На рудных полях Ивановского и Ишкининского кобальт-медноколчеданных месторождений в ультрамафитах Главного Уральского разлома известны тальк-карбонатные породы, маркирующие рудные зоны. Тальк-карбонатные метасоматиты представляют собой придонные гидротермально-измененные апосерпентинитовые породы, сложенные преимущественно тальком, магнезитом и кальцитом с подчиненным количеством доломита, сидерита, эпидота, хлорита, кварца и реликтовыми магнетитом и хромшпинелидами.
Тела метасоматитов шириной до 100 м и длиной до первых километров приурочены к кровле серпентинитовых пластин, где прослеживаются на глубину до 300 м. Их образование происходило в придонных условиях в результате метасоматического воздействия гидротермальных растворов, циркулирующих по трещинам во вмещающих серпентинитах.
Сходство гидротермальных растворов, приводивших к метасоматозу и формировавших оруденение, устанавливается термобарогеохимическими характеристиками флюидных включений и изотопными соотношениями 13С/12С в кальците из метасоматитов и карбонатных заполнений в сульфидных рудах. Различия в минералого-геохимических особенностях тальк-карбонатных метасоматитов на разных рудных полях обусловлены многоэтапностью процесса метасоматоза и различными глубинами формирования метасоматитов.
Магнезит-тальковые метасоматиты Ивановского месторождения являлись более глубинными и претерпели меньше смен окислительно-восстановительных условий, чем кальцит-тальковые метасоматиты Ишкининского месторождения. При метасоматозе серпентинитов происходила миграция большинства элементов, влияющая на формирование кобальт-медноколчеданного оруденения. Наиболее важным ее аспектом является вынос типоморфных элементов – кобальта и никеля, содержание которых в метасоматитах уменьшается на 10–20 и 20–30%, соответственно. Отложение этих элементов выше по разрезу в виде поздних гидротермальных кобальтин- и пентландит-содержащих жил свидетельствует о возможности формирования кобальт-никелевой минерализации, источником которой являлись вмещающие породы. Таким образом, наличие крупных тел тальк-карбонатных метасоматитов может рассматриваться как один из поисковых критериев соответствующего оруденения.

Целью настоящего исследования явилось установление минералого-геохимических особенностей и закономерностей миграции элементов при метасоматическом преобразовании серпентинитов в тальк-карбонатные породы и влияние этих процессов на формирование кобальт-никелевого оруденения медноколчеданных месторождений в ультрамафитах Главного Уральского разлома.
Фактический материал по Ивановскому рудному полю был получен при документации керна скважин 230, 234 и 235, пробуренных Сибайским филиалом ОАО “Башкиргеология” в 2005-2006 гг. и вскрывающих рудные зоны.
Скважинами вскрыты пластины серпентинитов, местами карбонатизированных, с зонами тальк-карбонатных метасоматитов, содержащих тела колчеданных руд, блоки базальтов и габброидов.
Из керна скважин было отобрано 18 проб серпентинитов и 27 проб метасоматитов без видимой сульфидной и жильной минерализации.
На Ишкининском месторождении отбор проб производился в приповерхностных условиях на опорных обнажениях и в разведочных траншеях, расположенных на территории рудных зон, где отобраны по 33 пробы серпентинитов, карбонатизированных серпентинитов и тальк-карбонатных метасоматитов.
Пробы отбирались из пород без приповерхностных изменений и видимой сульфидной и жильной минерализации.
Оптические исследования минерального состава и структурно-текстурных особенностей пород и руд были выполнены на микроскопах Axiolab и Olimpus BX50 Институт минералогии УрО РАН и бинокулярном микроскопе МБС-9. Определение химического состава хромшпинелидов и сульфидов осуществлялось на рентгеноспектральном микроанализаторе JEOL JCXA-733 (Институт минералогии УрО РАН, аналитик Е.И. Чурин).
Петрохимическая характеристика пород основана на силикатном анализе, выполненном классическим химическим методом в Южно-Уральском центре коллективного пользования по исследованию минерального сырья (Институт минералогии УрО РАН, аттестат № РОСС RU.0001.514536, аналитик Т.В. Семенова).
Геохимические данные получены измерением растворенной вытяжки методом массспектроско-пии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS) на приборе Perkin Elmer ELAN 9000 (Институт геологии и геохимии УрО РАН, аналитик Д.Н. Киселева). В качестве внутреннего стандарта использовался раствор индия заданной концентрации, а в качестве внешнего – вскрытый вместе с пробами стандарт базальта BCR-2 (US Geological Survey). Оценка погрешности выполненных анализов, оцененная по критерию 3 ?, составила от 5 до 20 отн. %, в зависимости от элемента.
Кроме того, для геохимической характеристики пород использовался метод атомно-абсорбционной спектроскопии на спектрометре Perkin-Elmer 3110 (Институт минералогии УрО РАН, аналитик М.Н. Маляренок). Вытяжка для измерения была получена в результате разложения растертой пробы массой 50 г смесью состоящей из 2 частей HF, 3 частей HCl и 1 части HNO3 в закрытых автоклавах с однокамерной реакционной емкостью из тефлона при температуре 150°С в течение 6 часов. После упаривания кислотных экстрактов вещество переводилось в раствор HNO3 с коэффициентом разбавления исходной пробы 103.
Минеральный субмодальный состав пород рассчитывался на основе химического анализа с помощью таблиц для нахождения массовых процентов содержания формульных единиц минералов по их молекулярному количеству [17], а также оценивался визуально по петрографическим шлифам в проходящем свете.
Оценка привноса-выноса элементов произведена путем расчета по изообъемному методу Линдгрена-Рудника в массовых процентах, с учетом удельной массы и пористости пород [17]. Средняя удельная масса пробы, вычисленная в пикрометрах с погрешностью ±0.02 г/см3, для серпентинитов составил 2.54 г/см3, для тальк-карбонатных метасоматитов – 2.71 г/см3. Средняя пористость, установленная отношением плотности образца к его удельной плотности, составила для серпентинитов – 10%, для метасоматитов – 2.5%. При расчете баланса вещества для перехода серпентинит–метасоматит, учитывая полученные данные пористости и удельной плотности пород принималось в расчет лишь процентное содержание элементов в 1 м3. Основанием для этого послужили расчеты, показывающие что разность плотностей компенсируется различием пористостей пород; погрешность составляет ±1.5%.

Геологическая позиция и строение рудных полей

Зона Главного Уральского разлома сложена ордовикскими и силурийскими офиолитами, среди которых заключены блоки силурийских, девонских и каменноугольных вулканогенных и осадочных отложений. Падение зоны восточное под углом 35–50°. Непосредственно под ней, по данным сейсмического профилирования, фиксируется клин кристаллического фундамента Восточно-Европейской плиты [16].
Ишкининское, Ивановское и Дергамышское кобальт-медноколчеданные месторождения локализованы на южном фланге Главного Уральского разлома (рис. 1) в Присакмаро-Вознесенской структурно-формационной зоне, с которой соседствует Западно-Магнитогорская структурно-формационная зона, с приуроченными к ней крупными медно-цинково-колчеданными месторождениями [10].

Рис. 1. Схема расположения колчеданных месторождений в структурах Южного Урала (по [12]).
1 – палеоостровные дуги: З-Мг – Западно-Магни-тогорская,В-Мг – Восточно-Магнитогорская; 2 – Сибайский междуговой бассейн; 3–5 – офиолитовые зоны: 3 – Присакмаро-Вознесенская (ПС) (фрагмент аккреционной призмы Западно-Магнитогорской палеоостровной дуги), 4 – Западно-Мугоджарская (ЗМ) (задуговый бассейн в тылу Западно-Магнитогорской палеоостровной дуги), 5 – Домбаровская (ДМ) (задуговый бассейн в тылу Восточно-Магнитогорской палеоостровной дуги), 6 – краевые аллахтоны: С – Сакмарский, К – Крака; 7 – Восточно-Мугоджарский микроконтинент; 8 – Главный Уральский разлом (ГУР); 9 – скрытые поперечные разломы, ограничивающие сегменты палеоостроводужной системы; 10 – кобальт-медноколчеданные месторождения.

Ивановское месторождение
расположено в 20 км к северо-западу г. Акъяр (Башкортостан) в междуречье рр. Таналык и Ташла.
В рудном поле выделяются две рудные зоны – Ивановка- I и Ивановка- II, представленные линзами сульфидных руд, которые локализованы в хлорит-карбонатных метасоматитах, развивающихся по габбро и габбро-долеритам, и в тальк-карбонатных метасоматитах – по серпентинитам.
Структура месторождения блочная, обусловлен-ная сочетанием разрывных нарушений субмери-дионального, северо-восточного и северо-запад-ного направлений.
Главные рудные минералы – пирротин, халькопирит, пирит; второстепенные – пентландит, сфалерит, глаукодот, аллоклазит, линнеит, марказит, хромит, магнетит, ильменит; редкие – золото, валлериит, миллерит, никелин, борнит, рутил [6, 13, 15].
Запасы Ивановского месторождения по категории С1 + С2 составляют: руды – 24 млн. т, никеля – 27 тыс. т, кобальта – 9 тыс. т, меди – 210 тыс. т, золота – 10 т, серебра – 32 т [33].

К юго-востоку от Ивановского месторождения, в 10 км западнее г. Акъяр, расположено Дергамышское месторождение.
Оно приурочено к той же гидротермальной системе, являющейся частью выделяемого Ивановско-Дергамышского рудного поля.
Оба месторождения локализованы в единой структуре Байгускаровского альпинотипного массива дунит-гарцбургитового типа и имеют общие черты геологического строения.
На Дергамышском месторождении выделены два типа руд: халькопирит-марказит-пиритовые и пирит-маркази-товые, которые по текстурам разделены на вкрапленные штокверковые и сплошные, часто рудокластического облика.
Главные рудные минералы – пирит, марказит, халькопирит; второстепенные – пирротин, магнетит, ильменит, хромит, минералы группы линнеита, сфалерит, кубанит; редкие – золото, валлериит, кобальтин, арсенопирит, никелин [25].
Запасы Дергамышского месторождения по категории С1 + С2 составляют: руды – 2 млн т, Cu – 26 тыс. т, Zn – 18 тыс. т, Co – 1,7 тыс. т, Au – 1,2 т, Ag – 3,8 т [33].

Ишкининское месторождение
расположено на левом берегу р. Сухая Губерля, в 20 км западнее г. Гай, возле д. Ишкинино Оренбургская обл.. Оно приурочено к антиформе из трех тектонических пластин, сложенных ордовикскими и силурийскими серпентинитами, силурийскими и девонскими вулканогенными, вулканогенно-осадочными и осадочными породами. Оруденение, локализованное в крыльях антиформы, сопровождается зонами тальк-карбонатных метасоматитов.
Главные рудные минералы – пирротин, пирит, халькопирит; второстепенные – арсенопирит, кобальтин, герсдорфит, никелин, магнетит, хромит, пентландит, минералы группы линнеита, раммельсбергит, крутовит; редкие – самородное золото, леллингит, саффлорит, сфалерит, раклиджит [13, 25, 26].

Серпентиниты

Серпентиниты на рудных полях слагают крупные пластины и блоки мощностью до 200–400 м. Они осложнены субмеридиональными зонами меланжа, которые разделяют аподунитовые и апогарцбургитовые разности [13].
Серпентиниты представлены массивными и пятнистыми породами зеленого, темно-зеленого, темно-серого цветов. Текстуры пород однородные, местами мелкопятнистые, иногда с тонкими ветвящимися офитовыми прожилками.
Микроструктура решетчатая, петельчатая, реже пластинчатая. В апогарцбургитовых серпентинитах имеются темно-серые и зеленые реликты пироксена, замещенного баститом, с размером выделений от 2 до 8 мм, содержания которых иногда достигают 30%.
Местами они слегка карбонатизированы, иногда оталькованы и гематитизированы.
Вблизи даек габбро-диоритов появляются прожилки хризотил-асбеста мощностью до первых миллиметров.
Вторичные минералы, представленные приуроченным к трещинам тальком, карбонатами, бруситом и хлоритом, развиваются в виде мелких чешуек, зерен и налетов размером до 0.3 мм.
Акцессорная минерализация представлена хромитом, магнетитом и сульфидами с размером зерен до первых миллиметров.
Прогнозные ресурсы колчеданных руд на общую длину всех рудоносных зон в 2000 м определены К.Д. Субботиным [32] в количестве 1.1 млн. т. По данным А.П. Сидоренко [28], запасы разведанной части Восточной зоны на глубину 200 м по категории В + С1 + С2 составили: кобальта – 36.6 т при среднем содержании 0.033 мас. %, меди – 1165 т при среднем содержании 1.04 мас. %, серы – 31884 т при среднем содержании 28 мас. %.

Микроскопически серпентиниты имеют футляровидные (петельчатые) структуры, сложенные ?-лизардитом с характерными пылевидными окаймляющими вкраплениями магнетита, подчеркивающими петли лизардита, и антигоритом, образующим реликтовую полигонально-зернистую коробчатую структуру с размером коробочек (петель) до 2 мм, которые рассечены отдельными жилами хризотила и кальцита.
Выделения магнетита вокруг петель лизардита указывает на значительные процессы серпентинизации перидотитов [37].
Химизм серпентинитов Байгускаровского массива следующий:

железистость серпентинитов f = (2Fe2O3 + FeO)/(2Fe2O3 + FeO + MgO)

меняется от 0.08 до 0.10,

основность fm = (2Fe2O3 + FeO + MgO)/SiO2 варьирует от 1.59 до 1.81 [23].

Исследуемые пробы, отобранные нами из околорудных зон на рудных полях, показали значения железистости от 0.07 до 0.15 (среднее 0.09), основности – от 1.15 до 1.35 (среднее 1.23).
Химизм серпентинитов Ишкининского рудного поля несколько отличается: железистость серпентинитов варьирует от 0.09 до 0.17, основность меняется от 1.49 до 1.72 [7].
Железистость исследуемых образцов серпентинитов из рудных зон оказалась несколько выше и составила от 0.17 до 0.22 (среднее 0.19); основность составляет от 1.32 до 1.48 (среднее 1.39).
Максимальные значения основности соответствуют высоким значениям железистости, что связывается с влиянием колчеданного оруденения на серпентиниты.

Хромшпинелиды в серпентинитах Ивановского рудного поля развиваются в виде акцессорной вкрапленности, иногда в виде цепочечных агрегатов и шлировидных скоплений в серпентинитах. Размер зерен колеблется от 0.1 до 3 мм.
По морфологии выделены гипидиоморфные и ксеноморфные разности, реже отмечены идиоморфные кристаллы.
Наибольшим распространением пользуются ксеноморфные и округлые выделения.

Анализ химического состава хромшпинелидов Ивановского рудного поля из апогарцбургитовых серпентинитов выявил наличие трех интервалов колебаний хромистости (табл. 1): первый характеризуется хромистостью 66.15–68.74, второй – 73.60–74.45, и третий – 79.84–82.50.

Таблица 1. Средние составы хромшпинелидов из серпентинитов и тальк-карбонатных метасоматитов кобальт-медноколчеданных месторождений ГУРа (по [9] с дополнениями

Примечание. Хромшпинелиды из апогарцбургитовых серпентинитов (1–3, 5–7), аподунитовых серпентинитов(4, 8, 9), тальк-карбонатных метасоматитов (10). ?FeO = FeO + Fe2O3. N – число анализов. В скобках даны интервалы колебаний. Основные расчетные параметры: Cr# = 100Cr/(Cr + Al), Mg# = 100Mg/(Mg + Fe2+), Z Fe3+ – доля трехвалентного железа в R3+. Анализы выполнены на микрозондовом анализаторе JEOL JCXA-733 (Институт минералогии УрО РАН, аналитик И. Чурин).

Для хромшпинелидов из аподунитовых серпентинитов характерен интервал хромистости от 83.98 до 89.86 %. Доля Fe3+ для апогарцбургитовых серпентинитов достигает 5.65% в R3+, для аподунитовых серпентинтов – 4.05%. Содержания Mg2+ и Fe2+ изменяются в незначительных пределах.
Для хромшпинелидов из апогарцбургитовых серпентинитов магнезиальность изменяется от 34.10 до 59.50%, из аподунитовых – от 29.50 до 56.40%.
Концентрации TiO2 и MnO в хромшпинелидах апогарцбургитовых серпентинитов не превышают 0,75%, хромшпинелиды из аподунитовых серпентинитов характеризуются более низкими значениями этих компонентов, здесь содержания TiO2 не превышают 0.08 мас. %, а MnO – 0.48 мас. %.

Хромшпинелиды серпентинитов Ишкининского рудного поля установлены в виде акцессорной вкрапленности, реже, – как небольшие шлировидные скопления. Они образуют идиоморфные, гипидиоморфные, ксеноморфные и округлые кристаллы размером от 0.2 до 3 мм, часто подробленные.
Первые два типа характерны для аподунитовых серпентинитов, в апогарцбургитовых серпентинитах большим распространением пользуются округлые и ксеноморфные выделения.
Состав хромшпинелидов из апогарцбургитовых серпентинитов по соотношению Al2O3–TiO2 соответствует таковым из серпентинитов надсубдукционных зон [42]. Для них характерны три интервала хромистости (см. примечание к табл. 1): первый отмечен в пределах 63.22–65.00, второй – 70.13–73.74, третий – 77.60–80.48 (табл. 1).
Хромшпинелиды из аподунитовых серпентинитов имеют два интервала хромистости, соответствующие второму и третьему интервалу для апогарцбургитовых серпентинитов.
Содержания Fe3+ для хромшпинелидов из апогарцбургитовых серпентинитов изменяются незначительно и в среднем составляют 4.30%, а в хромшпинелидах из аподунитовых серпентинитов – 10.71%. Концентрации Fe2+ и Mg2+ также изменяются в незначительных пределах, но отличаются для серпентинитов различного происхождения.
Магнезиальность (табл. 1) гарцбургитовых хромшпинелидов меняется от 35.60 до 63.90%, дунитовых – от 40.10 до 59.90%. Причем уменьшение концентраций Mg2+ и увеличение Fe2+ в апогарцбургитовых серпентинитах отмечено в ряду от низкохромистых хромшпинелидов к высокохромистым, в хромшпинелидах из аподунитовых серпентинитов наблюдается обратная зависимость.
Содержание MnO и TiO2 в хромшпинелидах апогарцбургитовых и аподунитовых серпентинитов сходны и в среднем составляют 0.14% [9].

Тальк-карбонатные метасоматиты

Тальк-карбонатные метасоматиты исследуемых рудных полей представлены преимущественно тальк-карбонатными, карбонат-тальковыми породами с подчиненными телами талькитов, где количество талька превышает 90%.
Макроскопически породы имеют серые, светло-серые, серо-зеленые, темно-серые цвета, с матовым блеском, мылкие на ощупь. Иногда они рассечены светлыми жилками кальцита и кварца, мощностью до первых сантиметров, часто с сульфидной минерализацией.
Метасоматиты Ивановского рудного поля сложены преимущественно тальком (55–90 мас. %, среднее – 80 мас. %) и магнезитом (5–30 %, среднее – 13 мас. %) при незначительном содержании сидерита (0.5–11 мас. %, среднее – 6 мас. %), кальцита (0.5–5 мас. %, среднее – 2 мас. %), эпидота (0–7 мас. %, среднее – 2 мас. %), хлорита (<0.5 мас. %), доломита (<0.5 мас. %) и кварца (<0.5 мас. %).
В метасоматитах сохранились реликты “коробчатой” структуры серпентинитов, трассирующиеся магнетитовыми вкраплениями.
Тальк представлен игольчатыми и чешуйчатыми агрегатами длиной 0.03–0.3 мм в срастании с магнезитом, размер зерен которого 0.5–0.5 мм и другими карбонатами.
В метасоматитах по апогарцбургитовым разностям встречаются реликты пироксенов размером до 1.5 мм.
Метасоматиты рассечены жилками хлорита, кальцита и кварца мощностью от 0.5 до 15 мм. Часто жилки зональные – от центра к периферии уменьшаются размеры зерен кальцита, в центральной части достигая 0.5 мм. По краям жилки сложены микрозернистым доломитом в срастаниях с тальком.
Иногда встречаются жилки и пустоты, заполненные более поздним кварцем и цеолитами.
К акцессорным минералам относятся реликтовые хромиты <0.5 мас. % и магнетит 0.5–2 мас. %, содержание которых практически не изменяется при переходе из серпентинитов в тальк-карбонатные метасоматиты.
Хромиты представлены идиоморфными и гипидиоморфными зернами и кристаллами, часто раздробленными, размером от 0.1 до 2 мм.
Магнетит в породе распределен по граням реликтовых структур и равномерно в виде дисперсионной вкрапленности размером до 0.05–0.1 мм и отдельных кристаллов кубического габитуса размером до 0.5 мм.
Иногда встречается вкрапленность сульфидов <0.5 мас. %, представленная, главным образом, пиритом, в меньшей степени распространены халькопирит и пирротин, размеры индивидов достигают 1 мм.
В верхних частях зон метасоматитов установлены сульфидные жилки и цепочки зерен в трещинах, в которых отлагались типоморфные выносимые элементы – кобальт и никель.
На Ивановском рудном поле, на глубине 120–180 м, скважиной подсечены кварц-карбонат-эпидотовые жилы с кристаллами никелистого пирита, который слагает центры зональных кристаллов пирита и цепочками пентландита.
Сульфидная минерализация жил более поздняя по отношению к метасоматитам, что выражается в обрастании ими кристаллов карбоната. Она представлена двумя генерациями пирита: первый – с содержаниями As до 3% в единичных случаях до 15%, центральные части которого сложены никелистым пиритом с содержаниями Ni 16–20% (табл. 2); второй – практически без примесей Ni, Co и As.

Таблица 2. Состав сульфидов из приповерхностных участков метасоматических зон Ивановского месторождения

Примечание. Содержания элементов даны в мас. %. Анализы выполнены на микрозондовом анализаторе JEOL JCXA-733 (Институт минералогии УрО РАН, аналитик Е.И. Чурин).

В ассоциации с пиритом-I часто наблюдаются отдельные кристаллы халькопирита стехиометрического состава и пентландита, который развивается по трещинам в виде цепочек мелких кристаллов размером до 0.01 мм.
Содержание MgO при переходе серпентинитов в метасоматиты уменьшается c 35–38% до 28–32% (табл. 3).

Таблица 3. Химический состав серпентинитов и тальк-карбонатных метасоматитов Ивановского рудного поля, мас. %

Примечание. Анализы выполнены в лаборатории минералогии техногенеза и геоэкологии Института минералогии УрО РАН. Аналитик Т.В. Семенова.

Наблюдается тенденция увеличения содержаний SiO2 с 40–42% до 50–56%, что связано с привносом кремнекислоты гидротермальными растворами.
Содержания CaO незначительны (первые проценты) и практически остаются неизменными.
Интересен переход части железа в ряду серпентинит–метасоматит из трехвалентной фазы в двухвалентную, что говорит о его восстановлении при формировании тальк-карбонатных метасоматитов, вероятно, при образовании сидерита.
Содержания титана незначительны и практически не фиксируются.

Метасоматиты Ишкининского рудного поля представлены тальк-кальцитовыми и кальцит-тальковыми разностями с небольшими линзовидными телами талькитов. Сложены преимущественно тальком 32–61, среднее – 51 мас. %; кальцитом 10–50, среднее – 26 мас. %; с незначительным количеством магнезита 2–10, среднее – 6 мас. %; сидерита 1–7, среднее – 3 мас. %; доломита 3–7, среднее – 3 мас. %; хлорита 5–10%, эпидота <0.5% и кварца <0.5%.
Акцессорные минералы представлены реликтовыми хромитом <0.5% и магнетитом 1–4, среднее – 2 мас. %.

Карбонатизированные апогарцбургитовые серпентиниты образуют полосы шириной 10–30 м и протяженностью до 150 м. Нередко породы содержат реликтовые блоки серпентинитов поперечником 3–5 м.
Границы с серпентинитами нечеткие, зона перехода составляет 1–2 м. Крупные тела приурочены к контакту с перекрывающими аподунитовыми серпентинитами, более мелкие отмечаются в центральной и восточной частях зоны.
Породы зеленовато-серого цвета мелко- и среднезернистые, наследуют структурно-текстурные особенности серпентинитов.
Породы в основном сложены зернами кальцита размером 0.3–1.0 мм, в них присутствует незначительное количество талька, доломита и магнезита.

Метасоматиты отличаются более крупнозернистым карбонатом - кальцит и доломит и меньшим количеством талька, который развивается зонально.
Карбоната значительно больше, местами порода сплошь состоит из зерен карбоната размером от 0.05 до 3 мм, промежутки между которыми заполняет тальк.
Местами много хлорита, который развит в виде “прожилковых масс”, встречаются также повышенные содержания мелкодисперсных зерен магнетита и кристаллов хромита.
Петрохимические особенности метасоматитов Ишкининского рудного поля показывают увеличение содержаний СаО до 6–20% в ряду серпентинит–тальк-карбонатный метасоматит и значительное уменьшение MgO c 35–37% в серпентинитах, до 19–26% в метасоматитах (табл. 4), что связано с привносом Ca2+ и выносом Mg2+.

Таблица 4. Химический состав серпентинитов и тальк-карбонатных метасоматитов Ишкининского рудного поля, масс. %

Примечание. Анализы выполнены в лаборатории минералогии техногенеза и геоэкологии Института минералогии УрО РАН. Аналитик Т.В. Семенова.

Незначительное снижение суммарного Fe при метасоматозе, сопровождается переходом его из трехвалентного состояния в двухвалентное, аналогичное установленному на Ивановском месторождении.
Зафиксировано падение содержаний SiO2 с 37–40% до 28–34%, что значительно отличает их от метасоматитов Ивановского рудного поля, где избыток талька достигается за счет привноса кремнезема.

Хромшпинелиды из тальк-карбонатных метасоматитов Ишкининского месторождения по морфологическим особенностям соответствуют таковым из серпентинитов.
Размер зерен составляет 0.5–1 мм. По краям кристаллов часто наблюдаются каймы хроммагнетита и магнетита.
Восточная рудная зона богата хромшпинелидами, которые развиты в виде акцессорной вкрапленности и шлировых выделений.
Хромшпинелиды из тальк-карбонатных пород представлены высокохромистыми разностями, где хромистость меняется в интервале от 72.57 до 86.80% (табл. 1).
Концентрации Fe2+ и Mg2+ в хромшпинелидах метасоматитов аналогичны таковым из серпентинитов, некоторые отличия заключаются в более высокой магнезиальности первых, которая достигает 70.7%.
Содержания TiO2 достигают 0.6%.
Значительной особенностью хромшпинелидов из метасоматитов являются более высокие концентрации MnO (до 1.32%) [9].

Геохимическая характеристика

Серпентиниты характеризуются высокими содержаниями типоморфных элементов: Ni – средние содержания на Ивановском месторождении составляют 1620 ppm, на Ишкининском ~1440 ppm и Co ~ 77 ppm и ~102 ppm, соответственно (табл. 5, 6).

Таблица 5. Геохимическая характеристика серпентинитов и тальк-карбонатных метасоматитов Ивановского рудного поля

Примечание. Содержание элементов в г/т, н/о – не обнаружено. Стандарты: раствор индия, базальт BCR-2 (U.S. Geological Survey. Погрешность – 5–20 отн. % в зависимости от элемента). Анализы выполнены в ИГГ УрО РАН на приборе Perkin Elmer ELAN 9000B. Аналитик Д.Н. Киселева.

Таблица 6. Геохимическая характеристика метасоматитов Ишкининского кобальт-медноколчеданного месторождения

Примечание. Содержание элементов в г/т, н/о – не обнаружено. Стандарты: раствор индия, базальт BCR-2 (U.S. Geological Survey. Погрешность – 5–20 отн. %, в зависимости от элемента. Анализы выполнены в ИГГ УрО РАН на приборе Perkin Elmer ELAN 9000В. Аналитик Д.Н. Киселева.

При проработке серпентинитов гидротермальными растворами с формированием тальк-карбонатных метасоматитов происходит миграция большинства элементов. Имеются незначительные отличия в выносе и привносе компонентов на разных рудных полях, что обусловлено различными условиями формирования.

Рис. 1. Миграция элементов при тальк-карбонат-ном метасоматозе серпентинитов. Показана логарифмическая шкала отношений содержаний элементов и системе: серпентинит–метасоматит. Цифрами указано среднее содержание элемента в серпентините (г/т).

см. cv/рис. 1): значительный вынос Ni, Cu, Sc, Sb, Ba, Y и РЗЭ; незначительный вынос Co, Pb, Cd, Sr; привнос Mn, Mo.
Ишкининское рудное поле характеризуется выносом Cr, Co, Ni, Y, РЗЭ, незначительным выносом Sc, привносом Mn, Cu, Sb, Sr, незначительным привносом Pb, Cd.
Вынос Sr и Ba на Ивановском месторождении и привнос их на Ишкининском связан с привносом кальцита.

Обратная зависимость при сравнении двух месторождений наблюдается при образовании метасоматитов в миграции халькофильных элементов – Cu, Pb, Cd, Sb, в одном случае для которых зафиксирован привнос, а в другом – вынос. Вероятно, это связано с тем, что в гидротермальных процессах, характеризующихся окислительной средой, увеличивается растворимость Cu и Fe, подвижность же Zn наоборот падает [24].

Уменьшение содержаний Cu в ряду серпентинит – метасоматит может свидетельствовать о более окислительных и более близких к поверхности морского дна условиях формирования метасоматитов. Также о более близповерхностных условиях говорят повышенные (в 2 раза) концентрации Mn в метасоматитах Ишкининского месторождения относительно Ивановского, формирование которого происходит из гидротермальных растворов (смешанных с морской водой), в придонных условиях [30].

Вынос Cr на Ишкининском месторождении фиксируется минералогически в появлении в хромшпинелидах тальк-карбонатных пород хроммагнетитовых и магнетитовых кайм и сетчатых жилок в кристаллах. По результатам микрозондового анализа установлено уменьшение в составе хромшпинелидов Cr2O3 c 62 до 53% [38].
Освободившийся хром, вероятно, частично связывается в тальке, а частично выносится растворами [27], результатом действия которых могут являться листвениты с фукситом, установленные на рудном поле.
В метасоматитах Ивановского месторождения такого процесса не наблюдается.
Зафиксирован значительный вынос Ni и Co из серпентинитов при преобразовании их в метасоматиты. Вынос более значителен в метасоматитах Ишкининского месторождения, где содержание Ni при переходе серпентинит–метасоматит уменьшается, в среднем,с 4050 г/м3 до 2985 г/м3, что составляет 26%, а Co – c 288 г/м3 до 234 г/м3, что составляет 19%.
В метасоматитах Ивановского месторождения содержание Ni, в среднем, падает с 4570 г/м3 до 3520 г/м3 = около 23%, а Co – с 217 г/м3 до 197 г/м3 = около 9%.
Содержание никеля в среднем уменьшается на 20–30%, а кобальта – на 10–20%, что свидетельствует о возможности формирования кобальт- и никельсодержащей минерализации в сульфидных рудах в субмаринных условиях за счет выноса металлов из серпентинитов. Это подтверждается наличием жил кобальтовых, никелевых и кобальт-никельсодержащих сульфидов в верхней части разрезов месторождений.

Ni и Co, вынесенные из серпентинитов, отлагаются в пентландит- и кобальтинсодержащих сульфидных жилках в верхних, придонных частях тальк-карбонатных пород. На Ивановском месторождении зафиксированы маломощные карбонатные и сульфидные жилки, сложенные никелистым пиритом и пентландитом, а также цепочки пентландита по трещинам в метасоматитах.
На Ишкининском месторождении жилки имеют мощность от 1 до 5 см, строение их зональное по распределению сульфидов и карбонатов.

Термобарогеохимические исследования карбонатных жил Ишкининского месторождения показали, что в их формировании активное участие принимали гидротермальные растворы с относительно невысокими концентрациями солей, близкими солености морской воды. В составе гидротерм с температурами 120–160 и 100–120°С отмечается явное преобладание NaCl. В отдельных включениях зафиксировано наличие незначительных примесей KCl и высокие концентрации солей 18,3–19,8 мас. % NaCl-экв. Эти растворы обогащены углекислотой, имеют температуры гомогенизации 140–170°С и формировались при давлении 300–350 бар [40].

Суммарные содержания РЗЭ и Y в серпентинитах Ивановского месторождения, в среднем, достигают 8 г/т, в серпентинитах Ишкининского месторождения – 5.5 г/т, что значительно меньше аналогичных содержаний в хондритах [4].
Повышенные содержания La наблюдаются в метасоматитах Ишкининского месторождения, что, вероятно, связано с его большим сродством с Ca в кальците, чем с Mg в магнезите.

При метасоматозе серпентинитов происходит вынос большинства редкоземельных элементов и их слабое фракционирование, приводящее к уменьшению тяжелых лантаноидов относительно легких, что связано с их подвижностью в щелочной среде и выносом в виде карбонатных комплексов [45]. Падение содержаний, в среднем, составляет для Ивановского месторождения до 4.2 г/т = 42%, Ишкининского – до 3.3 г/т = 40%.

Тренды распределения РЗЭ для серпентинитов и метасоматитов очень схожи, различия наблюдаются лишь в области легких лантаноидов, что связано с минералогическим различием карбонатов в метасоматитах разных рудных полей (рис. 2).

Рис. 2. Вариации состава редкоземельных элементов в ультрамафитах Главного Уральского разлома.
1 – неизмененные гарцбургиты Кемпирсайского массива [35], 2 – серпентиниты Байгускаровского массива (Ивановское месторождение), 3 – тальк-карбонатные метасоматиты Байгускаровского массива (Ивановское месторождение), 4 – серпентиниты Ишкининского массива, 5 – тальк-карбонатные метасоматиты Ишкининского массива. Содержания нормированы по хондриту [4].

В породах наблюдается незначительная положительная Eu аномалия, и очень слабая – Ce. В метасоматитах Ивановского месторождения происходит некоторое обеднение тяжелыми лантаноидами.
В аналогичных породах Ишкининского месторождения, наоборот, происходит увеличение тяжелых лантаноидов.
В целом, тенденции содержаний редкоземельных элементов обоих месторождений и их выноса сходны, что показывает общность процессов их формирования.
Исследования изотопов углерода13С/12С в кальците из метасоматитов, шлировых включений кальцита в руде и офикальцитах, показывают сходные отношения содержаний, лежащие в интервале 7.8–10.8l (относительно PDB), что соответствует гидротермальным образованиям [3].

Обсуждение результатов

Ишкининское и Ивановское месторождения характеризуются сходными геодинамическими, геологическими условиями образования и зональностью метасоматитов, залегающих в рудных зонах. Однако каждое из них имеет индивидуальные особенности, обусловленные специфическими физико-химическими условиями минералообразования.
Тальк-карбонатные метасоматиты Ивановского рудного поля имеют преимущественно магнезит-тальковый состав, метасоматиты Ишкининского – преимущественно тальк-кальцитовый состав. Химизм процесса образования метасоматитов мог определяться тем, что рудоформирующий гидротермальный раствор, обогащенный ионами Н+, проходя сквозь вмещающие породы офиолитовой ассоциации, освобождал из серпентинитов ионы Mg2+, из базальтов – Ca2+, Fe2+, Cu 2+, Mn2+ и др.
Сквозь трещины, часто связанные с более ранними интрузиями даек габбро, растворы проникали к поверхности морского дна где формировали колчеданное оруденение (рис. 10).


Рис. 10. Схема химических реакций, проходящих при циркуляции морской воды в сети трещин с выходами высоко- и среднетемпературного флюида на морское дно (по [22] с дополнениями).

По пути, при воздействии CO2 и SiO2, в ослабленных зонах формировались тальк-карбонатные метасоматиты по реакции:

2Mg3Si2O5(OH)4 + 6H+ + 3CO32 – > Mg3Si4O10(OH)2 + 3MgCO3 + 6H2O

В процессе метасоматоза серпентин переходит в тальк в результате привноса кремнезема, выносимого из базальтов [22].
“Кислые” условия формирования магнезита обусловлены тем, что при больших давлениях и температурах значения pH нейтральной среды смещаются в меньшую сторону [8].
Различия в карбонатном составе метасоматитов, возможно, обусловлены разными физико-химическими условиями формирования зон метасоматитов, что также отражается в их халькофильной геохимической специфике.
Вероятно, условия отложения магнезитовых метасоматитов, являются более глубинными по отношению к поверхности дна, чем метасоматитов с преобладанием кальцита, что также косвенно подтверждается геохимическими особенностями: относительно повышенным содержанием Mn и Zn и пониженным – Cu.

Сходный характер месторождений позволяет оценить масштабы миграции и ее значимость в формировании кобальт-медноколчеданного оруденения. На примере Ивановского и Ишкининского месторождений подсчитано, что с 1 м3 серпентинита при переходе в метасоматит, в среднем, освобождается около 1 кг Ni и 50 г Co.
Значительные отличия в отношениях количества выносимых компонентов, в которых Ni преобладает над Co в 20–50 раз, и отношениях содержаний в рудах, для которых характерны значения Co/Ni ? 1, могут объясняться различием в геохимическом поведении ионов Ni2+ и Co3+, кларковое отношение которых составляет 0.31–0.34 [21].

Влияние выноса Со и Ni на формирование оруденения косвенно подтверждается повышенными концентрациями данных элементов в современных гидротермальных растворах срединно- океанических хребтов, расположенных на ультрамафитах. Так на гидротермальном поле Рейнбоу (САХ), концентрации Ni достигают 0.13–0.19 мкМ/кг, а Co – до 7.5 мкМ/кг, причем значения на гидротермальных полях в базальтах на порядок ниже [5].
На гидротермальном поле Лост-Сити содержания Ni лежат в пределах 0.064–1.26 мкМ/кг, Co – 0.14–0.16 [21].
Источником металлов на этих рудных полях являются гипербазиты, что подтверждается близкими изотопными соотношениями свинца в рудах и вмещающих серпентинитах и их различием в базальтах [21].
Кроме того, различия в минералого-геохимических особенностях метасоматитов могут быть обусловлены многоэтапностью процессов на месторождениях Главного Уральского разлома с постепенной эволюцией рудного флюида. Минералы никеля отлагались на более низких уровнях, чем минералы кобальта, содержание которых в массивных рудах значительно больше, чем в прожилково-вкрапленных.
Вынос этих элементов проходил в несколько стадий характеризующихся своими физико-химическими условиями при эволюции гидротермального флюида, который зафиксирован на современных гидротермальных полях в срединно-океанических хребтах.
На гидротермальном поле Лост-Сити, известном своими гидротермальными карбонатными постройками на ультрамафитовом субстрате, гидротермальный раствор при выходе на поверхность морского дна имеет pH 9.0–9.9 и температуры – 40–75°C, что значительно отличает его от других гидротермальных полей на ультрамафитах (Рейнбоу, Логачев) с характерной сульфидной минерализацией, где pH раствора меньше 3.5 и температуры достигают 350°C.
Эти различия связаны с преобразованием горячего глубинного раствора в верхних частях морского дна, где флюид, потерявший большую часть металлов в интенсивно подробленных породах, смешивается с морской водой и в результате водородной сульфат-редукции термофильных микроорганизмов подщелачивает раствор [20]. Не исключено, что аналогичные процессы эволюции могут протекать и единовременно, в пределах одного гидротермального поля на его периферии, вследствие остывания при смешивании с морской водой.

Более низкотемпературные остаточные гидротермы, при выходе на поверхность морского дна приводили к формированию у устьев этих источников офикальцитовых брекчий, зафиксированных на колчеданных рудных полях в ультрамафитах Главного Уральского разлома, аналогами которых, вероятно, и являются карбонатные постройки Лост-Сити [43].
Термодинамические расчеты изменения при серпентинизации перидотитов, проведенные Г.А. Третьяковым и И.Ю. Мелекесцевой [34] показали, что при формировании серпентинтов также уменьшается количество Ni и Co, которые могли отлагаться в виде кобальт-никелевых минералов в рудах первого этапа.
Продолжение этого более высокотемпературного гидротермального процесса изменения выражается в формировании тальк-карбонатных метасоматитов.
Исходя из полученных авторами и опубликованных раннее данных, можно выделить несколько этапов формирования и преобразования колчеданных руд в ультрамафитах, характеризующихся несколькими сменами окислительно-восстановительных условий:

1. Co-Ni ранний этап – связан с выносом Co и Ni из перидотитов при автометасоматических процессах серпентинизации ультрамафитов морской водой [37]. Не приводил к значительному рудоотложению. Формировалась устойчивая равновесная ассоциация: хризотил + магнетит + хро- мит.
2. Co-Ni поздний этап – приводил к мобилизации кобальт- и никельсодержащих комплексов из серпентинитов при метасоматозе, которые на верхних уровнях формировали рудные минералы. Вероятно, является более ранним по отношению к основному рудоотложению, что зафиксировано в морфологии кристаллов пирита, содержащих повышенные концентрации Ni в центральных частях. На этом этапе началось формирование тел тальк-карбонатных метасоматитов, вдоль трещинных зон.
Серпентин преобразовывался в тальк, магнезит и брусит с освобождением ряда компонентов.
3. Cu-Fe этап – основной этап, который шел близко-одновременно со вторым этапом. Cu и Fe, содержащиеся в гидротермальном флюиде, извлекались из базальтоидов на более низких уровнях, что приводило к формированию основных колчеданных залежей месторождения. Продолжается формирование метасоматитов, с дополнительным привносом кальцита. Характеризуется несколькими сменами окислительно-восстановительных условий. Так, на Ишкининском месторождении зафиксирована более восстановительная среда, о чем также свидетельствует то, что значительная часть железа осаждается в виде пирротина и выносится Zn. 4. Коллизионный Ni - As этап – связан с ремобилизацией растворов при процессах коллизии [13] и вероятно, приводил к перераспределению вещества в рудных телах. Предварительный расчет возможного извлеченного количества кобальта и никеля из сохранившихся фрагментов метасоматических зон на глубину 100 м, показал сопоставимость результатов с прогнозными ресурсами данных металлов по данным геологоразведочных работ.