CC BY
25
УДК 553.21
ЭПГ-Cu-Ni ОРУДЕНЕНИЕ СЕВЕРНОЙ ЧАСТИ ВОСТОЧНОГО БЛОКА МАССИВА СУОЙКУН (СЕВЕРО-ВОСТОЧНЫЙ ВЬЕТНАМ)
Т.В. Светлицкая1, Н.Д. Толстых2, А.Э. Изох3, Фыонг Нго Тхи 4
1-3Институт геологии и минералогии СО РАН, 630090, Россия, г. Новосибирск, пр. ак. Коптюга, 3. 4Институт геологических наук Вьетнамской академии наук и технологий, Вьетнам, г. Ханой, пр. Хоанг Куок Вьет, Нгиа До, Кау Гиэй.
Исследована сульфидная минерализация в северной части восточного блока массива Суойкун (Северо-Восточный Вьетнам) и прослежены изменения парагенезисов и составов сульфидов по разрезу от плагиолерцолитов в подошве массива до верхних горизонтов оливиновых меланогаббро. Изменения составов пирротина и пентландита позволили выявить два тренда, направленных к контакту между плагиолерцолитами и оливиновыми габбро, где прослеживается зона шлирового оруденения (в пределах плагиолерцолитов). Тренды отражают фракционирование сульфидного расплава с повышением fS2 и увеличением медистой и никелистой составляющих. Библиогр. 9 назв. Ил. 7. Табл. 4.
Ключевые слова: Северо-Восточный Вьетнам; массив Суойкун; состав сульфидов.
PGE-Cu-Ni MINERALIZATION OF NORTHERN PART OF EASTERN BLOCK SUOI CUN MASSIVE (NORTH-EASTERN VIETNAM)
T.V. Svetlitskaya, N.D. Tolstykh, A.E.Izokh, Phuong Ngo Thi
Institute of Geology and Mineralogy, SB RAS, 3, Avenue ас. Koptuga, Novosibirsk, Russia, 630090. Institute of Geological Sciences, Vietnamese Academy of Science and Technology, Hoang Quoc Viet Av., Ngia Up, Cow Giey, Hanoi, Vietnam.
The sulfide mineralization in the northern part of the eastern block of Suoi Cun massif (North-Eastern Vietnam) was studied; likewise the variations of assemblages and sulfide compositions were traced in the section from plagiolherzolites at the bottom of the massif to the upper layers of olivine melanogabbro. The changes in the composition of pyrrhotite and pentlandite allowed to reveal two trends directed to the contact between plagiolherzolites and olivine gabbro, where the schlieren zone of mineralization (within plagiolherzolites) can be traced. Trends reflect the fractionation of sulfide melt with the increase offS2 and Cu and Ni components. 9 sources. 7 figures. 4 tables.
Key words: Northeastern Vietnam; Suoi Cun massif; composition of sulfides.
Массив Суойкун расположен северо-восточнее центра провинции Као-банг (Северо-Восточный Вьетнам) и представляет собой вытянутое в северозападном направлении линзообразное
тело общей протяженностью около 4 км при ширине от 0,4 до 1,5 км.
Он приурочен к лерцолит-габбро-норит-долеритовому комплексу Као-банг, к которому относят пермско-триа-
^ветлицкая Татьяна Владимировна, аспирант, тел.: +79130031260, e-mail: [email protected] Svetlitskaya Tatiana, Postgraduate, tel.: +79130031260, e-mail: [email protected]
2Толстых Надежда Дмитриевна, доктор геолого-минералогических наук, ведущий научный сотрудник, e-mail: [email protected]
Tolstyh Nadezhda, Doctor of Geological and Mineralogical sciences, Leading Researcher, e-mail: [email protected]
3Изох Андрей Эмильевич, профессор, доктор геолого-минералогических наук, зав. лабораторией петрологии и рудоносности магматических формаций, e-mail: [email protected]
Izokh Andrey, Professor, Doctor of Geological and Mineralogical sciences, Head of the Laboratory of Petrology and Igneous Formations Ore bearing, e-mail: [email protected]
4Фыонг Нго Тхи, кандидат геолого-минералогических наук, научный сотрудник, e-mail: [email protected]
Phuong Ngo Thi, Candidate of Geological and Mineralogical sciences, Research worker, e-mail: [email protected]
совые дифференцированные ультрама-фит-мафитовые интрузии рифтовой зоны Шонгхиен. Массив разбит разломами северо-западного простирания на два блока (рис. 1): восточный блок сложен двумя разобщенными телами лерцоли-тов, верлитов, пикритов, пикродолери-тов и оливиновых меланогабброидов; западный образован преимущественно долеритами, конгадиабазами и субофитовыми габброидами [1, 4]. Возраст габ-бродолеритов массива Суойкун (по и-
Рис. 1. Схема геологического строения массива Суойкун (по П.А. Балыкину и др., 2006, с дополнениями): 1 - долериты, габбро, габбронориты и конгадиабазы; 2 - плагиолерцолиты;
3 - лерцолиты, верлиты, пикриты, габбро;
4 - породы позднепалеозойско-раннемезо-зойской толщи Шонгхием: спилиты, базальты, туфы основного состава, даци-ты, риодациты и их туфы; 5 - геологические границы достоверные (а) и предполагаемые (б); 6 - тектонические нарушения
Pb) оценивается в 266 ±3.7 млн лет, а лерцолитов - в 262 млн лет [8].
Сульфидное оруденение в массиве Суойкун наиболее детально изучено в северной части восточного блока, где оно представлено ликвационной вкрапленностью в плагиолерцолитах с содержанием сульфидов 3-7%, иногда до 1015% [1], и в меланогаббро (1-1,5% сульфидов), сменяющих плагиолерцолиты вверх по разрезу (рис. 2). В верхней части плагиолерцолитов отмечаются сульфидные шлиры, сложенные массивными рудами с содержанием сульфидов от 80 до 90%. Сульфидное оруденение характеризуется повышенными концентрациями № по отношению к Си (№/(№ +Си)=0,7-0,9). Руды содержат Pd более 1,4 г/т в сульфидных шлирах, до 0,4 г/т в сульфидной вкрапленности в плагио-лерцолитах и до 0,1-0,3 г/т в сульфидной вкрапленности в меланогаббро при довольно низких концентрациях Р^ что свидетельствует о палладиевой специализации оруденения.
Рис. 2. Фрагмент сводного разреза северной части восточного блока массива Суойкун (с указанием точек отбора образцов и номеров проб).
По структурно-текстурным взаимоотношениям с другими рудообра-зующими сульфидами (рис. 3А, Б) выделяются две генерации пирротина: ранний пирротин характеризуется алло-триоморфнозернистой структурой, тогда как более поздний в виде мелких линзовидных выделений ассоциирует со скоплениями халькопирита и пентлан-дита. Отношение Fe/S в пирротине I составляет 0,91, что соответствует его гексагональной разновидности (рис. 4).
Рис. 3. Взаимоотношения основных рудообразующих сульфидов из сульфидной вкрапленности в плагиолерцолитах (1т52):
фото 3Б - частный фрагмент фото 3А; ро I и ро II - пирротин I и II структурных разновидностей; рп I и рп II - пентландит I и II структурных разновидностей; ср I и ср II - халькопирит I и II структурных разновидностей; ^ - ильменит; mgt -магнетит (развивается по сульфидам)
Отмечается незначительная примесь N1 (до 0,25 мас.%) на фоне низких содержаний Со (табл. 1). В некоторых вкрапленниках в основной массе гексагонального пирротина отмечаются тонкие ламели распада, сложенные предположительно троилитом или моноклинным пирротином. Пентландит также образует два структурных типа: первый (рис. 3,В,Г) представлен мелкими субпараллельными ламелевидными, линзо-видными или изометричными выделениями в пирротине. Второй тип (рис.
3,А,В,Г) образует скопления изомет-ричных зерен, которые находятся в ассоциации с крупными выделениями халькопирита. По химическому составу пентландит представлен железистой разновидностью FesN^Ss с отношениями Ni/Fe и Ni/(Ni+Fe) 0,90-0,92 и 0,470,48 соответственно. Из примесей отмечается только Co (0,76-0,92 мас.%).
Халькопирит, также как и пент-ландит, выделяется как в виде мелких округлых, реже ламеллевидных выделений в пирротине, часто в ассоциации с пентландитом, так и в виде скоплений крупнозернистых изометричных зерен обычно в краевых частях сульфидных вкрапленников (рис. 3,А-Г). В единичных случаях халькопирит замещается мелкозернистыми серо-голубыми массами ковеллина. По составу халькопирит близок к стехиометрическому (см. табл. 1).
Виоларит отмечается в отдельных сульфидных вкрапленниках в виде зернистых масс, развивающихся за счет массивного пентландита. Он характеризуется дефицитом Ni и часто выявляет недостаток суммы предположи-
2+ -п 3+
тельно из-за перехода Fe в Fe в результате окисления. В виоларите отмечается постоянная примесь Co.
Пирит представлен единичными гипидиоморфными зернами, рассеянными в породе. Он содержит примесь Ni (2,1-2,2 мас.%) и Co.
Сфалерит и макинавит представлены мелкими изометричными и ксено-морфными зернами внутри массивного халькопирита (сфалерит, макинавит), либо на границе халькопирита и пирротина (сфалерит).
Галенит в виде многочисленных микровключений зафиксирован в пирротине, пентландите, а также в силикатах по периферии сульфидов. Было обнаружено единичное зерно моносульфидного твердого раствора (mms) с равными количествами Fe и Ni (табл. 1). Изучение образцов с помощью сканирующего микроскопа (СЭМ) показало на-
Таблица 1
Состав рудных минералов из сульфидной вкрапленности в плагиолерцолитах
№ п/п Fe Со Ni Cu s Сумма Формула
1 60,62 0,08 0,13 0,00 38,42 99,25- Feo,9iS
2 61,16 0,09 0,25 0,00 38,38 99,87 Feo,9iS
3 34,05 0,80 30,84 0,00 32,99 98,72 Fe4j6NÍ4jioCoo,i i Ss,o3
4 33,65 0,84 31,03 0,00 32,99 98,45 Fe4,72NÍ4,l4Co0,, | Sg 04
5 33,79 0,92 31,02 0,00 32,91 98,65 Fe4,73NÍ4,13CO0,12S8.02
6 34,26 0,79 31,06 0,00 33,15 99,81 Fe4j4N ¡4,1 бСОо, 1 oS7,99
7 34,61 0,76 31,05 0,00 33,03 99,46 Fe4>8lNÍ4joCOo,loS7,99
8 30,39 0,04 0,00 31,29 34,40 99,12 С uo,93 Fe 1,0382,03
9 30,00 0,04 0,00 34,22 34,47 98,73 Cu^ooFe^otÄ^o
10 30,34 0,03 0,00 34,12 34,82 99,31 Cu i,ooFeo, 9982,00
11 45,83 0,05 2,10 0,00 52,83 100,81 Feo,98Nio,o4S,,97
12 44,73 0,09 2,17 0,00 53,00 99,99 Feo,96NÍo,04S 1,99
13 14,84 1,05 39,60 0,00 41,41 96,90 Feo,83N¡2,iCoo,o6S4,o2
14 19,07 0,92 36,04 0,00 41,75 97,78 Fe 1,05N ¡ 1,89CO0,05 S4,01
15 19,16 0,91 36,17 0,00 41,18 97,42 Fe 1 ,oöN i 1,91С 00,0583,98
16 19,18 0,92 35,44 0,00 41,35 97,746* Fe 1,07N i 1,88CO0,05S4,01
17 18,34 0,97 37,45 0,00 41,45 98,21 Fe 1,0 iN i 1,9бСоо,о5 S3,98
18 29,91 0,81 30,38 0,00 36,88 97.98 Fe0,48N¡0,47CO0.0lS|,04
Примечание. Пробы 1-2 - пирротин, 3-7 - халькопирит, 11-12 - пирит, 13-17 - виоларит, 18 - моносульфидный твердый раствор (ш88); содержания элементов в %; * - в сумму входит 0,86 мас.% Ы.
личие в основных рудообразующих сульфидах мелких выделений фрудита РёЫ2 (до 10 мкм), гессита Ag2Te и самородного висмута Вг (1-2 мкм), а также соединений Pb-Ag-Te (рис. 5А, Б).
Структурные взаимоотношения и состав сульфидов из шлиров. Горизонт сульфидных шлиров залегает между го-
ризонтами плагиолерцолитов и оливи-новых габброидов. Наличие его геологически установлено только в северной части восточного блока массива. Шлиры диаметром от 2-3 до 15 см сложены массивными рудами с содержанием сульфидов 80-90%. В мелких шлирах пентландит-халькопирит-пирротиновые
Отношение Fe/S в пирротинах
Сульфидная вкрапленность
в оливиновых меланогаббро верхняя часть разреза
Сульфидная вк рапленность
воливиновыхм нижняя час
еланогаббро гь разреза
Суль
cu>
Сульфидная вкра
в плагиолерц
Т
"Г
"Г
"Г
1
0.96 0.94 0.92 0.90 0.88 0.86
Отношение Ni/Fe в пентландитах
<D
фидные шлиры
CÄ
пленность.
<S>
I-1-1-1-1-1-1-1
0.80 0.85 0.90 0.95 1.00 1.05 1.10 1.15
Рис. 4. Взаимосвязь между отношениями ¥е/Б в пирротине и №/Ее в пентландите из сульфидных ассоциаций массива Суойкун
70
выделения характеризуются интерсти-циальным обликом. Для крупных шлиров характерна зональная текстура, связанная с последовательным замещением первичного пирротина пирит-марказит-магнетитовым материалом, окруженным каймами виоларита и гидроокислами железа, иногда в ассоциации с халькопиритом. В некоторых крупных шлирах в нижних частях развит пирротин и пентландит, а в верхних преобладает халькопирит. Основные рудообразую-щие сульфиды в шлирах представлены пирротином (60-70%), пентландитом и виоларитом (15-25%), халькопиритом (от 5 до 15%) и пиритом. В незначительных количествах отмечается сфалерит, галенит, макинавит, арсенопирит и фрудит. С сульфидами ассоциируют хромшпинелиды, магнетит и ильменит.
По структурно-текстурным особенностям пирротин в шлировых выделениях аналогичен пирротину из вкрапленников: ранний пирротин образует аллотриоморфные выделения и является основным рудообразующим сульфидом. В шлирах, где развит пент-ландит, пирротин выявляет пластинчатое строение и содержит многочисленные тонкие ламели пентландита. В шлирах, где преобладает виоларит, в основной массе гексагонального пирротина появляются крупные ксеноморфные ламели моноклинного пирротина и практически исчезает ламелевидный пент-ландит. Пирротин второй генерации представлен, как правило, мелкими лин-зовидными выделениями в халькопирите. Для пирротина отмечаются разные стадии замещения - от развития пирит-марказит-магнетитового материала по трещинкам до практически полного его замещения. Отношение Fe/S в пирротине изменяется от 0,88 до 0,90, что соответствует его моноклинной и гексагональной разновидностям (см. рис. 4). Обе разновидности содержат небольшую примесь Ni (до 0,50 мас.%) и следы Со (табл. 2).
Пентландит в шлировых выделениях более разнообразен по структурным генерациям по сравнению с пент-ландитом из вкрапленников. Пентлан-дит 1 генерации представлен структурами распада в пирротине, иногда в ассоциации с халькопиритом, и отчетливо проявляется в слабоизмененных шлирах. Пентландит 2 генерации образует каймы вокруг пирротина. Он практически полностью замещен виоларитом, и представлен лишь редкими реликтами внутри виоларита. Пентландит 3 генерации характеризуется скоплениями крупных изометричных зерен чаще в краевых частях сульфидных шлиров. Иногда он ассоциирует с крупными изо-метричными зернами халькопирита. Отмечаются мелкие ксеноморфные выделения пентландита 4 генерации в халькопирите. Пентландит в подавляющем большинстве зерен имеет состав Fe4,5Ni4,5S8. Содержания Co колеблется от 0,6 до 1,5 мас.%. В единичных зернах отмечаются примеси Pd до 0,08 мас.% (табл. 2). Для пентландита из ламеллей отношения Ni/Fe и Ni(Ni+Fe) варьируют в интервале 0,99-1,01 и 0,50 соответственно, тогда как для массивного пент-ландита эти показатели составляют 1,00-1,11 и 0,50-0,53.
Виоларит (FeNi2S4), замещающий пентландит, развит в крупных шлирах. Он представлен скоплениями мелких (до 0,2 мм) изометричных зерен, которые формируют каймы вокруг сульфидов. Иногда внутри зерен виоларита отмечаются реликты пентландита, реже - мелкие выделения халькопирита. Вио-ларит характеризуется переменным составом и некоторым недостатком суммы. В нем отмечаются различные примеси, среди которых примесь Co является стабильной и составляет 0,70-0,89 мас.% (табл. 2).
Халькопирит в сульфидных шлирах развит в виде трех основных структурных типов. Халькопирит 1-й генерации представлен мелкими линзовидны-
Таблица 2
Состав сульфидов из шлировых выделений
№ п/п Ре Со N1 Си Б Сумма формула
1 60,38 0,07 0,19 0,00 39,34 99,98 Ре0,885
2 60,69 0,09 0,18 0,00 38,78 99,74 Ре0,9о8
3 60,29 0,06 0,31 0,00 38,72 99,38 Рео.89$
4 60,36 0,00 0,49 0,00 38,92 99,77 Рео,89$
5 32,75 0,84 33,14 0,00 32,27 99,00 Рб4,53 N¡4,36^00,11
6 32,70 0,68 32,69 0,00 33,11 99,18 Ре^зЬП^ззСоо.о'А.оз
7 32,70 1,47 32,62 0,00 33,29 100,08 Fe4,52N ¡4Д9СО0,19$8,01
8 33,11 0,56 32,84 0,00 33,25 99,76 Fe4,58N ¡4,ЗЗСО0,07§8,02
9 30,80 0,98 34,26 32,59 98,71* Ре4,32М14,58СОо, 1387,97
10 32,52 0,62 33,03 0,00 33,55 99,72 Ре4,5оМ14>34СО()>0888,08
11 30,42 0,05 0,09 34,23 34,78 99,57 Ре 1,00^0,9982,00
12 30,06 0,04 0,02 34,73 34,58 99,43 Си1,0^0,9981,99
13 30,01 0,05 0,00 34,32 34,83 99,21 Си],ооРео,9982,01
14 30,29 0,00 0,00 34,44 34,57 99,30 Си 1,ооРе 1,0081,99
15 30,11 0,04 0,05 34,30 34,84 99,34 Си 1,ооРе 1,0082,01
16 46,96 0,05 0,00 0,00 52,95 99,96 Ре1,0|8|,99
17 47,36 0,04 0,07 0,00 52,54 100,01 Ре 1,0281,98
18 46,50 0,08 0,38 0,00 52,58 99,54 Ре1,01№0,0181,98
19 46,86 0,06 0,54 0,00 52,50 99,95 Ре^ЬНо,0181,98
20 46,16 0,04 0,85 52,08 99,24** Ре1,0^1о,0281,98
21 46,30 0,05 0,89 52,59 99,83 Ре1,ооМЬ,о281,98
22 17,05 0,84 37,96 0,38 40,24 96,47 Ре0,9бМ12,04СО0,0583,95
23 15,76 0,87 39,43 0,26 41,69 98,01 РСо.87М ¡2,07^0,0584,01
24 17,18 0,83 37,77 0,00 42,28 98,06 Ре0,941Ч'М,97СО0,0484,04
25 18,49 0,83 37,75 42,95 100,02 Ре 1 11,9зСоо,о484.оз
26 16,14 0,71 40,41 41,47 98,73 Рео,89^2,1 1СО0,048З,97
Примечание. Пробы 1-4 - пирротин, 5-10 - пентландит, 11-15 -содержания элементов в %; * и ** - в сумму входит 0,08 и 0,11 мас.%
халькопирит, 16-21 Pd соответственно
■ пирит, 22-26 - виоларит;
ми выделениями в пирротине. Халькопирит 2-й генерации характеризуется скоплениями крупных изометричных или ксеноморфных зерен, ассоциирующих с пирротином и пентландитом. Эта разновидность распространена в матрице магнетита и гидроокислов Бе. Халькопирит 3 генерации представлен ксено-морфными выделениями, развитыми по периферии шлиров, которые отделены от остальной сульфидной массы каймами гидроокислов железа. Важной особенностью халькопирита этого типа является его тесная ассоциация с пентландитом и пирротином, которые развиты в халькопирите в виде мелких ксеноморфных или изометричных выделений. По составу халькопирит близок к стехиометрическому (табл. 2).
Пирит широко распространен в сульфидных шлирах, его количество зависит от степени вторичного изменения. В некоторых шлирах его доля может возрастать до 90% от общего количества сульфидов. Пирит представлен двумя структурными разновидностями: 1 - мелкие ксеноморфные и изометрич-ные зерна, тесно ассоциирующие с пирротином и халькопиритом; 2 - ксено-морфные массы, развивающиеся по пирротину на поздних стадиях преобразования первичных магматических сульфидов. Массивный пирит характеризуется примесью N1 (до 0,89 мас.%), тогда как для включений пирита она не характерна. Пирит содержит также следы Со и Рё (табл. 2). В центральных частях некоторых зерен пирита отме-
чаются ядра As-содержащего пирита, имеющего формулу Fel,oo(Sl,9lAso,o9)2,oo.
Арсенопирит развит в незначительных количествах в виде ксено-морфных зерен.
Сфалерит и макинавит представлен мелкими включениями в халькопирите (сфалерит, макинавит) или на границе халькопирита и пирротина (сфалерит).
Галенит слагает ксеноморфные выделения (15-25 мкм) и изометричные (2-3 мкм) зерна в срастании с халькопиритом или включенные в него. Галенит содержит Те до 0,2 мас.% и Bi до 0,15 мас.%. Кроме того, обнаружены единичные зерна состава вероятно, панкерита (№3В^82).
Среди минералов благородных металлов отмечаются фрудит (РёВ^) в виде крупных (до 0,03 мм) ксеноморф-ных или мелких (2-3 мкм) изометрич-ных зерен, преимущественно в пирротине, иногда в ассоциации с пентланди-том или виоларитом, а также в халько-пирит-магнетит-гидроокисной матрице. Au-Ag сплав выявлен в срастании с фру-дитом. Для фрудита характерны примеси Бе до 1,03 мас.%, Те до 0,32 мас.% и следы Со при переменных содержаниях № (0,05-1,15 мас.%) (табл. 3).
Гессит Ag2Te в виде призматических кристаллов до 2,0 мкм отмечается в пирротине из шлировых выделений.
Оруденение в габброидах массива Суойкун представлено каплевидной и интерстициальной вкрапленностью. В нижней части разреза, представленного
Состав фрудита
оливиновыми меланогаббро, содержание сульфидов составляет 2-3%. Вкрапленники (до 3 мм) в подавляющем большинстве сложены пирротином (5560%) в ассоциации с виоларитом (30%) и халькопиритом (10-15%). Большая часть вкрапленников в разной степени замещена магнетитом. В верхней части разреза оливиновых меланогаббро сульфидная минерализация представлена преимущественно каплевидной вкрапленностью, количество которой составляет 1-1,5%, размер вкрапленников не превышает 1 мм. Основными сульфидами являются пирротин (40%), пентлан-дит (40%) и халькопирит (20%) при вариациях их количественных отношений. Присутствуют также пирит, сфалерит и борнит. С сульфидами ассоциируют хромшпинелиды, магнетит и ильменит.
Пирротин характеризуется пластинчатым строением, которое является результатом распада: в основной массе гексагонального пирротина проявляются тонкие пламевидные ламели, представленные троилитом и/или моноклинным пирротином. Количество пластинчатого пирротина резко увеличивается в верхней части разреза меланогаббро, тогда как в нижней части разреза ламели распада практически не наблюдаются. Отношение Fe/S в пирротине из нижней части разреза меланогаббро составляет 0,90, а из верхней - 0,95 (см. рис. 4). Примесь Ni в пирротине достигает 0,16 мас.% (табл. 4).
Пентландит развит в виде следующих типов:структуры распада в
Таблица 3
из сульфидных шлиров
п/п Fe Со Ni Си Bi Pd Те Сумма Формула
1 0,84 0,06 0,06 0,06 77,69 21,07 0,17 99,95 Pd 1,04В 1,96
2 1,03 0,00 0,14 0,07 77,32 20,92 0,22 99,70 Pd,,04B 1,96
3 0,88 0,06 1,15 0,09 76,92 21,04 0,32 100,46 Pd 1,05 В 1,95
4 0,10 0,00 0,20 77,72 21,68 0,28 99,98 Pdi.oöB 1,94
5 0,03 0,00 0,09 78,92 21,44 0,25 100,73 Pd 1,04 В 1,96
6 0,04 0,00 0,05 77,63 21,97 0,30 99,99 Pd 1.07В 1.93
Примечание. Содержания элементов в %.
пирротине; массивные крупнозернистые скопления изометричных зерен; реликты пентландита в виоларите. Первые два характерны для верхней части разреза меланогаббро, третий - для нижней. Некоторые вкрапленники верхней части разреза сложены только пентлан-дитом и халькопиритом без участия пирротина. Пентландит, как и во вкрапленности в плагиолерцолитах, представлен железистой разновидностью Fe5Ni4S8. При этом пентландит нижней части разреза (реликты в зернах вио-ларита) является более никелистым по сравнению с пентландитом верхней части разреза: отношения Ni/Fe и Ni(Ni+Fe) для первого составляют 0,93 и 0,49, а для второго - 0,84 и 0,86 соответственно (рис. 4). Кроме того, концентрация Co в пентландите увеличивается от нижней части разреза (0,70,8 мас.% Co) к верхней (l,09-1,29 мас.% Co) (табл. 4).
Виоларит развит в оливиновых меланогаббро нижней части разреза, где он замещает пентландит. Сам виоларит,
в свою очередь, интенсивно замещается магнетитом и гидроокислами железа. Виоларит характеризуется незначительным преобладанием № над Fe и для него характерна устойчивая примесь Со (0,81-1,11 мас.%) (табл. 4).
Халькопирит первой генерации представлен мелкими линзовидными выделениями в пирротине и характерен для верхней части габброидного разреза. Халькопирит второй генерации представлен массивными скоплениями изометричных или ксеноморфных зерен. Как правило, он находится в тесной ассоциации с пентландитом или с виола-ритом. По составу халькопирит близок к стехиометрическому (табл. 4). Халькопирит в незначительных количествах замещается ковеллином.
Пирит встречается в нижней части разреза, из примесей в нем отмечаются N1 (0,5-0,6 мас.%) и Со (до 0,5 мас.%).
Сфалерит и борнит образуют мелкие включения в халькопирите и характерны для обеих частей разреза.
Таблица 4
Состав сульфидов из габбро
№ п/п Fe Со Ni Cu s Сумма Формула
1 61,96 0,07 0,04 0,04 37,26 99,37 Feo, 95 S
2 60,89 0,00 0,16 0,00 38,87 99,92 Feo,9oS
3 61,12 0,00 0,05 0,00 38,78 99,95 Feo,9oS
4 60,94 0,00 0,14 0,00 38,92 100,00 Feo,9oS
5 35,42 1,29 29,69 0,04 33,26 99,70 Fe4 9oN¡3,9] Coo.nSg 02
6 35,37 1,09 29,59 0,10 33,00 99,15 Fe4,93N¡3,92COo,14S8,OI
7 33,78 0,82 31,57 0,00 33,10 99,27 Fe4,7oN ¡4,18COo,ll S8.02
8 33,91 0,75 31,51 0,00 33,39 99,56 Fe4joN Í4,15C00,1 oSs.os
9 30,51 0,06 0,00 34,32 34,72 99,61 Fei,oiCui,ooS4,oo
10 30,53 0,00 0,02 34,23 34,40 99,18 Fei,oicui,ooS4,oo
11 30,27 0,00 0,00 34,24 34,70 99,21 Fei,oocui,ooS4,oo
12 16,55 1,03 38,51 0,00 41,68 97,77 Feo,91N ¡2,02СО0,05$4,01
13 14,87 0,99 39,98 0,00 41,11 96,95 Feo,83N ¡2,12C00,0584,00
14 16,10 0,81 38,43 0,00 41,13 96,47 Feo,9oNÍ2,o5Coo,0484,01
15 15,93 0,83 37,92 0,00 41,75 96,43 Feo,89N i 2,01 Coo,o4 S4.06
16 17,75 М1 37,02 0,23 43,10 99,21 Feo,9óN i 1,91 Coo,o6S4,o7
17 25,93 0,82 36,05 0,00 37,14 99,94 Feo,4iNio,55Coo,oiSi,o3
18 25,47 0,89 36,63 0,00 36,46 99,45 Feo,41 Nio,56Coo ,01S1,02
Примечание. Пробы 1-4 - пирротин, 5-8 - пентландит (5-6 из верхней части разреза, 7-8 из нижней части разреза), 9-11 - халькопирит, 12-16 - виоларит, 17-18 - Ш88; содержания элементов в %.
Mss (Ni,Fe)l-xS встречается в очень ограниченном количестве в сульфидных вкрапленниках нижней части мелано-габбро, и его состав находится в никелистой области (табл. 4).
В заключение можно отметить, что анализ изменения составов пирротина и пентландита в породах массива Суойкун позволил выявить два различных тренда: один - для плагио-лерцолитов, другой - для габбро. Пирротин является ведущим минералом всех исследованных типов руд. Его состав по концентации Fe в ат.% находится в интервале от 46,75 (в сульфидных шлирах) до 48,80 (в габбро), что соответствует гексагональной разновидности [7]. Отношение Fe/S в пирротине из сульфидной вкрапленности в плагиолерцолитах составляет 0,91 и уменьшается в пирротине из шли-ровых выделений (0,88-0,90) (см. рис. 4), что соответствует повышению молекулярной доли серы в системе и, как следствие, увеличению ее фугитивнос-ти [6] от вкрапленных руд к шлировым в ультраосновных породах. В то же время в габброидной части разреза аналогичная закономерность изменения состава пирротина наблюдается в обратном направлении: от верхней части разреза (Fe/S = 0,96) к нижней части разреза оливиновых меланогаббро (Fe/S = 0,90) (см. рис. 4). Таким образом, состав пирротина отображает инверсию активности серы, совпадающую пространственно с горизонтом, обогащенным кумулятивным оливином и сульфидами.
Состав пентландита также отражает условия его образования и позволяет при некотором допущении оценить летучесть серы [5]. В процессе фракционирования сульфидного расплава концентрация Ni в системе увеличивается, и Ni/Fe отношения в пентландите будут контролировать направление этой эволюции. На рис. 4 отчетливо наблюдается увеличение этого показателя от сульфидной вкрапленности в плагиолерцо-
литах (0,90-0,92) к шлировым выделениям (0,99-1,11). Затем, как и в случае с пирротином, происходит инверсия составов и выше по разрезу Ni/Fe отношения в пентландите снова уменьшаются от 0,93 в нижней части разреза оливиновых меланогаббро до 0,84 в верхней части разреза оливиновых меланогаббро (см. рис. 4). Более широкие вариации состава пентландита от железистого до никелистого в шлиро-вых выделениях согласуются с его структурно-генетическим разнообразием. Ламели пентландита являются наиболее железистыми, тогда как массивные выделения пентландита в разной степени обогащены Ni. Зависимость летучести серы (lg fS2) от отношения Ni/(Ni+Fe) в пентландите [5, 6] позволяет в некоторой степени оценить численные значения летучести. Основываясь на этих экспериментальных данных, можно заключить, что при максимальной температуре устойчивости пен-тландита (около 600 оС) от вкрапленного оруденения в подошве массива к шлировому оруденению на контакте с габбро lg/S2 изменялся от -10 до -9,3. В габброидах, наоборот, летучесть серы увеличивалась от верхнего горизонта оливиновых меланогаббро (lg fS2 = -10,5) к нижнему горизонту оливиновых меланогаббро на контакте с плагио-лерцолитами (lg fS2 = -9,8).
Халькопирит характеризуется однородным составом. Структурные взаимоотношения свидетельствуют о том, что большая его часть кристаллизовалась после основной массы пирротина и пентландита совместно с их поздними генерациями. Виоларит становится устойчивым ниже 460оС и его состав по соотношению основных компонентов образует ограниченное поле с вариацией Fe/Ni отношений, возможно, унаследованных от пентландита, который он замещает. Пирит значительно распространен в сульфидных шлирах. Растворимость Ni в пирите является функцией температуры [2], следовательно, пирит
из вкрапленности в плагиолерцолитах (2,7 мас.% Ni) является более высокотемпературным, чем пирит из шлиро-вых выделений (0,89 мас.% Ni), что согласуется с развитием парагенезисов в целом. Пирит в равновесии с пирротином (во вкрапленности) и халькопиритом (в шлирах) имеет верхний предел температуры образования, соответствующий 491оС [3], тогда как в ассоциации с пентландитом он может быть устойчив ниже 212оС [2]. Но структурные взаимоотношения свидетельствуют в пользу вторичного происхождения основной массы пирита.
Минералы ЭПГ, представленные фрудитом, распространены в оливин-содержащих породах и ассоциируют с сульфидными рудами. Фрудит является одним из низкотемпературных минералов платиновых металлов (380-490оС) [8], в исследованных парагенезисах он ассоциирует с пирротином и пентлан-дитом в плагиолерцолитах и с пирротином и виоларитом в сульфидных шлирах.
Таким образом, можно сделать следующие выводы:
1. Составы минералов образуют два тренда, направленные к контакту между основными и ультраосновными породами. Эти тренды обусловлены фракционированием двух различных сульфидных систем в направлениях, с одной стороны, от вкрапленности в плагиолерцолитах к шлировым выделениям и, с другой стороны, от вкрапленности в верхней части разреза оливино-вых меланогаббро к вкрапленности в нижней части разреза оливиновых мела-ногаббро. Это свидетельствует об отсутствии непрерывности во фракционировании всей серии пород массива Суойкун. Вероятно, что габброиды были самостоятельной фазой внедрения, которая обладала собственной эволюцией сульфидного расплава.
2. Фракционирование обеих сульфидных систем происходило с понижением температуры кристаллизации, по-
вышением летучести серы и увеличением медистой и никелистой составляющих сульфидных парагенезисов.
3. Развитие коронарных структур в шлировом оруденении и преобладание вторичных минералов над магматическими сульфидами свидетельствуют о флюидонасыщенности сульфидного горизонта, что может быть связано с близостью магматического контакта между плагиолерцолитами и оливиновыми меланогаббро.
Работа выполнена при финансовой поддержке интеграционного проекта ОНЗ-2.1, программы научной школы НШ-65458.2010.5 и гранта МК-4851.2011.5
Библиографический список
1. Балыкин П.А., Поляков Г.В., Чан Чонг Хоа и др. Состав и условия формирования позднепермского плати-ноидно-медь-никеленосного лерцолит-габбронорит-долеритового комплекса Каобанг (Северо-Восточный Вьетнам) // Геология и геофизика. - 2006. - Т. 47, № 7. - С. 825-837.
2. Воган Д., Крейг Дж. Химия сульфидных минералов. - М.: Мир, 1981. - 575 с.
3. Дир У.А., Хауи Р.А., Зусман Дж. Породообразующие минералы. - М.: Мир, 1966. - Т.5. - 408 с.
4. Довжиков А.Е., Буй Фу Ми, Василевская Е.Д. и др. Геология Северного Вьетнама. - Ханой, Вьетнам: Наука и Техника, 1965. - 668 с.
5. Колонин Г.Р., Орсоев Д.А., Синякова Е.Ф., Кислов Е.В. Использование отношения Ni:Fe в пентландите для оценки летучести серы при формировании ЭПГ-содержащего сульфидного оруденения Йоко-Довыренского массива // Доклады Академии Наук. - 2000. - Т. 370, № 1. - С. 87-91.
6. Косяков В.И., Синякова Е.Ф., Шестаков В.А. Зависимость фугитив-ности серы от состава фазовых ассоциаций системы Fe - FeS - NiS - Ni при
873о К // Геохимия. - 2003. - № 7. - С. 730-740.
7. Лихачев А.П. Платино-медно-никелевые и платиновые месторождения. Москва: Эслан, 2006. - 496 с.
8. Чан Чонг Хоа, Изох А.Э., Поляков Г.В. и др. Пермотриасовый магматизм и металлогения Северного Вьетнама в связи с Эмейшаньским
плюмом // Геология и геофизика. -2008. - Т. 49, № 7. - С. 637-651.
9. Makovicky E. Ternary and Quaternary phase systems with PGE / The Geology, Geochemistry, Mineralogy and Mineral bebeficiation of platinum-group element. Ed.by L.J. Cabri / Canadian Institute of mining, metallurgy and petroleum. - Canada, 2002. Special vol. 54. - 852 p.
Рецензент кандидат геолого-минералогических наук, старший научный сотрудник Института геохимии СО РАН А.С. Мехоношин
