В конце 1960-х гг. в южной части Срединного хребта Центральной Камчатки были выявлены интрузивные массивы дукукского габбро-норит-кортландитового комплекса пород (Кувалорог, Дукук, Пеницкий, Немтикский, Кагнисинский и др.), несущие медно-никелевую минерализацию.
Одним из наиболее перспективных на выявление промышленных медно-никелевых объектов является интрузивный массив Кувалорог, расположенный на периклинальном замыкании антиклинальной структуры Срединного хребта. В статье приведено краткое описание его геологического строения; более подробно оно изложено в ряде публикаций [1, 2]. Массив залегает в сложнодислоцированной толще хейванской свиты мелового возраста, представленной метапесчаниками, углистыми и карбонатными филлитами. Породы хейванской свиты прорваны интрузивными образованиями позднемелового плагиогранит-гранодиоритового кольского комплекса (раннеэоценового по [3), позднемелового кортландит-ортопироксенит-габброноритового дукукского комплекса (позднепалеоцен-раннеэоценового по [4]), неогенового гранодиоритового лавкинского (рис. 1). Контакты дукукской интрузии с вмещающими породами сопровождаются кварцевыми прожилками, ороговикованием вмещающих пород.
Самый большой по размерам из всех в пределах Камчатской никеленосной провинции интрузив Кувалорог приурочен к зоне влияния Квинум-Степановского разлома [2, 5]. Основную массу пород массива составляют роговообманковое габбро (~50 %), в разной степени окварцованное, биотитизированное; лейкократовые нориты (~30 %), нередко амфиболизированные до образования горнблендитов, биотитизированные; в меньшем количестве встречены кортландиты и меланократовые нориты, оливиновые нориты. Для пород дукукского комплекса в целом характерна повсеместная, хотя и разной интенсивности, амфиболизация, затушевывающая их первичный состав. Гидротермальные изменения, связанные с интрузиями дукукского комплекса, проявлены зонами окварцевания, кварцевыми, кварц-карбонатными, кварц-полевошпатовыми прожилками, часто с сульфидной медно-никелевой минерализацией. В эндоконтактовой зоне (мощностью ~100–300 м) породы явно контаминированы, внешне осветлены, гранатизированы, содержат ксенолиты мигматизированных сланцев хейванской свиты, количество которых возрастает по мере приближения к непосредственному контакту интрузии с филлитовидными сланцами. В левом борту р. Правокихчинский, вблизи района исследований, контаминированные породы проявлены преимущественно в области экзоконтакта, в контактово-измененных (ороговикованных до гнейсов и мигматитов) сланцах хейванской свиты. Они в виде прожилков, жил пронизывают вмещающие породы на расстоянии > 1 км. Эта зона контактовых преобразований ранее включалась в состав интрузии, поскольку количество инъекционного магматического материала сопоставимо с объемом вмещающих пород.
Интрузив разбит на отдельные блоки, границами которых являются зоны дробления разломов различных направлений. Амплитуда смещения блоков относительно друг друга колеблется от сантиметров до десятков метров. Породы на этих участках интенсивно изменены, что выражается в окварцевании, биотитизации, актинолитизации, графитизации.
В НИГТЦ ДВО РАН были проведены полевые исследования на юго-восточном фланге интрузивного массива Кувалорог. В результате комплекса геофизических работ, проведенных сотрудниками ОАО «Камчатгеология» в 1979–1982 гг., здесь была закартирована комплексная аномалия импеданса (пониженных сопротивлений) и переходных процессов суммарной шириной 500–700 м и протяженностью 6,5 км, прослеживающаяся в северо-восточном направлении. Она компенсируется с аномалией силы тяжести и положительным магнитным полем и, по мнению исследователей (Б.М. Дзюба, И.В. Евтихов, В.Н. Лукьянов), имеет рудную природу; причем на юго-западном окончании (проявление Рассоха) контролирует залежь массивных руд, а на северо-восточном – зону вкрапленного оруденения (проявление Кувалорог) (рис. 1). Руды проявления Рассоха содержат: Ni – 1,2–3,97 %, Co – 0,056–0,19 %, Cu – 0,36-1,2 %, Au – 0,032–0,14 г/т, Pt – до 0,3 г/т, Pd – до 0,5 г/т, Rh до 0,2, Ru – до 0,15; в окисленных рудах проявления Кувалорог: Ni – до 0,15 %, Co – 0,008 %, Cu – 0,32 %, Au – до 2 г/т, ∑Pt-дов – до 4,7 г/т [6]. На юго-восточном фланге в бассейне р. Правокихчинская с целью обнаружения сульфидных руд были пробурены вертикальные скважины глубиной 44 и 83 м соответственно (рис. 1). Были вскрыты графитизированные габбродиориты с вкрапленностью сульфидов до 20 %, что предопределило на карте появление рудопроявления Правокихчинское, хотя максимальные содержания металлов в метасоматически измененных породах составили: никель – 0,015 %, кобальт – 0,007 %, медь – 0,04 %.
Перечисленные выше, а также другие выявленные проявления и пункты сульфидной медно-никелевой минерализации интрузива Кувалорог локализуются, как правило, в участках повышенной проницаемости в пределах тектонических зон, сформировавшихся при активизации глубинных разломов северо-западного и северо-восточного простираний. На них накладываются разломы субширотного простирания. В узлах пересечения субширотных разломов с разломами других направлений и локализуются рудопроявления южного сектора массива Кувалорог (проявления Рассоха, Кувалорог). На местности они выделяются локальными понижениями с ложбинами разных направлений. Нахождение инъекционного материала глубинного происхождения (в том числе рудного) на таких участках разуплотнения пород рамы вполне закономерно.
Цель исследования – изучение возможностей рудоносности метасоматически преобразованных пород. Наряду с такими новообразованными минералами, как биотит, пироксен, кварц, гранат, графит, метасоматиты содержат мелкую рассеянную вкрапленность сульфидов. Содержание в них цветных металлов по единичным результатам опробования предшественников составляло сотые доли %. Возможно, что минерализованные породы не всегда выведены на поверхность. В статье дана их минералого-петрографическая характеристика. Исследуемые линейно-вытянутые в северо-восточном направлении от проявлений Рассоха – Правокихчинское зоны метасоматически измененных пород прослеживаются до проявления Кувалорог и рассматриваются как структуры потенциально перспективные для локализации в них эпигенетических сульфидных руд инъекционного типа, о чем свидетельствует парагенетическая связь наиболее богатых сульфидных руд Кувалорогского интрузива с габброидами, претерпевшими в постмагматический этап автометасоматические преобразования.
Материалы и методы исследования
Объектом исследований являлись зоны измененных пород на юго-восточном фланге массива Кувалорог, простирающиеся в северо-восточном направлении, охватывающие бассейн руч. Рассоха, верховья р. Правокихчинская и Перевозная и прослеживающиеся по простиранию на расстояние 3,5 км. На юго-западе эта зона пересечена системой субширотных разрывов, и здесь расположено сульфидное медно-никелевое рудопроявление Рассоха, а на северо-востоке – рудопроявление Кувалорог (рис. 1).
Многочисленные тектонические нарушения зоны мощностью от первых метров до 25–30 м сопровождаются дроблеными и метасоматически измененными породами. Нами был исследован ряд линейных тектонических зон со следующими видимыми метасоматическими новообразованиями: окварцевание, гранатизация, биотитизация, пироксенитизация, амфиболизация. Породы часто лимонитизированы, графитизированы, с сульфидной вкрапленностью, рассечены кварцевыми жилами и прожилками.
Проведены маршрутные геолого-поисковые наблюдения. Осуществлялось подробное описание и опробование измененных пород, петрологические и геохимические исследования, с акцентом на возможное установление их рудонесущей роли. Исследования осуществлялись с учетом данных, полученных предшественниками.
Основой минералого-петрографических исследований послужили просмотр минералов под бинокуляром и микроскопические наблюдения в шлифах в проходящем свете, при которых определялся минеральный состав пород, выяснялись их структурно-текстурные особенности. Образцы пород проанализированы в лабораториях ПГО «Камчатгеология», ИВиС ДВО РАН, ФГУП ИМГРЭ, определен химический состав, проведен спектральный полуколичественный анализ, атомно-эмиссионная спектрометрия с индуктивно-связанной плазмой.
Результаты исследования и их обсуждение
В левом борту в верховьях р. Правокихчинская (т.н. 282, рис. 2) зафиксирована одна из зон измененных пород, имеющая мощность около 60 м, простирание 30°, которая уходит на правый берег (т.н. 219). Падение зоны на северо-запад под углом 65–70°.
Вмещающими породами являются массивные светло-серые биотит-роговообманковые габбродиориты (обр. Р-282, рис. 3, а). В выветрелом состоянии они приобретают скорлуповатую отдельность. Текстура породы неравномерная, структура среднезернистая. Наблюдается слабое изменение, заключающееся в частичном замещении амфибола биотитом и хризотилом, андезина – альбитом.
Постепенно при продвижении к центральной части зоны габбродиориты теряют свой первоначальный облик за счет окварцевания и замещения темноцветных минералов вторичными. Они сменяются (вкрест простирания) хлоритизированными биотит-амфиболовыми габбродиоритами (обр. 282А, рис. 3, б).
Рис. 1. Схематическая геологическая карта массива Кувалорог [1]:
1 – ледниковые отложения (голоцен), 2 – дайки андезитов кимитинского комплекса. Интрузии (3) и дайки (4) кольского комплекса: гранодиоритов, диоритов (δ), плагиогранитов и гранитов (γ). Фациальные разности интрузий дукукского комплекса сложного состава (5–10): 5 – гранатовые диориты, 6 – нориты и диориты, 7 – габбро и габбронориты, 8 – горнблендиты и диориты, 9 – ортопироксениты и габбро, метаперидотиты, 10 – субпластовые тела пироксенитов, не выражающиеся в масштабе карты, 11 – ирунейские субвулканические образования – субпластовые тела андезитов (α) и диоритовых порфиритов (δπ), 12 – сланцы хейванской свиты, 13 – метасоматиты, 14 – вкрапленная сульфидная минерализация, 15 – контактово-измененные породы, 16 – жилы кварца, 17 – зоны полимиктового меланжа. Разрывные нарушения (18–21): 18 – достоверные, 19 – достоверные, скрытые под вышележащими образованиями, 20 – предполагаемые, 21 – предполагаемые, скрытые под вышележащими образованиями. 22 – медно-никелевые рудопроявления и их названия, 23 – медно-никелевые пункты минерализации, 24 – безникелевая пирротиновая минерализация в ксенолите сланца, 25, 26 – элементы наклонного залегания: сланцеватости (25), расслоенности интрузии (26); участок исследований (27)
Рис. 2. Схематическая геологическая карта юго-восточной части интрузива Кувалорог (составлена на геологической основе Г.В. Кувакина, с дополнениями и изменениями автора):
1 – элювиально-делювиальные, коллювиальные отложения (Q IV), 2 – ледниковые валуны, пески, супеси, суглинки (Q III), 3 – дайки миоценовых диоритов и диоритовых порфиритов (δ), 4 – амфиболизированные перидотиты (ύσ), габбро, габбродиориты, габбронориты неразделенные (ν) дукукского комплекса, 5–6 – породы контактового метаморфизма: приконтактовые роговики, мигматизированные гнейсы и биотит-гранатовые кристаллические сланцы (5), участки распространения (до 50 % и более) тел, жил и прожилков контаминированных диоритов и гранодиоритов, гранатизированных, биотитизированных (6), 7 – приразломные метасоматиты: зоны метасоматически измененных пород (М) с указанием мощности (30 м) и преобладающих в них минералов (px – пироксены, bt – биотит, gr – гранат, q – кварц, tu – турмалин, gf – графит, li – лимонит, sf – сульфиды, sp – полевые шпаты, mc – гидрослюды, a – амфиболы, ca – карбонаты), 8 – разрывные нарушения: установленные геолого-геофизическими методами главные (а), второстепенные (б), выраженные в современном рельефе в виде ложбин и рвов (в), 9 – тектонические зоны (t) предполагаемые, 10 – угол падения контактов (а), азимут простирания (б), 10 – пункты геологических наблюдений, 11 – скважины, их номера (в числителе), глубина (в знаменателе)
Рис. 3. Шлифы из зоны измененных пород (юго-восточный фланг интрузива Кувалорог), в скрещенных николях: а – роговообманковый габбродиорит (обр. 282), б – хлоритизированный биотит-амфиболовый габбродиорит (обр. 282А), в – хлорит-тальковая порода (обр. 282Б), г – пироксен-амфиболовая измененная порода (обр. 282В), д – хлорит-тальковая порода (обр. 282Д), е – тальк-хлоритовая порода (обр. 282Е)
Мощность этой зоны ~ 15 м. Текстура породы пятнистая, структура крупнозернистая. Пятнистость обусловлена скоплением зерен роговой обманки (35–40 % от объема породы), представленной удлиненными призматическими формами со слабо выраженным плеохроизмом. Отмечается развитие псевдоморфоз хлорита по амфиболу. Короткостолбчатые кристаллы лабрадора (№ 57–58) достигают размера до 2 мм, содержание его в породе составляет 50–55 %; в пустотах и трещинах зерен встречены гидрослюда, серицит, кварц, соссюрит, эпидот, хлорит. Биотит (5 %) представлен двумя генерациями: вторичным по амфиболу, развитым совместно с хлоритом и эпидотом, и первичными идиоморфными чешуями. Кварц (1–3 %) заполняет интерстиции между зернами плагиоклаза. Рудные минералы составляют < 1. Это ксеноморфные зерна пирротина, реже халькопирита. Наблюдается приуроченность выделений рудных к участкам замещения амфибола биотитом, хлоритом. Текстура рудной массы неравномерно вкрапленная, структура эмульсионно-сидеронитовая. В этой зоне в результате слабопроявленного метасоматического преобразования возник комплекс новообразованных минералов, свойственный пропилитам: хлорит, эпидот, кварц [7]. Вероятно, что с этим процессом связано отложение части сульфидов.
Далее следует зона зеленовато-серых пород мощностью до 10–12 м, сложенная породой пепловидного облика. Это хлорит-тальковая порода, развитая по магматической амфибол-пироксенсодержащей магматической породе. По трещинам развиты лимонитизация и омарганцевание.
В этой зоне встречены участки мощностью до 3–4 м интенсивного разложения до состояния дресвы породы терракотово-светло-коричневого цвета с многочисленными зонками (до 1–2 см) графита. Порода состоит из талька (40 %), представляющего собой ксеноморфные чешуйчато-пластинчатые различно ориентированные агрегаты; хлорита (30 %) в виде новообразованных кустистых агрегатов, развитых самостоятельно или в ассоциации с тальком; и полуразрушенных выделений амфибола (20 %), интенсивно замещенных тальком, хлоритом и частично – пятнами глинистых минералов (обр. Р 282 Б, рис. 3, в). Присутствуют единичные полуразрушенные крупные кристаллы энстатита с пятнами тальк-хлоритового или талькового агрегата; изредка в качестве вторичных установлен эпидот. Структура породы – лепидобластовая.
Вероятно, исходным минералом для новообразованного талька являлся энстатит, а для хлорита – амфибол и энстатит. Замещение пироксенов тальком происходит под влиянием кислых гидротермальных растворов, очевидно связанных с внедряющимися интрузиями гранитоидов. При этом на раннем этапе происходило образование амфибол-пироксеновых пород. Рудные (1–2 %) представлены ксеноморфными зернами пирротина и халькопирита в форме гнезд и отдельных прожилков, единичными выделениями пентландита. Среди вкрапленников рудных преобладает пирротин (85 %). Зерна рудных не превышают 0,05 мм. В породе наблюдаются прожилки и колломорфные массы гетита.
Далее расположена зона развития пироксен-амфиболовых пород (центральная зона) с порфиробластовой структурой (обр. Р 282 В, рис. 3, г). Это самая большая по мощности зона – до 20 м. В породе преобладают амфиболы, представленные роговой обманкой (15 %) в виде ксеноморфных выделений с совершенной спайностью, а также округленных зерен гастингсита (30 %). Ромбические пироксены (энстатит – 15 % и гиперстен – 10 %) содержат округленные включения амфиболов. Полевые шпаты (олигоклаз № 30–31 (10 %), ортоклаз (10 %) и микроклин (1 %)) содержат включения темноцветных минералов и практически не изменены. Биотит (1–2 %) представлен ксеноморфными выделениями; в нем наблюдаются округлые зерна амфибола и рудных минералов. Присутствует графит в виде вкрапленников. Содержание рудных в зоне достигает 5 % и представлено равномерной вкрапленностью зерен пирротина неправильной формы размером 0,0 n – 0,5 мм. Иногда они изометричны, но большинство ксеноморфны. Некоторые из этих выделений находятся в срастании с ксеноморфными образованиями халькопирита. Единично в зернах пирротина наблюдаются пластинки пентландита. Иногда вокруг пирротина наблюдаются оторочки и прожилки гетита. Данная порода может являться контактово-метасоматическим образованием, и большая часть сульфидных выделений может быть генетически связана с этим процессом.
Описанные выше породы сменяются зоной хлорит-тальковых пород (обр. 282Д, рис. 3, е). Текстура пятнистая, структура лепидобластовая, порфиробластовая. На 50 % породы состоят из волокнистых и чешуйчатых агрегатов талька (50 %), развитых по амфиболу и пироксену. Волокнисто-кустистые агрегаты хлорита (35 %) также развиты по первично-измененным амфибол-пироксеновым образованиям. В ассоциации с тальком и хлоритом наблюдаются удлиненные выделения карбоната; энстатит (5–10 %) представлен полуразложенными крупнотаблитчатыми кристаллами; амфибол (5–10 %) (роговая обманка) – рудиментами волокнистого строения. Выделения рудных минералов приурочены к кристаллам разрушаемых темноцветных минералов, локализуясь в оторочке вокруг этих кристаллов и в трещинках внутри них. Присутствует графит. Содержание рудных составляет 3–4 %, представлены равномерной вкрапленностью ксеноморфных и изометричных зерен пирротина с редкими выделениями халькопирита. Местами наблюдаются гнезда более крупных (до 0,3 мм) ксеноморфных, скелетных и параллельно-пластинчатых выделений пирротина. Встречены редкие прожилки гетита, пересекающие отдельные зерна пирротина. В центре зоны среди хлорит-тальковых пород наблюдался участок (до 2 м) интенсивной графитизации. Отмечены горизонтально и вертикально ориентированные зонки-прожилки мощностью 3–7 см и гнезда 2х5 см, состоящие из графита. В целом материал зоны представлен рыжевато-охристыми интенсивно измененными лимонитизированными породами, превращенными в дресву.
Хлорит-тальковая порода сменяется тальк-хлоритовой (Р-282Е, рис. 3, е), состоящей на 50 % из новообразованного хлорита. Содержание талька достигает 35 %. В породе наблюдаются единичные рудименты чешуек биотита, практически нацело замещенных хлоритом. Выделения рудных минералов составляют ~5 %. Они пространственно связаны с остатками амфиболов, часто заполняя выщелоченное пространство. На фоне равномерной вкрапленности мелких (0,0 n мм) изометричных и неправильных зерен пирротина наблюдаются более крупные (до 2 мм) ксеноморфные и скелетные выделения пирротина с интенсивной вкрапленностью халькопирита (в отдельных выделениях пирротина до 40 % халькопирита). В целом содержание халькопирита составляет 10–15 % от количества пирротина. В отдельных зернах пирротина наблюдаются редкие пламеневидные выделения пентландита.
В табл. 1, 2 приведены данные элементного состава проб по результатам полуколичественного спектрального анализа, атомно-эмиссионной спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой, а также результаты макрокомпонентного состава проб.
По химическому составу, содержанию элементов среди измененных пород выделяются тальк-хлоритовые, хлорит-тальковые (обр. 282Б. 282Д, 282Е), пироксен-амфиболовые породы (обр. 282В, а также описанные ниже обр. 265-1, 266А). В отличие от мало затронутых вторичными изменениями биотит-амфиболовых габбродиоритов (обр. 282, 282А), в них отмечены повышенные концентрации MgO (19,78–26,37 %), FeOобщ., Cr, V, Mn, Zn (табл. 1, 2), пониженные Al2O3, CaO, Na2O, K2O. Количество рудных элементов (Ni, Cu, Co) в измененных разновидностях в 3–6 раз превышают таковые в исходных габбродиоритах. В пироксен-амфиболовых породах отмечены содержания палладия до 0,484 г/т.
Далее зона перекрыта крупноглыбовыми элювиально-делювиальными образованиями, представленными в основном хлоритизированными биотит-амфиболовыми габбродиоритами.
Таким образом, в результате исследований измененных пород в зоне тектонического нарушения (т.н. 282) выявлено, что в центральной ее части (обр. 282В) образовались амфибол-пироксеновые породы. Этот процесс сопровождался развитием вкрапленности рудных минералов по темноцветам. В дальнейшем (обр. 282Д, 282Е, рис. 3), в результате автометаморфических преобразований происходило развитие биотита, а при действии поздних гидротермальных растворов осуществлялось оталькование. Образование хлорита, эпидота, кварца и карбоната происходило в стадию преобразования как исходных биотит-роговообманковых габбродиоритов, так и амфибол-пироксеновых пород. Ремобилизованное в ходе этого процесса рудное вещество могло участвовать в гидротермальном процессе с последующим отложением сульфидов.
Зона измененных пород прослеживается далее по простиранию на юго-запад, на правобережье р. Правокихчинская (т.н. 219, рис. 2), где обнажаются (5х10 м) биотитовые диориты. Этот выход имеет простирание 30°. Порода пронизана системой кварцевых жил мощностью 2–15 см, имеющих простирание 160°. Биотитовый диорит имеет следующий состав: андезин № 37–38 (50 %), биотит (25–30 %), ромбический пироксен (5–10 %), ортоклаз (5 %), роговая обманка (2–3 %), альбит (2 %), гранат (1–2 %). Содержание рудных менее 1 %.
Вокруг кварцевых жил установлены маломощные зоны плагиогранитов, сложенные в основном олигоклазом № 30–32 (50 %), представленным округленно-таблитчатыми выделениями, которые интенсивно соссюритизированы и серицитизированы. Присутствует кварц (20 %) в виде ксеноморфных зерен свежего облика, насыщен газово-жидкими включениями.
Таблица 1
Макрокомпонентный и микроэлементный состав пород (мас. %)
|
Виды анализов, аналитические центры |
Химические элементы, окислы |
Номер пробы |
|||||||
|
282 |
282А |
282Б |
282В |
219 |
219Б |
219В |
219Г |
||
|
Содержания элементов (ppm) (АЭС-ИСП, ДВФУ) |
Cu |
25,8 |
33,1 |
147,0 |
108,8 |
14,4 |
5,41 |
28,05 |
10,6 |
|
Ni |
42,2 |
45,5 |
161,0 |
59,06 |
14,7 |
23,8 |
25,6 |
10,3 |
|
|
Co |
18,8 |
26,2 |
58,6 |
334,0 |
29,3 |
8,37 |
10,1 |
22,4 |
|
|
Ag |
0,184 |
< 0,03 |
0,182 |
0,052 |
0,064 |
< 0,03 |
< 0,03 |
0,071 |
|
|
Au |
0,068 |
0,057 |
< 0,01 |
0,074 |
0,385 |
0,141 |
0,153 |
< 0,01 |
|
|
Pt |
0,062 |
0,081 |
0,048 |
0,02 |
0,049 |
0,127 |
0,134 |
0,061 |
|
|
Pd |
0,034 |
0,058 |
< 0,01 |
0,484 |
< 0,01 |
0,055 |
0,064 |
< 0,01 |
|
|
Pb |
9,72 |
9,25 |
9,85 |
31,4 |
15,4 |
22,14 |
31,4 |
12,8 |
|
|
Zn |
48,3 |
44,6 |
103,0 |
212,0 |
242,0 |
46,5 |
82,7 |
142,0 |
|
|
Cr |
239,0 |
154,0 |
886,0 |
229,0 |
102,0 |
813,0 |
849,0 |
115,0 |
|
|
V |
76,9 |
105,0 |
241,0 |
1953 |
677,0 |
65,01 |
108,0 |
404,0 |
|
|
Mn |
534,0 |
670,0 |
1465 |
3928 |
619,0 |
395,0 |
499,0 |
1155 |
|
|
Mo |
< 5 |
< 5 |
< 5 |
< 5 |
< 5 |
< 5 |
< 5 |
< 5 |
|
|
Y |
7,85 |
5,82 |
8,78 |
7,89 |
9,91 |
15,4 |
23,5 |
37,5 |
|
|
Yb |
0,71 |
0,775 |
1,35 |
2,37 |
2,05 |
1,29 |
1,88 |
4,41 |
|
|
Sc |
12,3 |
15,9 |
29,8 |
259,0 |
35,1 |
10,06 |
13,9 |
60,7 |
|
|
Zr |
22,2 |
24,3 |
30,4 |
58,4 |
131,0 |
246,0 |
235,0 |
415,0 |
|
|
Sr |
410,0 |
495,0 |
50,1 |
102,0 |
1008 |
324,0 |
505,0 |
817,0 |
|
|
Ba |
259,0 |
2266 |
102,0 |
5,57 |
52,7 |
625,0 |
2280 |
60,2 |
|
|
Be |
0,57 |
0,55 |
0,776 |
< 0,1 |
< 0,1 |
0,415 |
0,645 |
< 0,1 |
|
|
Ga |
6,06 |
6,52 |
7,82 |
20,3 |
49,3 |
11,7 |
10,04 |
29,9 |
|
|
Макрокомпонентный состав (мас. %) (ИВиС ДВО РАН) |
SiO2 |
52,8 |
49,2 |
53,8 |
45,9 |
56,3 |
74,1 |
36,7 |
73,5 |
|
TiO2 |
0,3 |
0,24 |
0,33 |
0,38 |
1,0 |
0,48 |
0,53 |
0,47 |
|
|
Al2O3 |
21,33 |
21,15 |
6,64 |
6,36 |
20,5 |
12,97 |
16,24 |
13,31 |
|
|
Fe2O3 |
0,9 |
1,48 |
0,65 |
2,56 |
2,55 |
0,91 |
1/73 |
0,6 |
|
|
FeO |
4,53 |
4,7 |
9,02 |
10,62 |
4,81 |
3,03 |
4,06 |
3,73 |
|
|
MnO |
0,07 |
0,1 |
0,17 |
0,2 |
0,04 |
0,05 |
0,06 |
0,06 |
|
|
MgO |
5,59 |
8,77 |
19,78 |
26,37 |
3,65 |
1,28 |
2,3 |
1,46 |
|
|
CaO |
8,32 |
8,5 |
2,24 |
3,01 |
3,59 |
1,01 |
5,05 |
1,43 |
|
|
Na2O |
2,83 |
2,16 |
0,58 |
0,72 |
3,2 |
3,19 |
2,98 |
2,98 |
|
|
K2O |
0,69 |
0,52 |
0,22 |
0,33 |
2,12 |
1,34 |
1,14 |
0,97 |
|
|
P2O5 |
н/о |
0,05 |
н/о |
н/о |
0,08 |
0,26 |
0,15 |
0,17 |
|
|
H2O |
0,84 |
0,15 |
0,14 |
0,16 |
< 0,01 |
< 0,01 |
< 0,01 |
< 0,01 |
|
|
п.п.п. |
1,3 |
2,27 |
5,67 |
2,46 |
1,38 |
0,72 |
1,5 |
0,48 |
|
|
сумма |
99,5 |
99,29 |
99,24 |
99,07 |
99,22 |
99,34 |
72,44 |
99,16 |
|
Примечание. 282 – роговообманковый габбродиорит, 282А – хлоритизированный биотит-амфиболовый габбродиорит, 282Б – хлорит-тальковая порода, 282В – пироксен-амфиболовая порода, 219 – биотитовые диориты, 219Б – полевошпат-кварцевые метасоматиты, 219В – биотит-полевошпат-кварцевые метасоматиты, 219Г – биотит-гранат-кварцевый метасоматит
Таблица 2
Содержания элементов в породах по данным полуколичественного спектрального анализа
|
Элемент |
Номера проб |
|||||||||||||
|
282 |
282А |
282Б |
282В |
282Д |
282Е |
219Б |
219В |
264 |
264А |
264Б |
265-1 |
266А |
||
|
Содержания элементов, г/т |
Ni |
60 |
50 |
200 |
300 |
400 |
600 |
80 |
80 |
50 |
40 |
60 |
80 |
100 |
|
Cu |
50 |
50 |
200 |
100 |
100 |
150 |
30 |
50 |
50 |
30 |
50 |
100 |
60 |
|
|
Co |
30 |
30 |
100 |
150 |
150 |
150 |
10 |
10 |
30 |
30 |
40 |
80 |
100 |
|
|
Ag |
0 |
0 |
0 |
0,05 |
0 |
0 |
0 |
0,05 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0,05 |
|
|
Cr |
200 |
300 |
200 |
200 |
2000 |
2000 |
50 |
80 |
800 |
300 |
500 |
2000 |
2000 |
|
|
Ti |
3000 |
2000 |
1000 |
1500 |
1000 |
1000 |
3000 |
4000 |
1000 |
1500 |
1000 |
1500 |
1000 |
|
|
Mn |
600 |
800 |
1500 |
1500 |
2000 |
1500 |
100 |
300 |
800 |
800 |
800 |
1000 |
2000 |
|
|
V |
200 |
150 |
300 |
500 |
400 |
500 |
80 |
200 |
200 |
200 |
200 |
500 |
500 |
|
|
Sc |
5 |
5 |
8 |
8 |
6 |
6 |
2 |
4 |
5 |
5 |
5 |
10 |
10 |
|
|
Zn |
80 |
80 |
150 |
150 |
150 |
150 |
60 |
80 |
80 |
60 |
60 |
150 |
100 |
|
|
Pb |
10 |
15 |
10 |
8 |
5 |
10 |
40 |
30 |
15 |
10 |
10 |
6 |
6 |
|
|
Sn |
2 |
3 |
4 |
0 |
0 |
3 |
3 |
3 |
3 |
3 |
2 |
3 |
0 |
|
|
Mo |
0,8 |
0,8 |
0,5 |
0,5 |
0,5 |
0,5 |
0 |
1 |
0,5 |
0,5 |
0,5 |
1 |
1,5 |
|
|
B |
10 |
8 |
15 |
10 |
10 |
8 |
10 |
5 |
10 |
10 |
10 |
10 |
10 |
|
|
Ba |
100 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
500 |
600 |
100 |
100 |
100 |
0 |
0 |
|
|
Sr |
300 |
200 |
0 |
30 |
0 |
30 |
100 |
80 |
150 |
200 |
150 |
50 |
40 |
|
|
P |
0 |
1000 |
0 |
0 |
0 |
0 |
1000 |
1000 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
|
|
Ga |
15 |
10 |
8 |
10 |
8 |
8 |
10 |
10 |
20 |
20 |
20 |
8 |
8 |
|
|
Ge |
0 |
0 |
1 |
1 |
1 |
1 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
1 |
1 |
|
|
Y |
3 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
5 |
10 |
0 |
3 |
0 |
0 |
0 |
|
|
Zr |
80 |
30 |
30 |
30 |
30 |
20 |
100 |
150 |
40 |
30 |
40 |
40 |
50 |
|
Примечание. 282 – роговообманковый габбродиорит, 282А – хлоритизированный биотит-амфиболовый габбродиорит, 282Б – хлорит-тальковая порода, 282В – пироксен- пироксеновая порода, 282Д – хлорит-тальковая порода, 282Е – тальк-хлоритовая, 219Б – полевошпат-кварцевые метасоматиты, 219В – биотит-полевошпат-кварцевые метасоматиты, 264 – слабосерпентинизированный лейкократовый габбродиорит, 264А – биотит-полевошпатовый метасоматит, 264Б – эпидот-хлорит-гранатовая порода, 265-1 – пироксен-амфиболовая порода, 266А – амфибол-пироксеновая порода.
Калиевые полевые шпаты составляют 10 %. Это преимущественно ортоклаз, кристаллы которого имеют пертитовые выделения альбита; более ограниченно развит микроклин. Биотит (15 %) наблюдается в виде ксеноморфных выделений, цементирующих кристаллы полевых шпатов, и нередко замещен хлоритом и кварцем. С псевдоморфозами хлорита по биотиту связаны гнезда рудных минералов (< 1 %). В породе ограниченно развиты идиоморфные чешуйки мусковита (2–3 %).
Собственно кварцевые жилы (обр. 219Б) сложены округленными крупными (1–3 мм) зернами кварца (70 %) с многочисленными газово-жидкими включениями; неправильно-таблитчатыми кристаллами ортоклаза (15 %) с включениями серицита и кварца; округленно-таблитчатыми кристаллами плагиоклаза (10 %); чешуйками мусковита (5 %). Наблюдается замещение мусковита кварцем, гидрослюдой, тальком, хлоритом и эпидотом. В периферической части жил установлены срастания биотита и граната, выделения волокнистого хлорита и спутанно-игольчатый агрегат турмалина. В экзоконтактовой части жил (обр. 219Б) развиты мелкозернистые полевошпат-кварцевые метасоматиты, сложенные кварцем (70 %), биотитом (10 %), олигоклазом № 28–30 (10 %), ортоклазом (5 %), гранатом (1–2 %) и единичными выделениями турмалина и мусковита. Рудные минералы (3–5 %) представлены магнетитом, содержащим включения анизотропного ильменита. Местами ильменит занимает до 50 % объема магнетита. Чаще всего это мелкие пластинки и изометричные выделения. Единично – мельчайшие зерна пирита квадратного сечения.
Отдельные участки околожильных измененных пород состоят из биотит-полевошпат-кварцевого комплекса минералов (обр. 219В). Порода имеет пятнистую текстуру и лепидогранобластовую структуру. Кварц (50 %) представлен округлыми свежими зернами. Зерна альбита № 3–6 (10–15 %) частично замещены гидрослюдой, калиевые полевые шпаты (15 %) серицитом. Зерна граната (20 %) нередко образуют сложно построенные агломераты; в них наблюдаются включения апатита и циркона. Биотит (15 %) расположен в интерстициях между остальными минералами; вокруг него наблюдаются оторочки рудных минералов. Среди рудных преобладает магнетит, представленный ксеноморфными по отношению к биотиту выделениями. В трещинках установлены единичные мельчайшие (0,00 n мм) зерна пирита и халькопирита. Структура рудных образований сидеронитовая, каемочная, пойкилитовая и эмульсионно-пойкилитовая; текстура гнездово-вкрапленная и гнездовая.
Биотит-гранат-полевошпат-кварцевая зона переходит в полосчатый биотит-гранат-кварцевую породу (Р-219Г), которая макроскопически состоит из вертикальных различно окрашенных чередующихся зон. Микроскопически полосчатость обусловлена чередованием крупнозернистых кварцевых прожилков и мелкозернистого кварцевого и полевошпатового агрегата, насыщенного серицитом. В крупнозернистом кварце установлены газово-жидкие и твердые включения, не выходящие за пределы кристаллов. Газовая фаза некоторых газово-жидких включений занимает до 80 % объема вакуолей. В кварце встречаются иголочки апатита. Собственно кварцевые зонки чередуются с зонками, обогащенными биотитом и мусковитом, а также иногда содержащими до 40 % граната. В качестве второстепенных минералов в материале зонок встречаются зерна рудных, карбонатов, турмалина.
В породах данного зонального комплекса отмечены повышенные содержания платины, свинца, циркония, хрома (табл. 1); больше, чем в других породах, содержится SiO2, щелочей (Na2O+K2O).
Можно предположить, что при образовании данного комплекса измененных пород вначале имел место инъекционный метаморфизм, при котором происходило формирование полосчатого мигматита. Развивались прожилковые зоны плагиогранита и послойные полевошпат-кварцевые, биотит-кварцевые и биотит-гранат-кварцевые мигматиты. Их образование может быть связано с процессом гранитизации, при котором происходил привнос циркулирующими растворами щелочей, кремнезема и вынос кальция, магния и железа. В раннюю щелочную стадию могли образовываться полевошпатовые породы. В последующую кислотную стадию гранитизации в результате привноса кремнезема развивались кварцевые прожилки, ориентированные по сланцеватости ранее образованных пород. В стадию осаждения происходило отложение биотита, граната, эпидота, магнетита и сульфидов. В ходе последующего низкотемпературного метасоматоза были серицитизированы и соссюритизированы плагиоклазы, хлоритизированы биотиты.
Северо-восточнее т.н. 282, на продолжении описанной зоны измененных пород, в истоках р. Перевозная (т.н. 264, 265, 266; рис. 2) продолжает прослеживаться зональный комплекс пород. Зона сложена метасоматически измененными породами – биотитизированными, графитизированными, окварцованными. Она содержит также вкрапленники сульфидов, лимонитизирована. Вмещающая порода – лейкократовый габбродиорит (обр. 264) – слабо серпентизирована, что выразилось в замещении пироксенов и оливина волокнистым агрегатом хризотила. При этом от исходных минералов сохранились лишь отдельные фрагменты. Кроме того, здесь наблюдаются землистые неопределимые микроскопические массы, в которых наблюдаются волокна хризотила, гнезда эпидота, брусит, вкрапленники сульфидов. Возможно, процесс серпентинизации вызван воздействием гидротерм внедрившейся интрузии гранитоидов. Этим фактом обусловлено и развитие контактово-метасоматического зонального комплекса. Здесь сменяют друг друга существенно полевошпатовая и пироксен-амфиболовые зоны.
В полевошпатовой зоне (обр. 264А) преобладает плагиоклаз (до 80 %) (лабрадор № 50–54) (плагиоклаз здесь более кислый, чем в исходном габбродиорите). До 10 % объема породы сложено округленными выделениями амфибола, которые почти нацело замещены биотитом. Встречены также единичные зерна кварца, микроклина и энстатита, частично замещенного эпидотом. Из рудных наблюдаются единичные мелкие кристаллы пирротина и пентландита. В срастании с пирротином установлены гипидиоморфные выделения халькопирита. Сульфиды пространственно связаны с выделениями биотита и образуются, по-видимому, в гидротермальную стадию.
В полевошпат-амфиболовой зоне также наблюдаются субграфические прорастания пирротина в биотите. В породе рассеяны зерна магнетита. Аналогичные рудные минералы установлены и в пироксен-амфиболовой зоне. Текстура рудной массы неравномерно-вкрапленная, вкрапленно-прожилковая; структура эмульсионная, эмульсионно-сидеронитовая, каемочная.
В амфибол-полевошпатовой зоне (обр. 264Б) ранее образовавшиеся минералы практически нацело замещены дейтерогенными биотитом, мусковитом, хлоритом и эпидотом. Кроме того, здесь установлены единичные кристаллы кордиерита, гнезда волокнистого силлиманита и наблюдаются зонки, выполненные тонкозернистым гранатом и рудными минералами в ассоциации с биотитом и мусковитом.
В пироксен-амфиболовой зоне (обр. 265-1) доминирует высокотемпературный амфибол – паргасит (30 %), представленный округлыми, почти изометричными бесцветными зернами с совершенной спайностью. Ксеноморфные выделения более позднего куммингтонита (15 %) включают в себя зерна паргасита. Пироксены представлены изоморфными кристаллами энстатита (10 %) и гиперстена (15 %). Ксеноморфные выделения кварца (5 %), ортоклаза (5 %) и кристаллы плагиоклаза (5 %) развиты ограниченно в виде скоплений.
Изменения пород и при этом возможное перераспределение рудного вещества обусловлены внедрением пострудных интрузий кольского комплекса [1, 2, 8]. Проявления позднемелового, палеоцен-эоценового гранитоидного магматизма на Камчатке связаны с тектоно-магматической активизацией, в результате которой произошли метаморфические изменения отложений Камчатского срединного массива в целом. Наблюдаемые преобразования рудовмещающих пород характерны для многих проявлений Камчатской никеленосной провинции, таких например, как Аннабергитовая Щель, Северное, где были встречены как пироксен-амфиболовые измененные породы, так и жильные мелкозернистые мусковит-биотитовые плагиограниты, несущие повышенные количества сульфидных рудных минералов. По предположениям [8] сульфидные кобальт-медно-никелевые руды проявления Аннабергитовая Щель образовались в результате магматической дифференциации в процессе становления интрузий норит-кортландитовой формации и дальнейших эпимагматических преобразований. Контактово-метасоматический этап формирования этих руд и пород связан с внедрением пострудных гранитоидов, были оценены условия образования кварц-полевошпатовых метасоматитов. По [8, 9] это происходило при температурах 350–600 °С на глубинах ≤ 5 км в равновесии с растворами, близкими к нейтральным (рН 4,5–6,5). Ассоциация гидротермальных минералов руд и пород формировалась в условиях, близких к пропилитизации на глубинах ≤ 5 км (~ ≤ 0,15 ГПа) при рН 4,5–6,5 и температуре 150–350 °С [9, 10].
Исследования флюидных включений (в плагиоклазе) из гидротермально-измененных пород Кувалорогского массива было проведено в 2007 г. Э.Г. Конниковым, О.Н. Васюковой. Выявлено, что даже в породах с редкими вкрапленниками сульфидов встречаются СН4-содержащие включения, пространственно связанные с выделениями сульфидов. Они расположены вблизи от вкрапленников рудных, приурочены к окружающим вкрапленники трещинам и могли образоваться за счет летучих, выделяющихся из сульфидной капли. Включения в составе вторичных включений в минералах рудовмещающих пород, замещение пироксена амфиболами, биотитом, кварцем также указывают на сложный процесс рудообразования.
Ранее накопленный материал по сульфидным медно-никелевым объектам Камчатской никеленосной провинции, его обобщение, а также анализ выявленных особенностей строения исследованных метаморфогенно-метасоматических зональных комплексов, особенностей распределения и взаимоотношения рудных минералов в исходных и измененных породах, установленных парагенетических минеральных ассоциаций позволяют сделать вывод о том, что процесс сульфидного кобальт-никелевого рудообразования в рассматриваемом регионе имел сложный многоэтапный характер.
Эмульсионно-вкрапленные пирротин и магнетит являются, вероятно, сингенетичными с габброидами. На раннем собственно магматическом этапе происходило развитие сингенетичной вкрапленности магнетита и пирротина. Этот факт находится в соответствии с широко известными экспериментальными и расчетными данными о низкой растворимости серы в основных расплавах [5, 11].
В постмагматический этап мог происходить перенос значительной массы рудного вещества в составе высокотемпературных флюидов, действующих в зонах повышенной проницаемости, приуроченных к крупным долгоживущим разломам и связывающих магматические камеры с гипабиссальными горизонтами земной коры. Происходящие в этих камерах процессы дифференциации привели к развитию широкого комплекса магм, последовательное внедрение которых вызвало образование контактово-метасоматических образований. В дальнейшем в образовавшиеся пироксен-гранатовые роговики проникали маломощные инъекции гранитного и пегматитового материала.
В результате последующего пневматолито-гидротермального метасоматоза происходило замещение пироксенов амфиболами. При последующем возрастании в растворах содержания калия развивались биотит и калиевые полевые шпаты. Рудименты пироксенов были замещены волокнистыми псевдоморфозами серпентина и талька.
В ходе дальнейших автометасоматических процессов происходила хлоритизация темноцветных минералов и серицитизация, соссюритизация, эпидотизация и альбитизация полевых шпатов.
Характер взаимоотношений минералов указывает на то, что основные рудные элементы (железо, никель, кобальт, платиноиды) могли мобилизоваться из исходных и новообразованных темноцветных минералов (оливина, ромбических пироксенов, амфибола, биотита) при их разложении и замещении. Факт привноса меди в зону отложения рудных минералов гидротермальными растворами находит свое подтверждение в ксеноморфизме халькопирита по отношению к прочим сульфидам. Представляется возможным многократное осаждение рудного материала, вызываемое резкими изменениями физико-химических условий среды при смене магматического, метасоматического и метаморфического этапов.
Заключение
Исследован комплекс метасоматических зональных комплексов на юго-восточном фланге интрузивного массива Кувалорог, локализованный в разрывных нарушениях, рассекающих интрузив, и рассмотрены возможности их рудоносности. Небольшой объем опробования, его недостаточная плотность не позволили более полно рассмотреть возможности рудоносности измененных пород из тектонически ослабленных зон. Несмотря на это, получены новые данные, представляющие поисковый интерес.
Линейно-вытянутые в северо-восточном направлении от проявления Рассоха до проявления Кувалорог, а также другие подобные зоны метасоматически измененных пород могут рассматриваться как структуры потенциально перспективные для локализации в них эпигенетических сульфидных руд инъекционного типа. На раннем собственно магматическом этапе происходило развитие сингенетичной вкрапленности рудных минералов; на постмагматическом – перенос значительной массы рудного вещества в составе высокотемпературных флюидов, действующих в зонах повышенной проницаемости и приуроченных к зонам долгоживущих разломов. Об этом свидетельствует парагенетическая связь наиболее богатых сульфидных руд Кувалорогского интрузива (проявления Аннабергитовая Щель, Квинум II) [8, 12] с интенсивно измененными основными и средними интрузивными породами, претерпевшими в постмагматический этап интенсивные автометасоматические преобразования и практически нацело превращенными в тальк-хлоритовые породы, нередко с вкрапленностью рудных минералов.
Необходимо проведение дальнейших последовательных исследований, заключающихся в тщательном дешифрировании космо- и аэрофотоснимков, структурных исследований, крупномасштабной петроструктурной и петрологической съемки как интрузивного массива Кувалорог, так и более мелких рудоносных интрузий Камчатской никеленосной провинции, с целью выявления особенностей локализации сульфидной медно-никелевой минерализации. Это позволит оценить вклад в рудный процесс эпигенетических изменений, особенностей перераспределения рудного вещества на заключительной стадии рудно-магматического процесса, что имеет важное практическое значение для более детальных и дорогостоящих исследований последующих этапов прогнозно-поисковых работ.
Библиографическая ссылка
Кунгурова В.Е. МИНЕРАЛОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ МЕТАСОМАТИЧЕСКИ ИЗМЕНЕННЫХ ПОРОД ЮГО-ВОСТОЧНОГО ФЛАНГА ИНТРУЗИВА КУВАЛОРОГ (КАМЧАТКА) // Успехи современного естествознания. – 2023. – № 4. – С. 75-88;URL: https://natural-sciences.ru/ru/article/view?id=38028 (дата обращения: 18.04.2024).