Olivine and Cr-spinel from the Noril'sk-1 deposit: compositions and petrological implications.pdf Введение В Норильско-Талнахском рудном районе (далее -Норильский район) Сибирской Пермо-Триасовой LIP (250-230 млн лет [Ivanov et al., 2013]) сосредоточены крупные и сверхкрупные месторождения Cu, Ni и элементов платиновой группы (ЭПГ). Эти месторождения вмещаются интрузиями Норильского комплекса, или «интрузиями Норильского типа», - ультрамафит-мафитиовыми дифференцированными магматическими телами сложной формы, состав пород в которых варьирует от пикритовых габбродолеритов и троктолитов до лейкогаббро и габбро-диоритов. ЭПГ-Cu-Ni руды интрузий Норильского типа делятся на: (1) массивные сульфидные залежи в придонных частях интрузий; (2) богатую сульфидную вкрапленность в оливиновых и пикритовых породах нижних частей интрузий; (3) сульфид-содержащие, богатые хромитом ассоциации с аномально высоким отношением ЭПГ/Си-№-сульфиды (малосульфидные руды), напоминающие рифы интрузий Бушвельд и Стиллуотер [Служеникин и др., 1994] в верхних эндоконтакто-вых зонах. Как предполагается, интрузии Норильского типа генетически связаны с трапповыми базальтами Норильского района и образовались в ходе эволюции трапповых магм и их взаимодействия с породами осадочного чехла [Li, Ripley, Naldrett, 2009; Naldrett et al., 1992; Ryabov, Shevko, Gora, 2014; Урванцев, 1972]. Конкретные параметры родоначальных магм для интрузий Норильского типа и физико-химические условия их кристаллизации являются предметом дискуссий. Так, была предложена теория, согласно которой эти интрузии являлись проточными камерами, в которых из расплавов, комагматичных толе-итовым базальтам Надеждинской, Моронговской и Мокулаевской свит, в течение длительного времени отделялась сульфидная жидкость, богатая Cu, Ni и ЭПГ [Li, Ripley, Naldrett, 2009; Lightfoot, Keays, 2005; Naldrett et al., 1992; Радько, 1991, 2016]. Тем не менее некоторые исследования доказывают, что интрузии Норильского типа формировались в несколько этапов в интервале 265-230 млн лет [Malitch et al., 2012], и в эффузивной последовательности Норильского района в действительности нет пород, однозначно комагматичных интрузиям Норильского типа [Krivolutskaya, 2016; Latypov, 2007]. Таким образом, задача определения состава и условий кристаллизации магм, сформировавших интрузии Норильского типа, до сих пор актуальна. Определение параметров родоначальной магмы и физико-химических условий ее кристаллизации основывается главным образом на химическом составе пород. Однако при изучении петрологии сложных интрузивных образований валовые геохимические данные часто являются недостаточными и требуется привлечение других методов, позволяющих исследовать ранние этапы кристаллизации магмы, -например изучение состава раннемагматических фаз. В данной работе в качестве таких петрологических индикаторов мы исследуем состав оливина, хром-шпинели и их равновесной пары из пород, вмещающих вкрапленные сульфидный и малосульфидный (МС) типы оруденения интрузии Норильск-1, а также из пород Талнахской рудоносной интрузии. Мы рассматриваем проблему посткристаллизационного переуравновешения этих минералов между собой и средой кристаллизации, сравниваем составы оливина и хромшпинели во вкрапленных сульфидных рудах, МС-горизонте и вулканических породах Норильского района и оцениваем окислительно-восстановительные условия формирования малосульфидных и вкрапленных сульфидных руд в интрузии Норильск-1. Геологическая характеристика В Норильско-Талнахском рудном районе, расположенном на северо-западной окраине Сибирской платформы, на ее стыке с Тунгусской синеклизой и Енисей-Хатангским прогибом, широко развиты проявления пермо-триасового траппового магматизма, представленные близповерхностными (главным образом силлообразными) интрузиями и мощной толщей базальтов. Толща базальтов перекрывает верхнепермские осадочные породы и состоит из следующих свит: ивакинской, сыверминской, гудчихинской, хаканчанской, туклонской, надеждинской, моронгов-ской, мокулаевской, хараелахской, кумгинской и самоедской. Среди этой последовательности выделяется высокотитанистая (TiO2 > 2-3 %) серия, включающая ивакинскую, сыверминскую и гудчихинскую свиты, в то время как вышележащие формации сложены в основном низкотитанистыми (TiO2 < 1 %) толеитами [Krivolutskaya et al., 2018]. Из представленных в Норильском районе эффузивных свит только гудчихинская состоит из высокомагнезиаль-ных пород с фенокристами оливина и хромшпине-лью. Также эти минералы типичны для отдельных «лавовых озер» в туклонской и надеждинской свитах и встречаются в виде редких фенокристов в толеитах мокулаевской свиты. Среди множества интрузий Норильского района только несколько, выделяемых в так называемый Норильский интрузивный комплекс (или интрузии Норильского типа), содержит промышленные месторождения Cu, Ni и ЭПГ. Эти интрузии вмещаются палеозойскими осадочными толщами чехла Сибирской платформы: мелкозернистыми терригенными породами, углистыми сланцами, морскими карбонатными отложениями и эвапоритами [Distler, Kunilov, 1994; Krivolutskaya, 2016; Likhachev, 1994; Ryabov, Shevko, Gora, 2014; Налдретт, 2003; Туровцев, 2003], а также прорывают трапповые базальты до надеждинской и, вероятно, моронговской свит [Krivolutskaya, 2016]. В составе интрузий Норильского типа выделяется, как правило, три основных зоны, сложенных породами, называемыми габбродолеритами (полнокристаллическая мелкозернистая основная порода габбрового состава с офитовой структурой) [Distler et al., 1999; Ryabov, Shevko, Gora, 2014] (рис. 1, 2). Нижняя зона образована безрудными контактовыми габбродолеритами и неоднородно-текстурными (так-ситовыми) габбродолеритами с вкрапленной сульфидной минерализацией. Главная дифференцирова-ная зона состоит из последовательности от рудных пикритовых габбродолеритов через минерализованные оливиновые и безоливиновые габбродолериты до слабоминерализованных габбро-диоритов. Верхняя зона (верхняя эндоконтактовая зона, ВЭЗ) образована горизонтами лейкогаббро, пикритовыми, таксито-выми и оливиновыми габбродолеритами, магматической брекчией и контактовыми габбродолеритами. Богатые вкрапленные руды приурочены в основном к пикритовым и такситовым габбродолеритам нижней части интрузий, а малосульфидные руды чаще всего встречаются среди лейкогаббро, пикритовых и такситовых габбродолеритов ВЭЗ, часто аномально богатых хромшпинелидов [Служеникин и др., 1994]. Ассоциация пород, вмещающих малосульфидные руды, прослеживается по простиранию интрузий и называется малосульфидным горизонтом (МС-горизонтом). Образцы и методы Для исследования использовались оливин- и хромит-содержащие образцы вкрапленных сульфидных и малосульфидных руд интрузии Норильск-1. Образцы отбирались из открытой выработки (карьер Медвежий ручей) и из кернов скважин МС24 (МС-оруде-нение) и РН265 (вкрапленное сульфидное оруденение) (рис. 2). Кроме этого, в работе использованы образцы пикробазальтов гудчихинской свиты, отобранные из коренных обнажений в бассейне р. Южный Икэн (N 69,7966°, E 90,1237°) (см. рис. 1, а). Петрографическое и минералогическое исследование проводилось при помощи бинокуляра и оптического микроскопа Carl Zeiss A1 в шлифованных штуфах и полированных шлифах и на электронно-сканирующих микроскопах Tescan Mira 3 LMU (Oxford INCA Energy XMax 80 detector) и JEOL JSM 1650 LV (Центр Коллективного Пользования ИГМ СО РАН) в полированных шлифах и аншлифах. Для количественного анализа оливина и хромшпинели использовался электронно-зондовый микроанализ (JEOL JXA-8320 и JEOL JXA-8100; ЦКП ИГМ СО РАН). Карьер Медвежий ручей Скважина МС-24 Kharaelakh trough Ось интрузии Norilsk trough Norilsk 1 / Место отбора образцов (Медвежий ручей) . Интрузии Норильского типа: 1) Норильск-1; 2) Талнах; 3) Хараелах Условные обозначения: Вулканиты Сибирской LIP (Р3-Т) Терригенные породы с углистыми прослоями (С3-Р2) Палеозойские карбонатно-терригенные породы Мезо-кайнозойские осадочные породы Разрывные нарушения Водоемы Залежи массивных сульфидных руд Силлы трахидолеритов Разрез интрузии Норильск-1: Породы, вмещающие МС-оруденение Верхняя зона: магматическая брекчия Верхняя зона: лейкократовые габбро Основная зона: слабоминерализованнные офитовые габбро (габбродолериты) Основная и нижняя зона: оливиновые, такситовые и пикритовые габбродолериты с вкрапленной сульфидной минерализацией Рис. 1. Интрузия Норильск-1 в структуре Норильского района Сибирской LIP (a) Геологическая карта Норильско-Талнахского рудного узла и прилегающих территорий: по данным [Струнин и др., 1994], красным квадратом показано место отбора гудчихинских пикробазальтов (B20104, р. Южный Икэн); (b) проекция интрузии Норильск-1 по данным бурения [Служеникин и др., 1994] c местами пробоотбора; (c) схематический разрез интрузии Норильск-1 в районе карьера Медвежий ручей [Duzhikov et al., 1992; Иванов и др., 1971] Fig. 1. Noril'sk-1 intrusion in the structure of the Noril'sk region (Siberian LIP) (a) Geological map of the Noril'sk-Talnakh ore junction and adjacent areas: after [Strunin et al., 1994], red rectangle marks the sampling location of the Gudchikhinskiy basalts (B20104, Southern Iken river) (b) projection of the Noril'sk-1 intrusion on the surface based on the drilling data [Sluzhenikin et al., 1994] with the sampling locations, (c) schematic cross-section of the Noril'sk-1 intrusion in the area of the Medvezhiy Ruchey open pit [Duzhikov et al., 1992; Ivanov et al., 1971] Породы Контактово-метаморфические породы по осадочным и вулканическим толщам Контактовые г-д, магматическая брекчия Лейкогаббро, такситовые, троктолитовые и пикритовые г-д Безоливиновые г-д, габбро-диориты, призматически-зернистые г-д Безоливиновые и оливин-содержащие г-д Оливиновые г-д Оливин-флогопитовые г-д Пикритовые г-д, троктолиты Такситовые г-д Безоливиновые г-д, контактовые г-д Контактово-метаморфические, метасоматические и осадочные породы Фрагменты скважин с глубинами образцов 4 RN265-707.0 N19-11-4 ° MR-4 MR-8 MR-9 MR-14 MR-20 MR-30 MR-31 N19-10-1 В16284 RN265-721.0 RN265-723.0 RN265-724.0 RN265-725.0 i >RN265-735.0 J 737.0 ^,,MS24-321.9 kJ MS24-322.3 MS24-323.4 MS24-324.0 Образцы карьера Медвежий ручей Рис. 2. Обобщенный разрез интрузий Норильского типа по [Distler et. al., 1999] и положение изученных образцов в кернах скважин и интрузии Норильск-1 в целом На колонке скважины МС-24 цветами показаны: светло-зеленый - лейкократовые габброиды, темно-зеленый - меланократовые (пикритовые) габброиды, серый - хромитовая минерализация, желтый - Cu-Ni сульфиды, черный - фрагменты углистых сланцев в магматической брекчии Fig. 2. A generalized cross-section of the Noril'sk-type intrusions after [Distler et. al., 1999] and locations of the studied samples in the drill cores and in the Noril'sk-1 intrusion in general On the МС-24 column colors correspond to: light-green - leucocratic gabbros, dark-green - melanocratic (picritic) gabbros, grey -chromite mineralization, yellow - Cu-Ni sulfides, black - brecciated fragments of coal shales Оливин анализировался при ускоряющем напряжении 25 кВ и токе 900 нА [Batanova, Sobolev, Kuzmin, 2015; Batanova, Sobolev, Magnin, 2018], хромшпине-лиды - при ускоряющем напряжении 20 кВ и токе 50 нА. В ходе количественного анализа использовались природные стандарты, состав которых измерялся каждые 30-50 анализов. Суммарное Fe, полученное при анализе, пересчитывалось на Fe2+ и Fe3+ по дефициту заряда в приближении идеальной стехиометрии шпинели AB2O4 и постоянных зарядов других катионов [Droop, 1987]. Для расчета физикохимических параметров применялись методы оценки температуры и фугитивности кислорода, основанные на равновесном распределении элементов между оливином и хромшпинелидом [Coogan, Saunders, Wilson, 2014; Nikolaev et al., 2016] и соотношением Fe2+/Fe3+ в хромшпинелиде [Fudali, 1965; Maurel, Maurel, 1984] (см.: Обсуждение результатов). Результаты Минералого-петрографическая характеристика пород. Образцы вкрапленных сульфидных руд интрузии Норильск-1 представлены оливиновыми (Ol 10-30 %), пикритовыми (Ol > 30 %) и такситовыми (неоднородной текстуры и минерального состава) габб-родолеритами. Характерной особенностью этих пород является богатая платиноидами сульфидная минерализация, состоящая из каплевидных, вкрапленных и прожилково-вкрапленных сегрегаций (рис. 3 a, b) состава пирротин + халькопирит + пентландит ± тал-нахит ± кубанит, которая подробно рассмотрена в ряде более ранних публикаций [Genkin, Evstigneeva, 1986; Naldrett et al., 1994; Tolstykh et al., 2020]. Силикатная часть пород состоит из плагиоклаза (10-60 %), клинопироксена (10-30 %) и оливина (10-60 %). Плагиоклаз и оливин резко идиоморфны по отношению к клинопироксену, зерна оливина, как правило, идиоморфны по отношению к плагиоклазу, и наиболее магнезиальные породы (пикритовые габбродолериты) рассматриваются как оливиновые кумуляты [Distler et al., 1999; Latypov, 2007]. В качестве вторичных силикатных минералов по плагиоклазу развивается альбит-сери-цитовый агрегат (соссюрит), по клинопироксену -хлорит и волокнистые амфиболы, оливин интенсивно замещается минералами группы иддингсита / боулин-гита и серпенитом. Хромшпинелиды в породах вкрапленных сульфидных руд распределены неравномерно, встречаются как в виде акцессорной минерализации, так и образуют более густую вкрапленность (до 1 об. %) в минералах силикатной матрицы (см. рис. 3, b). Породы МС-горизонта характеризуются разнообразным составом и неоднородными текстурно-структурными признаками, которые детально описаны в работах С.Ф. Служеникина [Distler et al., 1999; Sluzhenikin et al., 2020; Служеникин и др., 1994] и В.В. Рябова с соавт. [Ryabov, Shevko, Gora, 2014]. Среди этих пород выделяются следующие типы: 1. Такситовые габбродолериты, в которых перемежаются участки разного состава - от пикритовых до лейкократовых, а также содержится большое количество сегрегаций водосодержащих минералов: флогопита, пренита, хлорита, волокнистых амфиболов (рис. 3, c, d). 2. Лейкогаббро и троктолиты с большим количеством плагиоклаза, варьирующим содержанием оливина и низкой долей клинопироксена. 3. Пикритовые габбродолериты, по составу и структуре силикатной матрицы близкие породам из нижних частей интрузии. Сульфидная минерализация в породах МС-горизонта представлена той же ассоциацией, что и во вкрапленных сульфидных рудах (см. рис. 3, c), однако общее количество сульфидов в МС-горизонте в целом меньше, чем в последних, в то время как платиноидная минерализация чрезвычайно богата. Среди минералов платиновой группы обнаружено более 40 минералов и интерметаллидов, главным образом палладия и платины [Sluzhenikin и др., 2020; Tolstykh et al., 2019; Дистлер, 1994; Служеникин и др., 1994]. Характерная особенность пород МС-горизонта, наряду с высоким тенором ЭПГ позволившая рассматривать этот горизонт в качестве аналога рифам Бушвельда и Стиллуотера [Служеникин и др., 1994], -богатая вкрапленность хромшпинелидов. Содержание хромшпинелида может достигать 30 об. % (в среднем 1-10 об. %), в то время как его зерна встречаются во всех минералах силикатной матрицы. Отмечается, однако, что в плагиоклазе и клинопироксене включений хромшпинели значительно больше, чем в оливине. При этом те зерна, которые находятся в оливине, чаще всего приурочены к трещинам и лишь в единичных случаях полностью изолированы минералом-хозяином (рис. 3, e). Пикробазальты Гудчихинской свиты представлены породами порфировой структуры с вкрапленниками оливина до 3-5 мм и раскристаллизованной основной массой, образованной гипидиоморфными индивидами клинопироксена и плагиоклаза. Магнетит и ильменит встречаются в основной массе, а хромит -в виде включений в оливине либо в замещающем его серпентине (рис. 3, f). Химический состав оливина и хромшпинелидов. Оливин как из МС-горизонта, так и из вкрапленных сульфидных руд характеризуется в целом низкой магнезиальностью (или долей форстеритового мина-ла) (Mg# = Mg/(Mg + Fe) ат. %), которая варьирует от 67 до 82 в малосульфидных рудах и от 69 до 78 во вкрапленных сульфидных рудах (табл. 1). Содержание NiO в оливине изменяется в целом от 0,18 до 0,32 мас. % (рис. 4, а). При этом концентрация Ni в оливине из МС-горизонта слабо коррелирует с Mg# и несколько понижена относительно пород с вкрапленной сульфидной минерализацией, а в последних выделяется группа анализов с низкой Mg#, для которых прослеживается обратная корреляция NiO и Mg# (см. рис. 4, а). Содержание MnO в оливине из обоих горизонтов характеризуется приблизительно одинаковой выраженной обратной корреляцией с Mg# и одним и тем же диапазоном концентраций (от 0,29 до ~ 0,44-0,49 %) (рис. 4, b). По соотношениям в системе NiO-MnO-FeO-MgO оливины из вкрапленных сульфидных и малосульфидных руд тем не менее существенно различаются. Для оливина из вкрапленных сульфидных руд корреляция в паре NiO-MnO практически не наблюдается, в то время как в мало-сульфидных рудах NiO обратно коррелирует с MnO (рис. 4, c). На диаграмме Ni/(Mg/Fe)-Mn/Fe [Sobolev et al., 2007] популяции оливина из сравниваемых ассоциаций интрузии Норильск-1 различаются наиболее четко (рис. 4, d). Магнезиальность оливина из пикробазальтов гудчихинской свиты варьирует от 74 до 81, что попадает в диапазон значений, полученный ранее по широкой выборке этих пород в Норильском районе [Sobolev et al., 2007; Соболев, Криволуцкая, Кузьмин, 2009] (см. рис. 4). Рис. 3. Минералого-петрографические особенности пород интрузии Норильск-1 и пикробазальтов Гудчихинской свиты (a) Каплевидные обособления сульфидов в оливиновом габбродолерите интрузии Норильск-1 (вкрапленные сульфидные руды, карьер Медвежий ручей, пришлифовка); (b) прожилково-вкрапленная сульфидная минерализация и вкрапленность хромшпи-нелидов в такситовом габбродолерите (вкрапленные сульфидные руды, карьер Медвежий ручей, полированный шлиф, отраженный свет); (c) такситовый габбродолерит с сульфидной минерализацией (МС-горизонт, карьер Медвежий ручей, пришли-фовка); (d) богатая вкрапленность хромшпинелида в существенно лейкократовом участке такситового габбродолерита, справа вверху видна биотит-амфиболовая сегрегация (МС-горизонт, карьер Медвежий ручей, полированный шлиф, проходящий свет, скрещенные поляризаторы); (e) включения хромшпинелидов в оливине из пикритового габбродолерита МС-горизонта (полированный шлиф, BSE-фото) (f) фенокрист оливина с включениями хромита и окружающая его основная масса, пикробазальт Гудчихинской свиты (полированный шлиф, BSE-фото) Fig. 3. Mineralogical and petrographic features of the rocks of the Noril'sk-1 intrusion and picrobasalts of the Gudchikhinskiy Formation (a) Droplet-like sulfide segregations in olivine gabbro-dolerite of the Noril'sk-1 intrusion (disseminated sulfide ores, Medvezhy Ruchey open pit, grinded sample); (b) vein-disseminated sulfide mineralization and Cr-spinel dissemination in taxitic gabbro-dolerite (disseminated sulfide ores, Medvezhiy Ruchey open pit, polished thin section, reflected light); (c) taxitic gabbro-dolerite with sulfide mineralization (sulfide-poor horizon, Medvezhiy Ruchey open pit, grinded sample); (d) dense Cr-spinel dissemination in considerably leucocratic site of a taxitic gabbro-dolerite, in the upper right part there is a biotite-amphibole segregation (sulfide-poor horizon, Medvezhiy Ruchey open pit, polished thin section, transmitted light, crossed polarizers); (e) inclusions of Cr-spinel in olivine from picritic gabbro-dolerite of the sulfide-poor horizon (polished thin section, BSE-photo); (f) olivine phenocryst with chromite inclusions and the surrounding groundmass, picrobasalt of the Gudchikhinskiy Formation (polished thin section, BSE-photo) Таб лиц а 1 Представительные составы оливина из малосульфидных и вкрапленных сульфидных руд интрузии Норильск-1 Table 1 Representative analyses of olivine from the sulfide-poor and disseminated sulfide ores of the Noril'sk-1 intrusion № ан. Образец SiO2 TiO2 Al2Os Cr2O3 MgO FeO MnO CoO ZnO NiO CaO Na2O P2O5 Сумма Mg# 1 39,82 0,03 0,02 0,07 41,72 17,94 0,28 0,02 0,01 0,25 0,11 0,01 - 100,29 80,56 2 39,87 0,06 0,01 0,42 42,81 17,00 0,28 0,02 0,01 0,28 0,04 0,01 0,01 100,80 81,78 3 B16284 39,17 0,03 0,02 0,06 40,40 19,55 0,32 0,03 0,01 0,25 0,16 0,01 - 100,00 78,64 4 38,75 0,05 0,02 0,03 38,87 21,40 0,35 0,03 0,01 0,34 0,10 - - 99,95 76,40 5 39,23 0,04 0,02 0,08 39,77 20,27 0,33 0,02 0,01 0,25 0,12 0,01 0,01 100,15 77,76 6 37,41 0,03 0,02 0,18 33,24 27,93 0,48 0,02 0,02 0,19 0,11 - 0,02 99,65 67,95 7 MS24-323,4 37,89 0,03 0,02 0,08 35,55 25,67 0,43 0,02 0,01 0,18 0,13 - 0,02 100,05 71,16 8 37,47 0,03 0,02 0,19 34,49 27,07 0,47 0,02 0,01 0,17 0,12 - 0,02 100,10 69,41 9 38,37 0,04 0,02 0,03 38,84 21,97 0,35 0,03 0,01 0,22 0,12 - 0,01 100,00 75,91 10 N19-10-2 38,71 0,03 0,02 0,09 39,97 20,41 0,34 0,02 0,01 0,22 0,10 - 0,01 99,93 77,72 11 38,78 0,03 0,02 0,36 40,73 20,08 0,33 0,02 0,01 0,21 0,09 - 0,01 100,67 78,33 12 39,21 0,03 0,02 0,02 39,75 21,08 0,31 0,03 0,02 0,27 0,12 - 0,01 100,87 77,06 13 RN265-721 38,93 0,05 0,01 0,03 39,26 21,52 0,32 0,02 0,02 0,32 0,09 - 0,01 100,58 76,47 14 38,90 0,06 0,03 0,30 39,91 20,78 0,29 0,02 0,02 0,28 0,12 - 0,02 100,73 77,38 15 RN265-723 38,50 0,03 0,02 0,02 40,04 21,09 0,31 0,03 0,02 0,31 0,13 - 0,01 100,49 77,18 16 38,96 0,04 0,02 0,05 40,02 21,02 0,30 0,03 0,02 0,26 0,10 - 0,01 100,82 77,23 17 38,61 0,04 0,01 0,03 40,26 20,53 0,30 0,03 0,02 0,31 0,11 - 0,01 100,26 77,74 18 37,98 0,12 0,09 0,46 36,04 25,66 0,32 0,02 0,01 0,19 0,04 0,02 0,01 100,98 71,45 19 RN265-724 38,87 0,04 0,01 0,01 40,29 21,21 0,30 0,02 0,02 0,31 0,09 - 0,01 101,18 77,19 20 39,00 0,04 0,02 - 40,39 20,85 0,30 0,03 0,02 0,34 0,07 - 0,02 101,07 77,54 21 38,88 0,04 0,01 0,01 40,71 20,76 0,30 0,03 0,02 0,28 0,11 - 0,01 101,15 77,75 22 38,81 0,03 0,02 0,08 40,07 20,94 0,29 0,03 0,02 0,29 0,15 - - 100,74 77,32 23 RN265-725 39,13 0,03 0,02 0,02 39,82 20,76 0,30 0,03 0,02 0,28 0,14 - 0,01 100,55 77,36 24 39,14 0,03 0,02 0,05 39,88 20,99 0,30 0,03 0,02 0,31 0,14 - 0,02 100,91 77,20 25 38,53 0,04 0,01 0,01 38,69 22,08 0,31 0,03 0,02 0,21 0,13 - 0,01 100,05 75,74 26 RN265-735 38,64 0,10 0,01 0,03 38,68 22,62 0,31 0,02 0,02 0,26 0,10 - 0,02 100,83 75,29 27 38,85 0,07 0,01 - 39,09 22,01 0,31 0,03 0,02 0,22 0,09 - 0,03 100,72 75,99 28 37,66 0,04 0,01 0,02 35,83 25,47 0,41 0,03 0,02 0,28 0,15 - 0,01 99,93 71,48 29 N19-11-4 37,94 0,04 0,02 0,07 35,23 26,26 0,42 0,03 0,02 0,27 0,13 - - 100,43 70,51 30 38,34 0,05 0,02 0,23 38,40 22,91 0,37 0,03 0,01 0,24 0,11 - 0,01 100,72 74,91 31 38,78 0,03 0,02 0,04 39,38 21,31 0,33 0,03 0,02 0,30 0,14 - - 100,36 76,71 32 MR-4 37,95 0,09 0,02 0,02 37,09 24,36 0,38 0,03 0,02 0,29 0,12 - 0,14 100,51 73,06 33 38,06 0,03 0,02 0,14 36,84 24,75 0,38 0,03 0,02 0,30 0,13 - 0,01 100,73 72,62 34 38,34 0,03 0,02 0,05 39,30 21,20 0,33 0,03 0,02 0,30 0,17 - - 99,80 76,76 35 MR-8 38,16 0,04 0,02 0,05 36,54 24,40 0,39 0,03 0,02 0,26 0,12 - - 100,01 72,74 36 37,36 0,03 0,02 0,02 34,91 27,11 0,41 0,03 0,03 0,29 0,11 - 0,01 100,31 69,64 Примечание. Полную базу составов оливина и хромшпинелидов, использованных в этой работе, можно получить у авторов по запросу (ivanlab211@gmail.com). Note. Complete spreadsheet with olivine and Cr-spinel сompositions used in this study is available from the corresponding author on request (ivanlab211@gmail.com). Близость полученных нами и ранее опубликованных данных по оливину из пород гудчихинской свиты прослеживается и по другим примесным компонентам, кроме NiO, концентрации которого в проанализированном оливине (0,24-0,27) оказались существенно ниже, чем для ранее изучавшихся пикробазальтов этой свиты (см. рис. 4, a). Поскольку пока не вполне ясно, с чем именно связано это отклонение в составе, далее в этой работе мы ориентируемся на концентрации NiO, опубликованные А.В. Соболевым и Н.А. Криволуцкой [Sobolev et al., 2007; Соболев, Криволуцкая, Кузьмин, 2009]. Хромшпинелиды в изученных породах из горизонтов вкрапленных сульфидных и малосульфидных руд интрузии Норильск-1 характеризуются широкими диапазонами составов (табл. 2). Как и для Тал-нахской [Barnes, Kunilov, 2000; Ryabov, Shevko, Gora, 2014; Гора, Шевко, Житова, 2012], их магнези-альность варьирует от ~ 58 до практически нулевых значений и выраженно коррелирует с хромистостью (Cr# = Cr/(Cr + Al) ат. %), которая растет от 60-70 до 80-100 от наиболее к наименее магнезиальным ми-налам (рис. 5, а). При этом детальное исследование зависимости состава хромита от минерала-хозяина показало, что магнезиальные составы характерны для зерен, заключенных в неизмененном плагиоклазе, промежуточные - для зерен в измененном плагиоклазе и свежих темноцветах, а наиболее железистые хромшпинелиды содержатся в измененных темноцветах [Chayka et al., 2020a]. Несмотря на схожие взаимоотношения Mg# и Cr#, по поведению Fe и Ti хром-шпинелиды МС-горизонта интрузии Норильск-1 резко отличаются от хромшпинелидов вкрапленных руд этой же интрузии и Талнахской интрузии в целом и характеризуются широкими вариациями по этим элементам, причем для разных образцов типичны разные и даже контрастные тренды (рис. 5, b-e). Большинство хромшпинелидов интрузии Норильск-1, как и Талнахской интрузии, эволюционирует от магнезиохромита к хромистому титаномагнетиту. Тем не менее для хромшпинели-дов из некоторых образцов МС-горизонта интрузии Норильск-1 нетипичны рост Fe3+ и уменьшение содержания Cr с падением магнезиальности: их составы эволюционируют в сторону высокохромистой ульвошпинели (см. рис. 5, b, e). Рис. 4. Вариационные диаграммы с составами оливина из пород интрузии Норильск-1 и вулканических пород Норильского района МС - малосульфидный горизонт, ВС - вкрапленные сульфидные руды. Данные для интрузии Норильск-1 и Мокулаевской свиты - авторские, для Гудчихинской свиты - авторские и [Sobolev et al., 2007; Соболев, Криволуцкая, Кузьмин, 2009], для Туклонской и Надеждинской свит - [Соболев, Криволуцкая, Кузьмин, 2009]; поля пироксенитового и перидотитового источников на (d) - [Sobolev et al., 2007]. Светло-зеленым обведены низко-Ni анализы, полученные для пикробазальта гудчихинской свиты (обр. B20104). Fig. 4. Variation diagrams with plotted compositions of olivine from the rocks of the Noril'sk-1 intrusion and volcanic rocks of the Noril'sk area МС - sulfide-poor horizon, ВС - disseminated sulfide ores. Sources of data: Noril'sk-1 intrusion and Mokulaevskiy Formation - this study; Gudchikhinskiy Formation - this study and [Sobolev et al., 2007; Sobolev, Krivolutskaya, Kuz'min, 2009], Tuklonskiy and Nadezhdinskiy Formations - [ Sobolev, Krivolutskaya, Kuz'min, 2009]; fields of pyroxenitic and peridotitic sources on (d) - [Sobolev et al., 2007]. Outlined by light-green line are the low-Ni compositions of the olivine from Gudchikhinskiy picrobasalt (sample B20104) Таблица 2 Представительные составы хромшпинелидов из малосульфидных и вкрапленных сульфидных руд интрузии Норильск-1 Table 2 Representative analyses of Cr-spinel from the sulfide-poor and disseminated sulfide ores of the Noril'sk-1 intrusion № ан. Образец SiO2 TiO2 Al2Os Cr2O3 V2O3 FeO* FeO Fe2O3 MnO MgO ZnO NiO Сумма Mg# Cr# Fe2+/Fe3 + 1 0,02 11,96 4,31 17,79 0,76 57,71 37,45 22,51 0,49 2,99 0,11 0,21 96,34 12,47 81,24 1,85 2 0,02 3,95 16,72 40,64 0,49 30,55 27,67 3,20 0,36 6,61 0,20 0,06 99,59 29,84 71,85 9,62 3 0,03 2,74 21,47 39,67 0,40 26,99 24,19 3,10 0,28 9,00 0,14 0,06 100,78 39,86 65,99 8,66 4 MR-30 0,04 10,65 5,24 40,92 0,50 38,30 36,79 1,67 0,42 3,41 0,09 0,13 99,70 14,19 89,13 24,43 5 0,02 12,69 3,94 36,57 0,52 41,21 39,18 2,25 0,40 2,53 0,19 0,14 98,20 10,30 90,69 19,32 6 0,04 4,71 14,06 40,98 0,49 33,04 30,39 2,95 0,37 4,84 0,20 0,07 98,81 22,11 75,38 11,46 7 - 10,69 6,47 39,95 0,51 37,09 35,35 1,93 0,37 4,53 0,13 0,10 99,84 18,57 86,63 20,38 8 0,06 2,35 24,96 36,61 0,38 26,42 23,43 3,32 0,26 9,68 0,16 0,06 100,94 42,39 60,63 7,85 9 MS24- 0,71 1,99 11,33 34,55 0,46 43,04 28,02 16,69 0,46 4,92 0,17 0,12 97,75 23,83 76,20 1,87 10 324-3 0,01 4,61 8,97 32,88 0,52 45,96 30,96 16,67 0,50 3,57 0,17 0,14 97,32 17,04 79,38 2,06 11 0,48 3,22 12,08 34,87 0,50 39,36 27,77 12,88 0,46 5,43 0,16 0,13 96,70 25,84 75,19 2,40 12 MS24- 0,01 4,85 10,76 34,88 0,39 40,59 28,65 13,27 0,36 5,46 0,11 0,34 97,75 25,34 77,30 2,40 13 325-4 0,02 11,11 6,01 18,56 0,80 56,73 37,34 21,55 0,49 2,84 0,09 0,22 96,87 11,94 76,42 1,93 14 0,02 1,12 24,04 35,96 0,30 27,35 18,76 9,55 0,33 11,93 0,09 0,22 101,36 53,12 61,10 2,18 15 N19-10- 0,04 1,43 18,55 36,85 0,29 30,32 18,86 12,73 0,29 11,16 0,09 0,12 99,13 51,32 67,59 1,65 16 2 0,01 4,48 11,06 33,99 0,43 39,90 26,12 15,31 0,40 6,97 0,11 0,20 97,54 32,23 76,34 1,90 17 0,02 6,45 6,90 31,58 0,51 45,99 29,98 17,79 0,46 5,11 0,14 0,20 97,36 23,29 82,78 1,87 18 B16284- 0,01 3,34 10,29 37,74 0,43 38,50 24,87 15,15 0,45 7,11 0,17 0,22 98,28 33,76 79,38 1,82 19 1 0,02 3,26 6,98 37,52 0,38 42,05 25,51 18,38 0,55 6,08 0,12 0,25 97,22 29,80 84,95 1,54 20 0,03 1,36 21,16 36,59 0,33 29,12 20,05 10,08 0,32 10,65 0,14 0,15 99,84 48,62 64,48 2,21 21 N19-11- 0,01 9,30 5,09 21,53 0,76 54,93 35,39 21,71 0,48 2,62 0,09 0,15 94,97 11,65 81,61 1,81 22 4 0,01 1,31 21,32 35,44 0,31 30,01 19,24 11,97 0,34 11,26 0,08 0,18 100,27 51,06 63,58 1,79 23 - 6,98 8,94 30,15 0,64 44,32 28,99 17,04 0,37 6,49 0,08 0,27 98,24 28,50 77,99 1,89 24 0,02 2,24 16,30 40,07 0,55 30,76 21,82 9,93 0,33 9,62 0,09 0,11 100,11 43,98 72,07 2,44 25 MR-9 0,01 7,94 4,73 18,32 0,73 60,86 35,07 28,66 0,38 2,18 0,08 0,21 95,44 9,98 80,26 1,36 26 - 12,80 4,40 18,39 0,76 54,91 35,85 21,18 0,43 4,62 0,10 0,20 96,61 18,67 81,45 1,88 28 0,06 17,87 3,58 8,76 1,51 58,58 39,71 20,97 0,46 4,81 0,08 0,35 96,07 17,75 71,96 2,10 29 MR-4 0,14 0,95 23,74 33,81 0,29 28,01 18,20 10,89 0,32 11,91 0,14 0,12 99,42 53,82 59,93 1,86 30 0,06 2,25 11,84 33,69 0,41 42,00 25,29 18,56 0,31 6,35 0,13 0,18 97,22 30,90 74,92 1,51 31 MR-8 0,04 3,44 1,62 10,37 0,56 74,15 31,88 46,97 0,34 0,73 0,04 0,24 91,51 3,92 87,02 0,75 32 0,03 6,72 9,81 28,86 0,77 42,38 26,56 17,59 0,35 7,82 0,10 0,23 97,06 34,40 75,54 1,68 33 RN265- 0,01 9,30 8,05 31,41 0,71 44,15 34,04 11,23 0,40 4,55 0,11 0,20 98,90 19,22 80,39 3,37 34 707 0,00 5,29 10,89 36,26 0,63 39,08 28,11 12,20 0,41 6,48 0,13 0,16 99,33 29,11 77,76 2,56 35 0,00 1,21 21,51 38,01 0,54 27,09 18,84 9,16 0,28 11,54 0,13 0,10 100,40 52,17 64,98 2,29 36 RN265- 0,04 1,61 17,72 39,65 0,45 26,91 18,27 9,59 0,22 11,39 0,05 0,17 98,21 52,61 70,14 2,12 37 725 0,02 2,37 14,66 33,20 0,62 38,03 24,79 14,72 0,35 6,69 0,21 0,21 96,35 32,48 70,40 1,87 38 0,05 8,82 3,86 22,58 1,44 51,47 33,56 19,90 0,37 2,71 0,13 0,28 91,72 12,57 86,00 1,87 39 RN265- 0,04 4,88 4,75 26,62 1,14 50,14 28,74 23,79 0,37 3,76 0,18 0,24 92,12 18,89 85,49 1,34 40 721 0,02 1,83 15,54 33,64 0,35 36,43 22,32 15,68 0,34 8,22 0,15 0,19 96,70 39,61 69,45 1,58 41 0,02 10,84 6,13 22,49 1,38 50,62 37,27 14,84 0,42 2,22 0,15 0,19 94,47 9,60 79,39 2,79 RN265- 42 735 0,06 5,89 3,61 17,15 1,89 58,14 30,08 31,19 0,37 3,18 0,14 0,19 90,64 15,86 83,30 1,07 43 0,04 7,44 2,77 7,46 2,46 67,06 32,46 38,46 0,29 2,46 0,09 0,26 90,33 11,89 73,91 0,94 Содержание TiO2 в этих разностях достигает 18 % при доле Fe2+ не более 0,2 форм. ед, что не описано в других объектах мира [Barnes, Roeder, 2001; Kamenetsky, Crawford, Meffre, 2001] и, по-видимому, является уникальным для пород верхнего эндоконтакта с МС-оруденением интрузии Норильск-1. Помимо Fe, Ti и Сг, некоторые различия обнаруживаются в концентрациях никеля. В низкомагнезиальных хром-шпинелидах из вкрапленных сульфидных руд интрузии Норильск-1 наблюдается выраженный рост NiO в сравнении с МС-горизонтом. При этом, несмотря на то что поля на диаграмме NiO-Mg# для высокомагнезиальных хромшпинелидов из этих двух ассоциаций частично перекрываются, в целом концентрацию NiO в хромшпинелидах из МС-горизонта можно считать пониженной относительно вкрапленных • Норильск-1, МС Норильск-1, ВС О Талнах, МС О Талнах, ВС □ Гудчихинская □ Туклонская □ Надеждинская 1 1.5 Fe3‘ (форм, ед) 50.0 8 :: i ■ с Восстановление A J ч г Окисление о ООО Mg# Переуравновешение с сульфидом / рост Fe3* : о □ d • о ° °о ° Рис. 5. Вариационные диаграммы составов хромшпинелидов из пород интрузии Норильск-1 и вулканических пород Норильского района Источники данных: Норильск-1 - данная работа и [Chayka et al., 2020a, 2020b], Талнахская интрузия - [Barnes, Kunilov, 2000; Ryabov, Shevko, Gora, 2014; Гора, Шевко, Житова, 2012], пикробазальты гудчихинской свиты - [Соболев, Криволуцкая, Кузьмин, 2009] и данная работа, базальты туклонской и надеждинской свит - [Krivolutskaya et al., 2012, 2018]. Пунктирной линией на (a), (c), (d), (f) обозначена граница между условно-примитивными (Mg# > 25) и переуравновешенными хромшпинелидами (см. текст) Fig. 5. Variation diagrams with plotted compositions of Cr-spinels from the rocks of the Noril'sk-1 intrusion and volcanic rocks of the Noril'sk area Data sources: Noril'sk-1 - this study and [Chayka et al., 2020a, 2020b], Talnakh intrusion - [Barnes, Kunilov, 2000; Ryabov, Shevko, Gora, 2014; Gora, Shevko, Zhitova, 2012], picrobasalts of the Gudchikhinskiy formation - [Sobolev, Krivolutskaya, Kuz'min, 2009] and this study, basalts of the Tuklonskiy and Nadezhdinskiy Formations - [Krivolutskaya et al., 2012, 2018]. Dashed line on (a), (c), (d), (f) distinguishes between relatively primitive (Mg# > 25) and re-equilibrated Cr-spinel compositions сульфидных руд (см. рис. 5, f). Хромшпинелиды из пикробазальтов гудчихинской свиты имеют сравнительно низкую магнезиальность (Mg# от 28 до 42) по сравнению с хромитами из других вулканитов мира [Kamenetsky, Crawford, Meffre, 2001]. Их состав эволюционирует лишь в сторону понижения Mg#, практически без изменения концентраций трехвалентных катионов и Ti (см. рис. 5). В редких случаях в краевой части зерен хромшпинелидов находятся тонкие оторочки хромистого магнетита, которые из-за размера нельзя проанализировать количественно. Обсуждение результатов Посткристаллизационное переуравновешение оливина и хромшпинелидов. Сравнительно высокая подвижность катионов (особенно двухвалентных) в решетке оливина и шпинелидов обусловливает способность этих минералов существенно изменять свой состав после образования. В оливине наиболее подвижными являются Mg, Fe, Mn, в меньшей степени -Ni и Ca [Petry, Chakraborty, Palme, 2004]. В хром-шпинели весьма подвижны Mg и Fe2+, в то время как трехвалентные катионы диффундируют медленнее, но при магматических температурах полное пере-уравновешение происходит менее чем за 200 лет [Coulthard Jr et al., 2021]. Вследствие диффузии оливин и шпинелиды в интрузивных породах, хотя и являются раннемагматическими, почти не сохраняют первичные составы в точности. Их состав и физико-химические параметры, которые по нему оцениваются, в действительности отвечают параметрам в момент «закрытия равновесной системы», т.е. либо в момент закалки породы (излияния на поверхность с быстрым застыванием), либо в момент, когда температура понизилась настолько, что эффектами диффузии, логарифмически зависящими от температуры, можно пренебречь. В рассматриваемом случае мы предполагаем, что оливин из пород интрузии Норильск-1 существенно переуравновешивался, как минимум с окружающим расплавом. На диаграмме NiO-Mg# среди оливина из вкрапленных сульфидных руд отчетливо выделяется группа анализов с очень узким диапазоном Mg# при более широких вариациях NiO, что характерно для диффузионного выравнивания составов и пере-уравновешения в интрузивных породах (см. рис. 4, а) [Sobolev et al., 2009]. Принимая оливины с максимальным Mg# как наиболее примитивные для изученных пород, мы предполагаем, что раннемагматический оливин для пород с вкрапленными сульфидными рудами имел Mg# не менее 77,5, а для пород МС-горизонта - более 81 (см. рис. 4, а). Кроме этого, обратная корреляция в паре NiO-Mg# для оливина из вкрапленных сульфидных руд, на наш взгляд, отражает переуравновешение оливина, находившегося в контакте с сульфидной жидкостью, - явление, описанное для полнокристаллических основных и уль-траосновных пород с богатой Ni ликвационной сульфидной минерализацией (см. рис. 4, а) [Barnes et al., 2011, 2013]. Зерна хромшпинелида в изученных породах активно переуравновешивались с окружающим расплавом, с минералом-хозяином и, вероятно, с флюидами на постмагматическом этапе [Chayka et al., 2020a, 2020b]. Сильное переуравновешение с оливином следует из составов оливин-хромшпинелевых пар, которые только в пикробазальтах гудчихинской свиты попадают в экспериментально-определенную область высокотемпературного оливин-шпинелевого равновесия [Nikolaev et al., 2016], тогда как в породах с вкрапленной сульфидной минерализацией и МС-горизонте оливин-хромшпинелевая пара по Fe и Mg полностью переуравновешена (рис. 6, a). То же самое справедливо и для клинопироксен-хромшпи-нелевого равновесия, а зерна хромшпинелида в плагиоклазе лучше сохраняют изначальное Mg/Fe соотношение, поскольку, во-первых, Mg и Fe являются слабо совместимыми для плагиоклаза, а во-вторых, миграция этих катионов через плагиоклаз более медленная, чем через оливин и пироксен. Тем не менее составы хромшпинели в породах МС-горизонта ближе к равновесным составам, чем во вкрапленных рудах (см. рис. 6, а), что, вероятно, указывает на их более быстрое остывание в ходе магматического этапа по сравнению с последними. Таким образом, опираясь на составы хромшпинели из вулканических пород Норильского района Сибирских траппов [Krivolutskaya et al., 2012, 2018; Соболев, Криволуцкая, Кузьмин, 2009], составы быстро закаленных оливин-шпинелевых пар в базальтах и пикритах мира [Kamenetsky, Crawford, Meffre, 2001] и составы включений хромшпинелида в неизмененном плагиоклазе [Chayka et al., 2020a], мы определяем нижнюю границу «первичных составов» хромшпи-нелида в изученных породах на уровне Mg# = 25 (см. рис. 5, а-e). Исходные магмы для рудоносных пород интрузии Норильск-1. По мере изучения пород Норильского комплекса и серии трапповых базальтов неоднократно поднимался вопрос о родоначальном расплаве (или родоначальных расплавах) для интрузий Норильского типа. Поскольку доминирующей теорией образования этих рудоносных интрузий является теория «проточной камеры» [Naldrett et al., 1992; Радько, 1991], то в большинстве случаев задача об исходных расплавах сводится к вопросу об их комагматичности конкретным свитам базальтов. 10 о О “о -12 1300 1200 1100 Т С coogan et al, 2014 -14l---- 1000 10 WM cco О1 > О • •14 ' ■ " ■ ........................-...... 25 30 35 40 45 50 55 60 Mg# (CrSp) • Норильск-1, МС • Норильск-1, ВС О Талнах, МС О Талнах, ВС ■ Гудчихинская св. □ Туклонская св. □ Надеждинская св. Рис. 6. Диаграммы с оценками физико-химических параметров кристаллизации оливин-хромшпинелевых пар из изученных пород (а) вариационная диаграмма для оценки «первичности» оливин-хромшпинелевого равновесия по [Nikolaev et al., 2016]; (b, c) сравнение значений log10f(O2), полученных для оливин-хромшпинелевых пар изученных пород с помощью оливин-шпинелевого оксибарометра [Nikolaev et al., 2016] и оценки, основанной на Fe2+/Fe3+ в хромшпинелиде [Fudali, 1965; Maurel, Maurel, 1984] (более мелкие маркеры - хромшпинелиды с Mg# < 25); (d) T-logiof(O2) диаграмма для оливин-хромшпинелевых пар из пикробазальтов Гудчихинской свиты и МС-горизонта интрузии Норильск-1; (e) - оценки logiol(O2) по отношению Fe2+/Fe3+ для условно-примитивных (Mg# > 25) хромшпинелидов из пород Норильского района при T = 1 175 oC (источники данных - как на рис. 4). На (d) и (e) линии буферов рассчитаны по уравнениям из следующих источников: QFM и IW -[O'Neill, 1987a], NNO - [O'Neill, 1987b], WM - [Myers, Eugster, 1983], CCO - [Jakobsson, Oskarsson, 1994] Fig. 6. Plots with estimations of physiochemical conditions of the olivine-Cr-spinel pair crystallization from the studied rocks (а) variational plot utilized to distinguish “primitive” compositions of olivine-spinel pair [Nikolaev et al., 2016]; (b, c) comparison ol log10l(O2) values, obtained lor the olivine-Cr-spinel pairs lrom the studied rocks with the olivine-spinel oxybarometer [Nikolaev et al., 2016] and estimations based on Fe2+/Fe3+ ratio in Cr-spinel [Fudali, 1965; Maurel, Maurel, 1984] (small points are lor Cr-spinel with Mg# < 25); (d) T-log10l(O2) plot lor the olivine-Cr-spinel pairs lrom picrobasalts ol the Gudchikhinskiy Formation and sullide poor horizon of the Noril'sk-1 intrusion (e) - estimations ol log10l(O2) based on Fe2+/Fe3+ ratio lor relatively primitive (Mg# > 25) Cr-spinels from the rocks of the Noril'sk area at T = 1175 oC (data sources as on Fig. 4). Sources lor buller lines on (d) and (e): QFM и IW -[O'Neill, 1987a], NNO - [O'Neill, 1987b], WM - [Myers, Eugster, 1983], CCO - [Jakobsson, Oskarsson, 1994] На основании геолого-структурных и геохимических признаков предполагалось, что интрузии Норильского типа комагматичны базальтам гудчихин-ской / туклонской [Золотухин, Виленский, Дюжиков, 1986], надеждинской [Naldrett et al., 1992], морон-говской [Arndt et al., 2003; Fedorenko, 1994; Latyshev et al., 2020; Li, Ripley, Naldrett, 2009] или мокулаев-ской [Радько, 1991; Радько, 2016] свит. Однако в рамках этой точки зрения труднообъяснимы были различия в изотопном составе S и Os между интрузиями и базальтами [Arndt et al., 2003; Krivolutskaya, 2016; Lightloot, Keays, 2005; Ripley et al., 2003]. Далее Н.А. Криволуцкой было показано, что Масловская интрузия Норильского типа пересекает свиты базальтов от ивакинской до Надеждинской [Krivolutskaya, 2016], и, таким образом, получила подтверждение гипотеза, что рудоносные интрузии комагматичны базальтам моронговской свиты. Однако в базальтах моронговской свиты обнаруживаются небольшие интрузивные тела, геохимические характеристики которых близки интрузиям Норильского типа [Krivoluts-kaya, 2016], что указывает на то, что становление рудоносных интрузий продолжалось и в постморон-говское время, и базальты мокулаевской свиты также могут считаться их потенциальными комагмата-ми. В то же время U-Pb датировки цирконов из интрузий Норильского типа покрывают широкий диапазон возрастов от 265 до 230 млн лет [Malitch et al., 2012], захватывая все время становления Сибирских траппов [Ivanov et al., 2013], а основанные на фазовых равновесиях физико-химические реконструкции для интрузий Норильского типа ставят под сомнение их комагматичность толеитовым базальтам и требуют более высокомагнезиальных родоначальных расплавов [Latypov, 2007, 2002]. Для того чтобы устранить противоречия, связанные с моделью «классической проточной камеры» [Naldrett et al., 1992], были сформулированы гипотезы, согласно которым интрузии Норильского типа формировались в течение долгого времени с участием разных магм [Czamanske et al., 1994; Yao, Mungall, 2021] или эти интрузии могли вообще не иметь отношения к трапповым базальтам, представленным в разрезе Норильского района, а сформироваться при дифференциации отдельного внедрения магмы [Krivolutskaya, 2016; Latypov, 2002]. Таким образом, учитывая возможность «не-проточного» формирования интрузий Норильского типа или отсутствия их непосредственных комагматов среди вышележащих базальтов, решение, по-видимому, должно находиться путем либо независимой оценки состава родоначальных магм

Скачать электронную версию публикации