для сульфидного (350- 400°С). Из этого следует, что после кристаллизации силикатного расплава, сульфидный расплав ещё находится в ликвидусной фазе. Указанные факторы (повышенная гидратированность исходного расплава и существенные различия в температурах кристаллизации для силикатного и сульфидного расплавов) обусловливают сложное сочетание структурнотекстурных особенностей руд (от массивных и вкрапленных до прожилковых и прожилково-вкрапленных) и, как следствие, своеобразие постмагматических преобразований.

Целью предлагаемой статьи является выявление особенностей упомянутых преобразований на заключительной стадии рудно-магматического процесса. В основе исследований лежит изучение минерального состава главных типов медно-никелевого оруденения, связанного с массивами дукукского комплекса, относящихся к южной (Квинум-Кувалорогской) группе Камчатской никеленосной провинции (южное обрамление Срединно-Кристаллического массива Камчатки (СКМ)).

Геологическая ситуация

Серпентиниты

Рудные серпентиниты развиты на участке Хихку и представляют собой среднезернистые породы, характеризующиеся двумя реликтовыми структурами: си- деронитовой (в рудной массе присутствуют идиоморфные зерна серпентинизированных оливина и пироксена), переходящей участками в пойкилитовую (крупные зерна роговой обманки, замещенные хлоритом, с угловатыми пойкилитовыми включениями серпентинизированных оливина и пироксена).

Минеральный состав серпентинитов следующий (в % от объема породы): серпентин - 30-35, карбонат - 5-10, хлорит - 5, тальк - 5, рудные минералы - 45-50.

Серпентин образует полные псевдоморфозы по оливину, пироксену, представлен тонковолокнистой разновидностью - хризотилом, развивающимся по периферии зерна, и микрозернистой пластинчатой разновидностью антигоритом, выполняющим внутренние части зерен.

Карбонат пространственно связан с серпентинизи- рованными зернами и образует ксеноморфные графические срастания с рудным веществом, что можно наблюдать в серпентините с сидеронитовой структурой (рис. 2А).

В рудной массе серпентинитов наблюдается большое количество разорванных серпентинизированных зерен, разобщенных волокон хризотила, листочков талька, многие из которых изогнуты. При разрыве серпентинизированных зерен вдоль волокон границы трещин гладкие, поперек - щетковидные (рис. 2Б). Все трещинки заполнены рудными минералами, что говорит о деформации серпентинизированных зерен и окончательной кристаллизации рудного вещества после этой деформации.

Рис. 2. Текстурно-структурные особенности рудных минералов. А - взаимное прорастание карбоната и рудного минерала (черное). C - карбонат, Srp - серпентин. Николи параллельны. Б - медно-никелевая руда (I - трещина ориентированная вдоль волокон серпентина, заполненная рудным минералом, II - разобщенные волокна серпентина в рудной массе). Аншлиф. Сp - халькопирит, Pyr - пирротин. В - угловатые выделения рудного минерала (черное) в межзерновом пространстве тальк-хлоритовой породы. Шлиф, николи параллельны. Cl - хлорит, Tl - тальк. Г - фрагмент зерна темноцветного минерала, замещенный рудным минералом (черное) и карбонатом, которые образуют графическое срастание. Николи скрещены.

К границе серпентинизированных зерен приурочены выделения талька с реликтовой спайностью роговой обманки (трещинки выполнены мелкодисперсными включениями магнетита). Такая же реликтовая спайность наблюдается в хлорите (на участках с пойкилитовой структурой). Наблюдаются замещения хлорита тальком с наследованием спайности роговой обманки и выделением магнетита. Прослеживается следующая последовательность вторичных изменений: 1) оливин и пироксен ^ серпентин + карбонат; 2) роговая обманка ^ хлорит + магнетит ^ тальк + магнетит.

Минеральный состав медно-никелевых руд серпентинитов следующий (в % от объема вкраплений сульфидов): пирротин - 25-30, пентландит - 20-25, халькопирит - 20-25, магнетит - 10, валлериит - 2-3 (продукт замещения пирротина и пентландита), встречаются единичные зерна пирита. По характеру распределения рудных минералов серпентиниты можно отнести к равномерновкрапленным рудам. Рудные минералы кремово-желтого цвета, распределены в породе равномерно, занимают пространство между идиоморфными зернами силикатных минералов, характеризуются аллотриоморфнозернистой структурой (выделения пирротина, халькопирита и магнетита ксеноморфны), с элементами порфировидной (пентландит образует идиоморфные изометрич- ные зерна). Порфировидные выделения пентландита на фоне общей ксеноморфной массы говорят о более раннем его выделении [4]. Таким образом, последовательность выделения рудных минералов представляется следующей: пентландит ^ пирротин + халькопирит + магнетит + пирит ^ валлериит. Пирротин рудных серпентинитов характеризуется широкой вариацией состава, отвечает формулам: Fe6S7, Fe8S9, Fe9S10, Fe11S12 (табл.1). Вероятнее всего это связано с изменением количества серы в ходе его кристаллизации. Преобладают зерна с пониженным содержанием серы, что может говорить о довольно быстром уменьшении ее концентрации в рудном расплаве. Для всех зерен характерна примесь Ni (до 1 %).

Состав рудных минералов серпентинитов участка Хихку

Таблица 1

Примечание: в числителе - минимальные и максимальные значения, в знаменателе - среднее.

Тальк-хлоритовые породы слагают вместе с рого- вообманковыми габбро-диоритами два интрузивных тела на участке Тундровый и интрузивное тело на участке Квинум.

Тальк-хлоритовые породы среднезернистые, характеризуются лепидобластовой структурой (широкое развитие листоватых минералов: хлорита и талька). Тальк-хлоритовые породы сложены преимущественно постмагматическими минералами (в % от объема породы): тальк 30-40, хлорит 20-30, амфибол актинолит-тремолитового ряда 5-15, карбонат 5, серпентин 2-5, роговая обманка 2-5, рудные минералы до 10, среди акцессорных минералов наблюдаются удлиненно-призматические зерна апатита. Породы характеризуются присутствием реликтовой пойкилитовой структуры (хлоритизированная роговая обманка содержит в себе включения округлых зерен хадакристаллов оталькованного оливина и частично оталькованной уралитовой роговой обманки). Наблюдаются корродированные реликты роговой обманки, по которой интенсивно развивается амфибол актинолит-тремолитового ряда и хлорит с выделением мелкодисперсных зерен магнетита. Для амфибола актинолит-тремолитового ряда характерны сноповидные скопления вытянутых шнуроподобных зерен, огибающих изометричные выделения карбоната. Карбонат тесно связан с процессами серпентинизации и последующего оталькования хадакристаллов. В отличие от рудных серпентинитов, карбонат в тальк-хлоритовых породах присутствует в виде округлых зерен. Хлорит, в свою очередь, частично оталькован.

Таким образом, прослеживаются примерные (зерна оливина в породе не сохранились) последовательности замещения: пироксен ^ уралитовая роговая обманка ^ хлорит + магнетит ^ тальк + магнетит; роговая обманка ^ тремолит + хлорит + магнетит; оливин ^ серпентин + карбонат ^ тальк + карбонат.

Рудные минералы присутствуют в виде ксено- морфных зерен (пирротин, пентландит, халькопирит, пирит), распределенных в породе неравномерно и связанных с трещинками и зонами лимонитизации. Возможно, зоны лимонитизации образовались за счет выщелачивания и разрушения сульфидов. Пирротин, пентландит, халькопирит и пирит также наблюдаются в виде угловатых зерен, заполняющих пространство между листочками талька и хлорита (рис. 2В), что говорит о кристаллизации сульфидов уже после оталькования и хлоритизации. На участке Тундровый наблюдались в общей сульфидной массе единичные зерна сульфоарсенида никеля - герсдорфита, с формулой (Ni0.6,Fe0.2,Co0.3)[AsS].

Габбро-диориты

Габбро-диориты среднезернистые, равномернозернистые породы, характеризующиеся призматиче- скизернистой структурой (за счет слагающих ее удлиненно-призматических зерен плагиоклаза и роговой обманки). Минеральный состав породы (в % от объема породы): плагиоклаз - 50-60, роговая обманка - 30-50, рудный минерал - 5-10, карбонат - 3-5.

Габбро-диориты участков Квинум и Тундровый характеризуются вкрапленной и прожилково- вкрапленной минерализацией. Пирротин, как и в рудных серпентинитах участка Хихку, характеризуется широкой вариацией составов и преобладанием обедненных серой разностей. Химический состав его, соответствует формулам: Fe6S7, Fe7S8, Fe8S9, Fe9S10, Fe11S12 с содержанием никеля (3,5-5,5 %) (табл. 2).

Характерно присутствие никельсодержащих пирита, пирротина, а также - герсдорфита.

В породах широко развиты вторичные минералы. По роговой обманке развивается хлорит и волокнистый амфибол актинолит-тремолитового ряда, образуя многочисленные сноповидные скопления. Темноцветные минералы псевдоморфно замещены сульфидами и карбонатом, которые прорастают друг друга, образуя графические срастания (рис. 2Г). Зерна цветных минералов корродированы. По плагиоклазам развивается каолинит.

Таблица 2

Состав рудных минералов габбро-диоритов и тальк-хлоритовых пород участков Квинум и Тундровый

Примечание: в числителе - минимальные и максимальные значения, в знаменателе - среднее.

Обсуждение результатов пентинитах образуется при реакциях серпентиниза-ромбический пироксен серпентин брейнерит

Карбонат, как правило, брейнерит, в рудных сер- ции оливина (I) и ромбического пироксена (II) [5, 6]:

2(Mg, Fe)2 SiO4 + 2H2O + CO2 ^ (Mg, Fe)3 [Si2O5 ][OH]4 + (Mg, Fe)CO3 (I)

оливин серпентин брейнерит

2(Mg, Fe\ [Si2O6 ] + 2H2O + CO2 ^ (Mg, Fe)3 [Si2O5 ][OH]4 + (Mg, Fe)CO3 + 2SiO2 (II)

Из расчётов видно, что в ходе реакции серпентинизации оливина объёмное количество образовавшегося карбоната должно быть меньше количества серпентина примерно в 4 раза.

Реально в серпентинитах участка Хихку количество карбоната меньше серпентина примерно в 4,4 раза. Следовательно, карбонат в породе является продуктом автометасоматической серпентинизации оливина и пироксена, а не продуктом наложенных метасоматических преобразований. Об этом свидетельствует и симплектитовая структура прорастания карбоната рудным минералом, которая указывает на серпентинизацию зерен оливина и пироксена одновременно с кристаллизацией рудной фазы. Это не противоречит диапазону температур серпентинизации и кристаллизации пирротина, так как серпентинизация происходит при температурах не выше 400°С [6], пирротин кристаллизуется в температурном интервале 370-410°С [7], а по палеотермометрическим определениям 400-600°С [8]. По данным некоторых исследований [9], высокое содержание флюидов в сульфидной жидкости может понижать температуру кристаллизации рудных минералов, что определяется высокой ролью флюидов в формировании пород габ- бро-кортландитового комплекса Камчатки.

Сравнение вторичных изменений исследуемых пород с норильским типом показало следующее.

В норильском типе интрузий, контролирующих оруденение, доля вторичных преобразований базито- вых пород в некоторых случаях достигает 15% объема породы, ультрабазитовых пород 10% [10], в отличие от изучаемых пород, где наблюдается полная переработка первичных ультрабазитовых и частичная бази- товых (до 40-45% объема породы) пород вторичными минералами.

Для ультрабазитов норильского типа характерны массивные и равномерно-вкрапленные руды, а для базитов вкрапленные и прожилково-вкрапленные руды. В исследуемых породах ультрабазиты характеризуются равномерно-вкрапленными сульфидными рудами, базитовые породы вкрапленными и прожилко- во-вкрапленными.

Базиты и гипербазиты норильского типа отличаются большим разнообразием пород, связанных с сульфидной минерализацией: габбро-долериты, габбро-нориты, лейкогаббро и их взаимными переходами, соответственно и большим разнообразием структурных признаков: офитовая, пойкилоофитовая, пойкилитовая, призматически-зернистая структуры [11]. Породы дукукского комплекса участков Хихку, Кви- нум и Тундровый характеризуются преимущественно реликтовыми пойкилитовыми и призматически- зернистыми структурами.

Вкрапленные и прожилково-вкрапленные сульфидные руды в породах норильского типа характеризуются преимущественно каплевидной формой, что, по мнению некоторых исследователей, говорит в пользу ликвационной теории происхождения руд [11], реже наблюдаются в интерстициях оливина, клинопироксена и плагиоклаза. В исследуемых породах вкрапленные руды наблюдаются в рудных прожилках, в интерстициях вторичных минералов, в их трещинках, огибая каждый листочек вторичного минерала и заключая в себе отдельные листочки и волокна.

В базитах норильского типа темноцветные минералы замещаются преимущественно хлоритом [11]. Для базитов исследуемых пород характерно замещение первичных темноцветных минералов как хлоритом, так и сульфидами, и карбонатом, взаимным их срастанием. Эти особенности отмечаются Е.К. Козловым в Мончегорских медно-никелевых месторождениях, который относит их к позднемагматическим [12].

Для равномерно-вкрапленных и массивных руд как норильского типа, так и исследуемых пород, характерна сидеронитовая структура [13]. В отличие от пород норильского типа, в рудной массе серпентинитов исследуемых пород наблюдаются графические срастания пирротина с карбонатом, единичные волокна и сростки волокон серпентина.

Все перечисленные отличия объясняются разной геодинамической природой сравниваемых объектов. Если для норильского типа характерна внутриплитная обстановка под влиянием плюма, определяющего более "сухой" родоначальный расплав, толеитовый тренд (рис. 3) [14, 15] его эволюции и относительно "спокойные" условия ликвации в условиях растяжения, то для шанучского - определяющим фактором была субдукционная обстановка и, как следствие, более гидратированные исходные расплавы с известково-щелочным трендом эволюции (кортландиты) [15] в условиях сжатия и более существенная тектонизация промежуточных очагов, что привело к "растаскиванию" рудных тел от их первоначального залегания с образованием собственно интрузивных тел существенно сульфидного состава (Шануч).

Рис. 3. Составы никеленосных базитов на классификационных диаграммах. А - по [14]; Б - по [15]. Условные обозначения: 1 - базиты Шануча [16], 2 - базиты Талнахской интрузии [13]; 3 - базиты массива Кувалорог [17].

Выводы