В. В. Мурзин¹, И. В. Викентьев²

1– Институт геологии и геохимии УрО РАН, г. Екатеринбург

murzin@igg.uran.ru

2 – Институт геологии рудных месторождений,

минералогии и петрографии РАН, г. Москва

 

 

Пышминско-Ключевское месторождение расположено в 18 км к северу от Екатеринбурга и является самым известным месторождением сульфидных медно-кобальтовых руд на Урале. Несмотря на длительный период его отработки (1854–1976 гг.) и разноплановых исследований, у специалистов не сложилось единого мнения о происхождении руд. Имеющиеся сведения по геологическому строению и рудным залежам месторождения публиковались преимущественно в период 1940–1975 гг. Настоящая статья является обзором работ, выполненных производственными и научными организациями в последние годы.

 

Месторождение залегает в субмеридиональной полосе рассланцованных вулканогенно-осадочных пород, которая рассматривается как северный фрагмент Присакмарской металлогенической зоны [9]. К объектам с близкими типами руд относятся месторождения Маукское, Ишкининское, Ивановское, Дергамышское, Арамильское [4].

Рудное поле, имеющее размеры 0.5×3 км, с запада ограничено интрузиями габбро, а с востока – телом серпентинитов, локализованным в зоне Верх-Исетского глубинного разлома (рис.). Рудные тела жило- и плитообразной формы сложены сплошными и вкрапленными сульфидными рудами; первые преобладают в центральной части зон рассланцевания, вторые – в их контактах [5]. Длина тел по простиранию от 10 до 470 м, по падению – от 20 до 840 м, по мощности – от 0.2 до 8.6 м. Фиксируется многообразие текстурных разновидностей руд – жильная, линзовидная, параллельно-прожилковая, плойчатая и струйчато-вкрапленная. С глубиной тела жильного типа сменяются вкрапленными разностями.

Околорудные метасоматиты представлены пропилитами и лиственитами. Первые в виде линейных субмеридиональных зон развиты на всей площади месторождения, затухая вместе с выклиниванием медно-кобальтового оруденения. Листвениты развиты на южном фланге и южнее месторождения, где они сопровождают золотоносные кварцевые жилы.

Для пропилитов характерен парагенезис биотита с актинолитом, часто в ассоциации с эпидотом и альбитом [10]. В них нередко локализуются жилы массивного магнетита и магнетит-халькопирит-пирротиновая минерализация. Для пропилитов высоко- и среднетемпературной фации характерен парагенезис железо-магнезиального хлорита первой генерации, кварца и карбоната, развивающихся по актинолиту и биотиту. В них обычно локализуются пирит-халькопиритовые руды. По мнению А. И. Щербака, пропилиты и листвениты являются одноэтапными разнотемпературными образованиями, сформированными в два цикла с незначительным перерывом во времени [10]. По В. Н.Сазонову [8], собственно медно-кобальтовая минерализация связана с пропилитами актинолит-эпидотовой и, в меньшей степени, серицит-хлоритовой фаций. Березиты-листвениты являются более молодыми метасоматическими образованиями, нежели пропилиты и сопровождают золотоносные кварцевые жилы.

 

На месторождении выделяются следующие типы руд: пиритовые кобальтоносные, халькопиритовые, халькопирит-пиритовые и пирротиновые (медно-никель-кобальтовые). Кроме того, в рудах месторождения широко распространен магнетит, содержание которого иногда достигает 50–60 % от общего объема рудной массы [5].

В составе руд присутствуют (%): кобальт – 0.01–0.34 % (среднее 0.028) и никель 0.1-0.3 % [4, 5]. Соотношения Ni/Co составляют от 4–7 [9] до 3–4 [4]. Л. А. Бахмутовым [1] отмечено, что в восточной части рудной зоны при приближении к ультрабазитам увеличиваются концентрации никеля и кобальта. Средние содержания меди уменьшаются с глубиной с 8 до 0.6 % [4]. Из материалов по подсчету запасов на начало 1960-х гг. установлено понижение содержаний золота (0.8–1.6 г/т) и повышение содержаний серебра (8.5–13.5 г/т) с южного на северный фланг рудного поля. Есть информация о наличии платиноидов до 2.86 г/т [4] и 8.2 г/т платины в пирротине [5].

 

В результате ранее проведенных исследований руд [5, 7] выявлены и описаны следующие рудные минералы: главные – пирит, халькопирит, магнетит и пирротин; второстепенные – кобальтин, халькопирротин, кубанит, валлериит, пентландит, линнеит, молибденит, гематит; редкие – никелин, миллерит, бравоит, ильменит, мушкетовит, золото, сфалерит. Современное изучение руд с применением рентгеноспектрального микроанализа расширило список рудных минералов. Н. И. Ереминым с соавторами [2] установлены кобальтпентландит, макинавит и кобальтовый макинавит, зигенит, линнеит, миллерит,

 

Пиритобразует: 1) зернистые агрегаты в составе пиритовых руд массивной, пятнистой или полосчатой текстуры с размерами отдельных зерен до 5–7 мм, часто раздробленных и сцементированных халькопиритом или пирротином; 2) порфировые выделения в пирротине или среди мелкозернистого пирита; 3) крупные пентагондодекаэдрические или кубические кристаллы размером до 3–4 см в нерудной массе, часто – в карбонате; 4) пентагондодекаэдрические кристаллы на стенках полостей; 5) мелкие выделения или тонкие прожилки в магнетите; 6) “пористый” пирит ячеистой текстуры, часто ассоциирующий с обычными кристаллами пирита, пирротином, сульфидами никеля (наиболее распространен в северной части жилы 845); 7) шестоватый пирит – агрегаты кристаллов размером до 2–3 мм, ориентированных в одном направлении. А. П. Наседкиным [7] среди пористого пирита отмечаются участки колломорфного строения, а также все стадии перекристаллизации пористого пирита в идиоморфные зерна, очищенные от включений нерудных минералов.

Халькопирит наблюдается в виде: 1) массы, цементирующей дробленые пирит, магнетит и нерудные минералы; 2) прожилков сплошных масс мощностью до 10–20 см; 3) мономинеральных пропластков в лежачем боку Восточной жилы, микроструктура которых, в отличие от первых двух типов, характеризуется полисинтетическим двойникованием зерен размером 0.05–0.1 мм; 4) эмульсионных включений в магнетите и пирите; 5) субграфических срастаний с пирротином.

Широко развито замещение халькопирита нерудными минералами – кварцем, карбонатом, биотитом и хлоритом. Кубанит отмечен в пластинчатых структурах распада твердого раствора халькопирит-кубанит.

Пирротин наиболее распространен в рудной зоне 845, где встречаются сплошные пирротиновые руды с примесью халькопирита и пентландита (образует вростки в форме пятен, петель и прожилков). Отмечаются прожилки пирротина, секущие пирит, а также замещение пирротина пиритом [7]. Халькопирротинотмечен в виде включений в магнетите. При близкой к пирротину оптике он изотропен [7].

Магнетит образует: 1) корродированные и раздробленные зерна с эмульсиевидными включениями халькопирита, халькопирротина и кубанита; 2) идиоморфные мелкие кристаллы; 3) псевдоморфозы магнетита по гематиту [7].

Молибденитассоциирует с магнетитом и наблюдается в виде тонких примазок в хлоритовых сланцах или прожилков мощностью до 5 мм (совместно с карбонатом) в сульфидно-магнетитовых рудах (жилы Покровская, Западная, 845, Владимирская).

Валлериит образует веретенообразные выделения, приуроченные к трещинам, встречается среди халькопирита и кубанита, с независимой от пластинок кубанита ориентировкой.

Пентландит обнаруживается в виде отдельных зерен размером до 1 мм среди агрегатов пирротина или присутствует в последнем в виде мелких пламеневидных, каплевидных включений. Он замещается с периферии и по трещинам бравоитом.

Кобальтин образует сложные срастания с пиритом, часто окаймляя его зерна. По трещинкам спайности кобальтина наблюдается развитие нерудных минералов и халькопирита.

Палладийсодержащий мелонитсодержит 0.39–1.80 мас. % Pd и до 1 мас. % Co и Ag. С мелонитом, обнаруженным в пирит-халькопиритовых рудах, ассоциирует гессит, который образует тонкие каймы на зернах мелонита, реже образует самостоятельные выделения [2].

Аргентопентландит, а также замещающий его Ni–Co-содержащийтроилит (до 7.4 % Ni и до 2.7 % Со) установлен в халькопирит-пирротиновых рудах [6]. Аргентопентландит образует кристаллические выделения в халькопирите или является продуктом распада богатого серебром пентландитового твердого раствора. Троилит широко развит также в виде тонких пластиночек как низкотемпературный продукт распада халькопирита. Наиболее вероятно, что ранее его принимали за валлериит.

Микрогеохимические особенности минералов установлены в результате рентгеноспектрального микроанализа: содержания кобальта варьируют в пирите от 0.02 до 0.16 мас. %, в магнетите от 0.12 до 0.50 мас. %, в халькопирите от 0.09 до 0.38 мас. %, в пентландите 0.2–1.0 мас. % и кобальтпентландите до 30 мас. %, в макинавите 6–7 % [2].

Ураноносность. Установлено, что почти все рудные зоны обладают повышенной ураноносностью [10], но наиболее богатая урановая минерализация проявлена в южной части 859 зоны, где установлены уранинит, урановая чернь и ортит. Уранинит в количествах до 1.5 % ассоциирует с магнетитом и, реже, с молибденитом. Авторы предполагают, что урановая минерализация с магнетитом, хлоритом и апатитом несколько предшествовала сульфидам. Приводятся также данные о мезозойском возрасте урановой минерализации месторождения – 220– 240 млн лет [3].

 

Минералогическая зональность месторождения: в направлении с севера на юг закономерно уменьшается встречаемость халькопирита, пирротина, магнетита, валлериита, пентландита и кубанита, а к югу увеличивается встречаемость молибденита. Также отмечена приуроченность к наиболее глубоким горизонтам месторождения молибденита и кобальтина [7].

Отложение рудных минералов происходило в три стадии: 1 – магнетит первой генерации и основная масса пористого колломорфного пирита; 2 – халькопирит, кубанит, валлериит, пирротин, пентландит и линнеит; 3 – кобальтин с пиритом третьей генерации, магнетит второй генерации и молибденит. Локализация кобальтина в виде рудных столбов в пределах Ново-Западной зоны при редкой встречаемости его в других зонах, пересечение прожилками кобальтина массивных пиритовых руд, обрастание им зерен пирита и ассоциация с молибденитом свидетельствуют, по мнению А. П. Наседкина, о более позднем возрасте арсенидной минерализации, которая вместе с магнетитом третьей генерации формируется в обособленную стадию.

Авторами установлен широкий температурный диапазон формирования пирротин-халькопиритовых руд и ассоциирующих с ними метасоматитов. Рудообразование начинается при температуре более 500 °С с отложения магнетита, халькопиритового, пирротинового и пентландитового твердых растворов в ассоциации с актинолитом, тремолитом, биотитом, альбитом и эпидотом. Основная масса руд – пирит, гексагональный пирротин и халькопирит в ассоциации с актинолитом и железистым хлоритом – формировалась при снижении температуры до 350 °С. Формирование руд завершается при еще более низкой температуре (250 °С и ниже) отложением моноклинного пирротина, халькопирита, кобальтсодержащего пирита, кобальтина в ассоциации с кварцем, карбонатом и хлоритом. Температурными реперами процесса рудоотложения являются признаки присутствия высокосернистого гексагонального пирротина (более 500 °С) и ассоциация пирита с гексагональным промежуточным пирротином – 350–400 °С, оцененных по железистости гексагонального пирротина (N_FeS = 0.941–0.946 по величине d₁₀₂).

Исследования проводились при финансовой поддержке РФФИ (03-05-65005).

 

Литература