Никелевый резерв России

Никелевый резерв России

СЕВЕРО-БАЙКАЛЬСКАЯ НИКЕЛЕНОСНАЯ ПРОВИНЦИЯ

Никель – стратегический металл, использующийся в крупномасштабном производстве нержавеющих сталей и сплавов многоцелевого назначения. Мировую минерально-сырьевую базу Ni в основном составляют месторождения двух типов – сульфидные Cu-Ni (37% доказанных запасов) и силикатные Co-Ni (63%).

Доля России в мировых запасах никеля около 35%. Основу минерально-сырьевой базы России составляют сульфидные Cu-Ni месторождения (90% доказанных запасов). С 1992 г. погашение запасов никеля в России не компенсируется их приростом. Перспективы прироста запасов ограничены. Производство никеля в России определяется деятельностью ОАО «ГМК Норильский никель», контролирующего 90% добычи, 87% запасов и 30% прогнозных ресурсов никеля.

В последние годы цена на никель устойчиво растет. В 2000г. она составляла 7800 долларов за тонну, в 2003 г. – 8300, в 2004-2005гг. – 16 000, в отдельные периоды 2006г. и начале 2007гг. поднималась до 40 000. В условиях высоких цен на никель повышается инвестиционная привлекательность объектов как геологоразведочных, так и добычных работ.

Минерально-сырьевая база никеля России находится под влиянием следующих негативных факторов:

– добыча никеля в течение ряда лет не компенсируется приростом запасов;

– существенно сократился «поисковый задел», произошла убыль «активных» прогнозных ресурсов, практически отсутствует резерв объектов, на которых возможно получение существенного прироста запасов в ближайшие годы;

– некоторые месторождения никеля вступили в стадию падающей добычи;

– фонд недропользования в своей инвестиционно привлекательной части полностью передан добывающим компаниям;

– на предприятиях ОАО «ГМК Норильский никель» увеличиваются глубины добычи и снижается общее качество руд при интенсивной отработке богатых руд; неизбежное возрастание доли бедных руд может вызвать сокращение отечественного производства никеля.

В связи с этим встает вопрос о выявлении и оценке новых никеленосных провинций в экономически освоенных регионах. Одной из них может стать Северо-Байкальская никеленосная провинция, расположенная на территории Республики Бурятия в пределах складчатого обрамления Сибирской платформы, Здесь широко развиты базит-ультрабазитовые массивы, с которыми связаны многочисленные проявления платинометально-медно-никелевого оруденения.

Первые находки минерализации никеля на территории Бурятии (Западное Забайкалье) связаны с открытием в бассейне реки Джида группы Дархинтуйских Cr-Ni рудопроявлений К.А. Шалаевым в 1934г. Позднее в пределах Восточного Саяна, северной части Баргузинского хребта и южной части Северо-Байкальского нагорья был обнаружен ряд массивов основных и ультраосновных пород, содержащих сульфидную Cu-Ni минерализацию. На рудопроявлениях были проведены небольшие по объему поисково-ревизионные работы.

В 1959-1969гг. изучена никеленосность Северо-Байкальского, Муйского, Намаминского и Курбинского поясов базит-ультрабазитовых массивов, интрузивов Моностойского и Хамар-Дабанского хребтов. Показано, что массивы центральных и западных районов Бурятии в большинстве своем не несут сульфидной Cu-Ni минерализации, а те массивы, где отмечается слабая минерализация, бесперспективны на выявление месторождений. При изучении Муйского пояса поисково-ревизионными работами установлена сравнительно интенсивная сульфидная Cu-Ni минерализация в Маринкином массиве.

В Северо-Байкальском поясе проявления сульфидной Cu-Ni минерализации зафиксированы почти во всех интрузивах. Наиболее значительные месторождения и проявления сульфидных Cu-Ni руд выявлены в Чайском и Йоко-Довыренском массивах, в меньшей мере – Безымянном, Гасан-Дякитском и Холоднинском. Финансирование поисковых работ на никель в регионе было прекращено в 1969г. Небольшой объем геолого-геофизических работ в Северном Прибайкалье был проведен в 1977-1978, 1980-1981, 1988-1993гг. В.П. Мещеровым. А.Г. Степин провел поисковые работы на Чайском (1986-1990), Йоко-Довыренском и Безымянном (1989-1994) интрузивах.

Проводилось и изучение платиноносности территории Западного Забайкалья. В бассейне реки Тыя А.С. Кульчицкий в 1939г. установил наличие Pt в серпентинитах на водоразделе Сырого Молокона и Нюрундукана (впоследствии эти данные не подтвердились). Малосульфидное платинометалльное оруденение Йоко-Довыренского массива изучали А.Г. Степин (1989-1994), В.А. Вахрушев в 2001г., Ю.Ч. Очиров в 2002 г.

Чайский дунит-перидотит-габброноритовый массив впервые был обследован в 1952г. А.А. Малышевым. Сульфидное Cu-Ni оруденение было открыто В.П. Сафроновым в 1962г. До 1968г. на месторождении проводились геологоразведочные работы, в результате которых оно было отнесено к категории забалансовых. А.Г. Степиным в 1986-1990гг. оруденение прослежено на глубину до 1000-1200м. Запасы никеля составляют 260 тыс.т, Cu – 86 тыс.т, Co – 10,7тыс.т при средних содержаниях соответственно 0,55, 0,18 и 0,023 мас. %. Прогнозные ресурсы никеля оценены в 800 тыс.т, Cu – 270 тыс. т, Co – 33 тыс.т. В последние годы получены новые данные о геодинамических условиях формирования, особенностях вещественного состава пород и руд Чайского массива (Конников и др., 1992, 1995; Орсоев, Цыганков, 1991; Цыганков, 1991, 2005).

Чайский массив расположен на северо-западном склоне Верхнеангарского хребта в 90 км северо-восточнее северной оконечности озера Байкал. Это юго-западная часть крупного (около 40 км) Безымянного плутона, отделенная от последнего правосторонним сдвигом. Безымянный массив на 90% сложен титанистыми габброноритами, а ультраосновные породы образуют небольшие (первые десятки метров по простиранию) тела. С этими телами связаны мелкие проявления сульфидной Cu-Ni минерализации (рудопроявление Юбилейное). Собственно Чайский массив имеет размеры 1,5×5,0км и слагает водораздел в междуречье Чая – Огиендо. Значительную его часть составляют ультраосновные породы, вмещающие одноименное Cu-Ni месторождение (рис. 1).

Центральную часть массива слагают серпентинизированные дуниты. Они по периферии окружены плагиоперидотитами, в основном плагиолерцолитами. Между дунитами и плагиоперидотитами имеются как постепенные переходы, так и рвущие взаимоотношения, на основании чего они выделены в самостоятельные интрузивные фазы (Леснов, 1972). Оливиновые габбронориты и троктолиты в восточной части интрузива переслаиваются с перидотитами. Вторую интрузивную фазу Чайского массива слагают безоливиновые габбронориты и роговообманковые габбро. Они окаймляют ультраосновные породы, образуя многочисленные жилообразные тела в ультрамафитах, сопровождаемые оторочками контактово-реакционных пироксенитов. Пироксениты представлены вебстеритами, ортопироксенитами и их оливин- и плагиоклазсодержащими разностями, с ними связана большая часть сульфидного Cu-Ni оруденения. С плагиовебстеритами, развивающимися в эндоконтакте габброноритов с вмещающей метаморфической толщей, ассоциирует безникелевое пирротиновое оруденение.

Rb-Sr методом по паре порода – флогопит получены два значения возраста – 586 и 737 млн. лет, наиболее достоверным предполагался более древний возраст (Цыганков и др., 1989). Позднее (Amelin et al., 1997) Sm-Nd и U-Pb-методами по мономинеральным фракциям установлен возраст габброноритов Чайского массива 627±25 млн. лет.

Сульфидное Cu-Ni оруденение сосредоточено в осевой части ультрамафитового ядра плутона и прослеживается в субширотном направлении на 900-950м при средней мощности рудной зоны 100м. Оруденение распределено крайне неравномерно. Если принять забортовое содержание Ni в руде 0,5%, то выделяется около 20 рудных тел, располагающихся кулисообразно друг другу и имеющих субвертикальное падение. Наиболее крупные два рудных тела – № 2 и 3 (рис. 1), а также зона участка Огиендо. Оруденения Чайского массива тесно пространственно сопряжено с пироксенитами и сечет внутреннюю структуру интрузива. Рудное поле совпадает с тектонически ослабленной зоной, которая фиксируется дайками плагиоперидотитов и оливиновых габбро. Внутри рудной зоны оруденение локализуется либо в пироксенитах, либо на их контакте с перидотитами и дунитами. В тех частях рудного поля, где пироксенитов нет, ультраосновные породы практически безрудны.

Отдельные рудные тела в пределах рудного поля имеют небольшие размеры. Их мощность обычно составляет первые метры, реже до 15-20м, а по простиранию они прослеживаются на 100-200м, реже до 400м. Взаимопереходы между различными морфогенетическими типами руд и безрудными породами постепенные. Их границы условные и установлены по результатам опробования. Интенсивность оруденения до глубины 200-250 м остается примерно постоянной, затем убывает. На глубоких горизонтах (1000 м) оруденение выклинивается, переходя в маломощные зоны рассеянновкрапленных руд.

В пределах рудного поля Чайского месторождения выделяется несколько морфотекстурных типов Cu-Ni руд: 1) рассеянновкрапленные (бедные руды); 2) гус-товкрапленные (богатые руды); 3) массивные; 4) брекчиевидные; 5) рудные бластомилониты.

Рассеянновкрапленное оруденение распространено наиболее широко. Содержание сульфидов в этом типе руд редко доходит до 15-20 об.% и составляет в среднем 3-5 об.% (акцессорная сингенетическая вкрапленность). Помимо главных рудных минералов – пирротина и пентландита, эти руды содержат второстепенные (халькопирит) и примесные минералы (магнетит, ильменит, хромшпинель, макинавит, виоларит, сфалерит и кубанит).

Густокрапленные руды отличаются большим содержанием сульфидов (30-50 об.%) и приуроченностью к пироксенитам и зонам пироксенизации в ультраосновных породах. Этот тип руд представлен троилит-пентландит-халькопирит-кубанитовой ассоциацией сульфидов. Текстура руд вкрапленная, прожилково-вкрапленная, сетчатая, сидеронитовая.

Массивные руды играют незначительную роль в общем объеме сульфидного оруденения. Руды этого типа локализуются в тектонических зонах в ассоциации с пироксенитами и всегда окружены ареалом вкрапленных руд. Переходы между различными типами руд постепенные. Минеральный состав руд: пирротин – пентландит – халькопирит, в единичных случаях отмечаются сфалерит, кобальтин и хромшпинели. От густовкрапленных руд их отличает присутствие пирита.

Брекчиевидные руды отличаются от массивных наличием обломков дунитов и перидотитов, сцементированных сульфидизированными пироксенитами, в которых количество сульфидов варьирует от 5-10 до 50 об.%. Для этих руд характерна ассоциация троилита с гексагональным пирротином, пентландитом и халькопиритом. Кроме того, присутствуют магнетит, ильменит, кубанит, титаномагнетит, макинавит, хромит, сфалерит, валлериит.

Рудные бластомилониты распространены мало и встречаются среди эпигенетических руд в виде линз длиной 10-15 м, сложенных богатыми (до 11мас. % Ni) тонкозернистыми “матовыми” рудами. Эти руды состоят из примерно равных количеств пентландита (40-45%) и пирротина (45-52%) с незначительной долей халькопирита (3%).

Содержание главных компонентов (Ni, Co и Cu) по типам руд Чайского месторождения представлено в табл. 1. Руды Чайского месторождения характеризуются преобладанием Ni над Cu, отношение Ni/Cu всегда больше 1, причем наиболее никелистые руды (Ni/Cu до 12,5) характерны для ортопироксенитов с богатым вкрапленным оруденением и рудных бластомилонитов. Содержание Co и Ag в рудах определяется количеством пентландита в них, что подтверждается прямой корреляцией содержания этих элементов и Ni. В отличие от многих медно-никелевых месторождений содержания благородных металлов в рудах Чайского месторождения низкие: Pt не превышает 0,00n г/т, Pd и Au – 0,0n г/т.

Табл. 1.

Содержание главных компонентов в рудах Чайского месторождения, %

Руды	Ni	Co	Cu	S	Ni/Cu	Ni/Co
Бедновкрапленные	0,45	0,02	0,14	1,90	3,2	22,5
Богатовкрапленные	1,28	0,05	0,38	7,40	3,4	25,6
Массивные	5,58	0,19	1,70	35,40	3,3	29,4
Брекчиевидные	1,70	0,09	0,60	–	2,0	3,3
Рудные бластомилониты	6,10	0,14	0,35	–	9,0	43,6

Чайское месторождение небольшое и небогатое. Возможно увеличение запасов за счет доизучения месторождения на глубину, а также его флангов, в том числе в пределах Безымянного массива. Роснедра планирует аукцион на право геологического изучения (поиски, разведка) и добычу на Чайской площади с прогнозным потенциалом около Ni – 15 тыс. т, Cu – 5 тыс. т на IV квартал 2007 г.

Гасан-Дякитский массив во многом напоминает Чайский, расположен юго-западнее него в верховьях одноименной реки приблизительно в 40 км к северо-востоку от оз. Байкал. Сульфидные медно-никелевые проявления отмечены В.А. Чабаненко в 1964 г. В.П. Бушуев провел в 1966 г. крупномасштабные поисково-оценочные работы на площади массива. В.П. Мещеров в 1966 г. выполнил детальное магнитометрическое картирование массива.

Гасан-Дякитский массив образует тело линзовидной формы площадью около 27 км², вытянутое в северо-восточном направлении. Ультраосновные разновидности (дуниты, перидотиты, пироксениты) слагают ряд мелких линзовидных или неправильной формы тел. Троктолиты и оливиновые габбро отмечаются совместно с ультрамафитами и, по-видимому, являются их фациальной разновидностью. Основную часть массива слагают оливиновые и безоливиновые габбронориты, на их контакте с ультраосновными породами отмечаются реакционные пироксениты (Цыганков, 2005).

Геолого-разведочными работами обнаружены сплошные и брекчиевидные сульфидные руды, прожилково- и гнездово-вкрапленная рудная минерализация. Бедная рассеянная вкрапленность сульфидов характерна для всех пород ультраосновного состава, включая продукты их серпентинизации. Богатые вкрапленные и сплошные руды отмечены в слабо метаморфизованных габброноритах, в некоторых разновидностях которых устанавливаются довольно высокие содержания титана, достигающие в отдельных случаях 3,6-5,6 мас. %. Cu-Ni оруденение неравномерное, размеры рудных тел незначительные по простиранию и падению, содержания Ni, Co и Cu невысокие. Более перспективны зоны оруденения Ti протяженностью до 1100 м, особенно в северо-западной эндоконтактовой части массива.

Йоко-Довыренский дунит-троктолит-габбровый массив (Байкальское месторождение) находится примерно в 60км к северу от оз. Байкал. Первым отметил и описал основные и ультраосновные породы водораздела рек Тыи и Ондоко М.М. Тетяев в 1915 г. Первые сведения о никеленосности Йоко-Довыренского массива были получены А.С. Кульчицким в 1949г при проведении геолого-съемочных работ в бассейнах рек Тыи и Олокита. В 1959г., в ходе поисковых работ масштаба 1:50000, в пределах Йоко-Довыренского массива Ф.К. Чинакаевым были обнаружены сульфидные Cu-Ni руды, слагающие жилы в северо-восточном контакте массива. Поисково-разведочные работы в пределах массива были проведены в 1960-1963гг. Л.М. Бабуриным. Впоследствии работы на Йоко-Довыренском массиве носили ограниченный характер (А.Г. Крапивин в 1976-1979 гг., В.В. Клеткин в 1986-1990 гг.) После доразведки А.Г. Степиным в 1989-1993гг. прогнозные ресурсы были пересчитаны: Ni – 147 тыс. т, Cu – 51,01 тыс. т, Co – 9,47тыс. т. Йоко-Довыренский массив, включая связанное с ним оруденение, привлекает внимание исследователей (например, Кислов, 1998; Конников и др., 1990, 1994, 1995; Орсоев и др., 1995, 2003; Рудашевский и др., 2003).

Геоморфологически интрузив выражен хребтом (голец Довырен), вытянутым на СВ 40°-50°, с абсолютными отметками 1600-2150м, который разделяет бассейны рек Тыя, Ондоко и Олокита. В плане он представляет собой линзовидное тело размером 26х3,5 км, субсогласно залегающее со структурой вмещающих карбонатно-терригенных отложений (рис.2). По данным гравиразведки глубина залегания нижней кромки массива в районе уч. Центрального составляет ориентировочно 2,5-3,0км. К северо-восточному и юго-западному флангам вертикальная мощность массива уменьшается до 1,5-2,0км.

Краевая зона плагиоперидотитов и отходящие от нее силлы представлены, главным образом, плагиолерцолитами мощностью от 160 до 270м. По химическому составу плагиоперидотиты близки средневзвешенному составу массива, в них залегает основная часть ЭПГ-содержащих медно-никелевых руд массива. Выше в составе массива выделяются следующие зоны: ультрамафитовая, сложенная дунитами и включающая в своей нижней части слой плагиоклазсодержащих дунитов, а в верхней – слой верлитов с обособлениями диопсидитов и хромититов; ритмичного чередования плагиодунитов и троктолитов; троктолитов и оливиновых габбро; массивных оливиновых габбро; оливиновых габброноритов. Безоливиновые габбронориты слагают тела дополнительного внедрения в подошву и кровлю массива.

В результате Rb-Sr определений построена изохронная диаграмма, фиксирующая возраст 739±55 млн. лет (Кислов и др., 1989). Sm-Nd минеральные изохроны оливинового габбро расслоенной серии и габбронорита из приподошвенного силла соответствуют возрастам 673±22 и 707±40 миллионов лет соответственно (Amelin et al., 1996).

Cu-Ni сульфидное оруденение приурочено к плагиоклазовым лерцолитам краевой зоны массива и к силлоподобным апофизам того же состава, отходящим в подстилающие породы, реже оно встречается в габброноритах. Выделяются два генетических типа сульфидного оруденения: сингенетический и эпигенетический.

Тела сингенетических вкрапленных руд в плагиоперидотитах прослеживаются по простиранию до 1400-1700м при ширине выхода на поверхность 8-25м (в раздувах до 80 м). Ориентировка линз вкрапленного оруденения, как правило, совпадает с простиранием и падением приподошвенного горизонта этих пород. В габброноритах, наряду с мелкой неравномерной вкрапленностью сульфидов (0,7-3мм), наблюдаются и неравномерно рассеянные крупные вкрапленники (до 20мм) неправильной и ветвистой формы. В габброноритах отмечаются пониженные содержания пентландита, широкое развитие халькопирита, ильменита, наличие сульфоарсенидной минерализации (Качаровская, 1986).

Эпигенетическое оруденение морфологически представлено, главным образом, жилообразными телами сульфидных руд. Жильные тела обычно находятся внутри ареалов сульфидной вкрапленности. Основной объем жилообразных руд выявлен на северо-восточном фланге массива (уч. Озерный). Здесь рудовмещающий горизонт интрудирован дайками габброноритов, переходящих в пегматоидные габбро, и диабазов, протягивающихся согласно простиранию всего массива. Они приурочены к системе сдвиговых трещин, как и тела жилообразных и густовкрапленных руд. Субмеридиональная система нарушений смещает субширотные трещины, а также дайки и рудные тела.

Средние содержания основных компонентов в различных типах руд Байкальского месторождения по результатам анализа штуфных проб приведены в табл. 2.

Табл. 2

Средние содержания основных компонентов руд Байкальского месторождения

Тип руды	n	Содержание, мас.%
		S	Ni	Co	Cu
Плагиоклазовые перидотиты с убогим оруденением	10	0,62	0,122	0,014	0,025
Рассеянно-вкрапленные (бедные) в плагиоклазовых перидотитах	16	1,72	0,137	0,017	0,055
Густовкрапленные (богатые) в плагиоклазовых перидотитах	11	9,35	0,911	0,055	0,345
Существенно медистая вкрапленно-прожилковая руда из зоны дробления в габбронорит-диабазах	1	14,24	1,27	0,032	4,6
Вкрапленно-прожилковые в габбронорит-диабазах	15	9,21	0,684	0,05	0,49
Жильные (сплошные и брекчиевидные)	13	22,01	1,82	0,101	0,475

Примечание. Анализы выполнены в ГИ СО РАН (г. Улан-Удэ). Ni и Co определялся атомно-абсорбционным методом (аналитики Э.М. Татьянкина, Г.И. Булдаева, В.А. Иванова), Cu – методом РФА (аналитики Б.Ж. Жалсараев, О.Г. Цыганкова), S – весовым методом (аналитик Л.В. Левантуева). n – количество проб.

Повышенная кобальтоносность всех типов руд является отличительной особенностью Байкальского месторождения. Co образует собственный минерал – кобальтин, его изоморфная примесь постоянно присутствует в пентландите, виоларите, никелине, макинавите, герсдорфите. По данным Л.Н. Качаровской (1986), в последнем отмечается до 12,9 мас.% Co.

Концентрации благородных металлов не высоки. Pd резко преобладает (0,034-1,5 г/т) над Pt (0,02-0,27 г/т) при величине отношения Pt/Pd=0,06-0,71. Концентрация остальных платиновых металлов зачастую находится на пределе чувствительности анализа, достигая Rh – 0,018, Ru – 0.045, Ir – 0.033 и Os – 0.021 г/т. Максимальные содержания ЭПГ и Au (до 0,66 г/т) установлены в жильных рудах. В жильных рудах на участке Озерный обнаружены два минерала Pt – сперрилит и геверсит; три минерала Pd – садбериит, мертиит I и налдретит, а также один Ag-Au минерал – электрум (Рудашевский и др., 2003). Размеры изученных зерен минералов ЭПГ лежат в интервале 9-63 мкм, в среднем 37 мкм. Выявлена рассеянная форма Pd в маухерите: 0,08-0,19 мас. % Pd.

В массиве зафиксирован горизонт малосульфидного платинометального оруденения на границе расслоенной троктолит-плагиодунитовой и оливингаббровой зон. Он прослеживается по длине интрузива на 20 км при переменной мощности до 200 м. Вкрапленное сульфидное Cu-Ni-ЭПГ-оруденение приурочено, главным образом, к такситовым лейкогаббро и анортозитам, которые образуют группу разобщенных шлиро- и жилообразных тел. Размеры их варьируют от нескольких см до 1 м, редко более. Часто обрамляются пегматоидными оливиновыми габбро. По простиранию они протягиваются согласно расслоенности массива обычно на 2-5 м, иногда до 10-20 м, образуя прерывистый горизонт.

Концентрации ЭПГ колеблются в сумме от 0,3 до 12,1 г/т при содержаниях Cu 0,006-0,71, Ni 0,023-0,43, S 0,03-1,6%. Наиболее высоки концентрации ЭПГ в лейкогаббро и анортозитах (среднее 3,4 и 2,2 г/т соответственно). В отдельных штуфных пробах содержания Pt достигают 4,1, а Pd – 7,8 г/т. В большинстве проб Pt преобладает над Pd с отношением Pt/Pd=1,03-2,93. Концентрация редких платиноидов в наиболее богатых образцах достигает Os-0,018, Ir-0,13, Ru-0,06 и Rh-0,08 г/т. Au при крайне неоднородном распределении более характерно для анортозитов и такситовых оливиновых лейкогаббро (в среднем 0,422 и 0,393 г/т соответственно). Максимальное содержание в анортозите – 3,34 г/т.

Малосульфидное платинометальное оруденение отличается широким разнообразием минеральных фаз. В анортозитах обнаружено 16 минералов ЭПГ, а также самородные Au, Ag, электрум, стефанит Ag₅SbS₄, аргентит Ag₂S и амальгама (Ag, Hg) (Орсоев и др., 2003). Главными концентраторами Pt и Pd являются мончеит, потарит и тетраферроплатина. Наиболее крупные зерна (до 42-62 мкм) образуют мончеит, котульскит, потарит и тетраферроплатина. Для других платиноидов характерны весьма малые размеры. Помимо собственных фаз, Pd наблюдается в виде изоморфной примеси в составе пентландита – 360 г/т Pd. Прогнозные ресурсы благородных металлов: Pt – 66 т, Pd – 46,2 т и Au – 46,2 т.

Роснедра планирует проведение аукциона на право геологического изучения (поиски, разведка) и добычу на Йоко-Довыренском массиве на IV квартал этого года.

Обнаружение Авкитского массива с Cu-Ni оруденением показало необходимость изучения никеленосных автономных ультрамафитов Северного Прибайкалья. Большая часть известных тел автономных ультрамафитов сосредоточена в Сыннырской (Олокитской) рифейской палеорифтогенной структуры в непосредственной близости с Йоко-Довыренским и Чайским массивами.

Авкитский массив обнаружен В.П. Бушуевым в результате детальных поисковых работ на Холоднинском свинцово-цинковом месторождении в 1969-1970 гг. Данные об интрузиве содержатся в нескольких публикациях (Гурулев, Трунева, 1974, 1981; Дистанов и др., 1982; Конников и др., 1987; Медь-никеленосные…, 1990). Интрузив находится на юго-западном фланге Холоднинского месторождения на водоразделе рек Холодная и Тыя. В плане и разрезе он представляет собой удлиненно-линзовидное тело, приуроченное к Авкитскому разлому. Его длина 1400 м. Массив вскрыт буровыми скважинами со стороны северо-западного контакта. Его ширина, по геофизическим данным, не превышает 400 м.

Ультраосновные породы залегают согласно с вмещающими их глубокометаморфизованными породами нижнего протерозоя, подвержены метаморфизму и превращены в антигоритовые и лизардит-антигоритовые серпентиниты, актинолит-хлоритовые, серпентин-тремолит-карбонатные породы. В массиве в незначительном количестве отмечаются первичные породы – дуниты и перидотиты.

Сульфидное оруденение встречено в лежачем эндоконтакте интрузива в амфибол-серпентин-хлоритовых породах выше по разрезу ксенолита кварц-карбонатных роговиков. Зона сульфидного оруденения, имеющая постепенные контакты с вмещающими породами, протягивается линейно. Мощность зоны оруденелых пород около 15 м. Оруденение вкрапленное и прожилково-вкрапленное с постепенными переходами в безрудные метагипербазиты. Руды с максимальным содержанием сульфидов (до 25-30 об.%) имеют сидеронитовую петельчатую текстуру, обусловленную развитием рудных минералов в интерстициальных промежутках нерудных минералов. Размеры вкрапленников различны – от сотых долей миллиметра до нескольких сантиметров.

Главными рудными минералами являются пирротин (80-85%), халькопирит (15-18%), пентландит (2-5%). Помимо сульфидов, в них присутствуют пластиночки ильменита и зерна титаномагнетита. Характерно замещение сульфидов магнетитом и виоларитом. Отмечены также пирит, мельниковит-пирит, сфалерит, макинавит, кубанит, спериллит (?).

Среднее содержание металлов в руде по керну скв. 15 составляет: Ni – 0,54%, Со – 0,032, Cu – 0,135% (опробован интервал 18,5 м). Отмечены высокие содержания Ti – до 1%. Повышенные содержания благородных металлов пока не обнаружены. В результате химико-спектрального анализа 30 проб (большинство из которых показало результат ниже предела обнаружения) зафиксированы следующие максимальные значения: Au – 0,14 г/т в слюдите, Pt – 0,055 г/т в биотит-хлорит-амфиболовой породе с густой сульфидной вкрапленностью, Pd – 0,0071 г/т в сидеронитовой руде.

Авкитский массив высокожелезистых и высокотитанистых ультрамафитов в рассматриваемом районе не единственный. К северо-востоку от Холоднинского месторождения в той же зоне Чуя-Холоднинского разлома известен ряд подобных ему тел интенсивно серпентинизированных ультраосновных пород. Верхнехолоднинский линзовидный массив ультрамафитового состава находится в верховьях р. Холодная в сланцах тыйской свиты. Линзовидные тела ультраосновных пород отмечены по правобережью р. Чая среди мраморов авкитской свиты на фланге Овгольского полиметаллического проявления у подножия Сыннырского хребта.

Кроме Тыя-Овгольской полосы, силлы ультраосновного состава обнаружены в северо-западном борту Сыннырской рифтогенной структуры вблизи северо-восточного выклинивания Йоко-Довыренского массива. Одно из них, мощностью 10-15 м, залегает среди углеродистых сланцев и кварцитов асектамурской свиты на склоне горы «Вершина Тыи». Второе, менее мощное (2-4 м), встречено в экзоконтакте Йоко-Довыренского массива, среди мраморизованных карбонатных пород ондокской свиты. Оно менее метаморфизовано по сравнению с первым и представлено шрисгеймитами с сульфидной минерализацией. Г.И. Поликарповым в 1965 г. выявлены сульфидные Cu-Ni проявления в пикрит-диабазах, пикритах по юго-восточному склону Сыннырского хребта на участках Высотном, Снежном, а также Амнундакан (приустьевая часть р. Амнундакан, левого притока р. Большая Чуя).

Широкое распространение в ультраосновных породах амфибола, наличие кортландитов сближает эти тела с никеленосными интрузивами роговообманковых ультрамафитов Приморья и Кореи (Зимин, 1973), Камчатки (Щека и др., 1990; Конников и др., 2005), Северо-Восточного Китая (Конников и др., 2004), с которыми связаны эксплуатиремые месторождения КНДР и КНР, Шанучское месторождение на Камчатке.

Маринкинский дунит-троктолит-габбровый массив расположен в бассейне руч. Маринкинского, впадающего в р. Тулдунь (левый приток р. Витим), в западном складчатом обрамлении Муйской глыбы. Его изучил Э.Л. Прудовский в 1968 г. Краткие сведения об интрузиве приведены М.И. Грудининым (1979) и А.А. Цыганковым (2005), более полно он описан П.А. Балыкиным с соавторами (1986).

Маринкинский плутон имеет концентрически-зональное внутреннее строение. Площадь интрузива около 11 км². Благодаря глубокому врезу русла руч. Маринкинского плутон по вертикали вскрыт на 700 м, в русле обнажаются метаморфизованные основные эффузивы. Возраст Маринкинского плутона составляет 825±12 млн лет (Изох и др., 1998).

Его центральную часть слагают дуниты и плагиодуниты, образующие вытянутое в субмеридиональном направлении эллипсовидное тело площадью около 2 км². В северо-восточной части вскрывается расслоенная серия: чередование троктолитов, плагиодунитов, перидотитов, переходящих в более однородные оливиновые габбро и оливиновые габбронориты. Периферийные части тела изменены в цоизитовые, цоизит- и соссюрит-актинолитовые породы.

На контакте дунитового ядра с вмещающими троктолитами развиты грубопорфировидные такситовые породы, варьирующие по составу от плагиодунитов до мелано- и мезотроктолитов. Наиболее контрастная расслоенность с варьированием состава от плагиодунитов до анортозитов свойственна ближайшему окружению дунитового ядра. Остальная часть массива сложена преимущественно равномернозернистыми лейкотроктолитами. К мафитовой группе пород относятся также габбро, габбронориты и оливиновые нориты. В троктолитах имеются дайки субультрамафитового и ультрамафитового состава. Они секутся мелкозернистыми дайками и жилами габбро, габброноритов, анортозитов, пироксенитов и диабазов.

Изучение сульфидной минерализации, пространственно связанной с Маринкиным массивом (Грудинин, 1979), показало, что это оруденение подразделяется на два генетических типа: 1) площадная рассеянная вкрапленность главным образом пирротина и пентландита в дунитах и плагиодунитах и 2) прожилково-вкрапленная минерализация этих же сульфидов, образующая в плане массива линейные зоны.

Первый тип минерализации встречается практически во всех разновидностях ультраосновных пород, количество сульфидов в них не превышает 0,5-1% общего объема. Вкрапленность представлена пирротином и пентландитом, реже халькопиритом. Иногда попадается только пентландит. Пирротин образует разрозненные неправильной формы зерна размером до 2-3 мм в поперечнике, изредка этот минерал наблюдается в виде цепочкообразных выделений по стыкам и трещинкам породообразующих минералов, нередко бывает непосредственно в кристаллах хромита. Часто пентландит с пирротином находятся в виде мелких включений в оливине. Пентландит встречается обычно совместно с пирротином и образует с ним пластинчатые срастания. Соотношение пирротина и пентландита в породе 2:1, реже 1:1. Халькопирит отмечен реже и ассоциирует с пирротином, обрастая его зерна с периферии. Иногда халькопирит включен в хромит.

Второй тип сульфидно-никелевой минерализации характеризуется более интенсивным оруденением и приурочен к разрывным нарушениям. Обнаружены две зоны гнездово-вкрапленного оруденения северо-западного простирания 100х500 и 100х750 м. В этих зонах отмечаются участки брекчированных руд того же простирания, что и зоны сульфидной минерализации. На фоне сульфидной рассеянной вкрапленности в таких породах отмечаются участки с концентрацией сульфидов более 10% общего объема породы. В таких местах довольно часто наблюдаются ветвистые прожилки и маломощные линзочки сульфидных обособлений длиной до 1-1,5 см. Иногда такие прожилки достигают 10-15 см в длину и 0,1-0,2 см в поперечнике. Размер вкрапленных зерен сульфидов обычно составляет 0,5-2 мм, реже 2-4 мм. Главными рудными минералами зон сульфидной минерализации являются также пирротин, пентландит, реже халькопирит, часто встречаются хромит и магнетит, в небольшом количестве – халькозин и виоларит. В отдельных случаях в пирротине отмечаются пластинчатые выделения троилита. Пентландит обычно ассоциирует с пирротином, реже находится в виде самостоятельных неправильных обособлений. Общая масса пентландита среди сульфидов 30-60%. Нередко пентландит замещается виоларитом. Халькопирит развит среди других сульфидов в значительно меньшем количестве. Его выделения чаще всего наблюдаются по периферии сульфидных вкрапленников. В отдельных случаях халькопирит образует мелкие прожилки, где часто он замещается халькозином. По данным бороздового и штуфного опробования содержание Ni в рудных зонах достигает 0,349, Co – 0,089 и Cu – 0,2 мас.%.

Отмечена зона жильного хромитового оруденения протяженностью 300 м, мощностью до 1 м, с содержанием Cr₂O₃ до 18,8 мас.%. Мелкопрожилковая асбестовая минерализация развита в виде коротких (до 15-20 м) и маломощных (до 0,5 м) зон.

Выводы. Изложенные материалы свидетельствуют, что можно говорить о целом медно-никелевом рудном узле в районе подготавливаемого к эксплуатации Холоднинского месторождения. Особый интерес представляют слабоизученные небольшие, в том числе дайкоподобные тела, с которыми связана сульфидная минерализация. По отдельности эти объекты в настоящее время промышленного значения не представляют. Но расстояние между никеленосными интрузивами не превышают 30 км, за исключением Маринкинского массива. Дополнительный интерес к этому району связан с перспективой аукциона на право пользования Калюмным месторождением глиноземного сырья (Сыннырский массив северо-восточнее Чайского месторождения). Поэтому Северо-Байкальская никеленосная провинция нуждается в комплексном геологическом доизучении.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Балыкин П.А., Поляков Г.В., Богнибов В.И., Петрова Т.Е. Протерозойские ультрабазит-базитовые формации Байкало-Становой области. – Новосибирск: Наука, 1986. – 200 с.

Грудинин М.И. Базит-гипербазитовый магматизм Байкальской горной области. – Новосибирск: Наука, 1979. – 156 с.

Гурулев С.А., Трунева М.Ф. Медно-никелевое сульфидное оруденение в структуре Холоднинского колчеданно-полиметаллического месторождения. / Геология, магматизм и полезные ископаемые Забайкалья. – Улан-Удэ, 1974. – С. 83-89.

Гурулев С.А., Трунева М.Ф. Генетические типы медно-никелевых месторождений Северного Прибайкалья и физико-химические условия их формирования. / Проблемы петрологии в связи с сульфидным медно-никелевым рудообразованием. – М: Наука, 1981. – С. 97-108.

Дистанов Э.Г., Ковалев К.Р., Тарасова Р.С. и др. Холоднинское колчеданно-полиметаллическое месторождение в докембрии Прибайкалья. – Новосибирск: Наука, 1982. – 208 с.

Зимин С.С. Формация никеленосных роговообманковых базитов Дальнего Востока. – Новосибирск: Наука, 1973. – 90 с.

Изох А.Э., Гибшер А.С., Журавлев Д.З. и др. Sm-Nd данные о возрасте ультрабазит-базитовых массивов восточной ветви Байкало-Муйского офиолитового пояса // Доклады АН. – 1998. – т. 360. – №1. – С. 88-92.

Качаровская Л.Н. Сульфидные медно-никелевые руды Йоко-Довыренского расслоенного плутона (состав и условия образования): Автореф. дис. … канд. геол.-минерал. наук. – Улан-Удэ, 1986. 20 с.

Кислов Е.В. Йоко-Довыренский расслоенный массив. – Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН, 1998. – 264 с.

Кислов Е.В., Конников Э.Г., Посохов В.Ф., Шалагин В.Л. Изотопные свидетельства коровой контаминации в Йоко-Довыренском массиве. // Геология и геофизика. – 1989. – № 9. – С. 140-144.

Конников Э.Г., Кислов Е.В., Цыганков А.А. Формационные типы никеленосных ультрамафитов Северного Прибайкалья. // Геология рудных месторождений. – 1987. – т. 29. – № 6. – С. 38-45.

Конников Э.Г., Качаровская Л.Н., Загузин Г.Н., Постникова А.А. Особенности состава главных минералов сульфидных руд Байкальского медно-никелевого месторождения. // Геология и геофизика. – 1990. – № 2. – C. 59-66.

Конников Э.Г., Орсоев Д.А., Цыганков А.А. Модель сульфидного рудообразования в полихронных ультрамафит-мафитовых комплексах. // Геология рудных месторождений. – 1992. – № 1. – С. 110-118.

Конников Э.Г., Кислов Е.В., Орсоев Д.А. Йоко-Довыренский расслоенный плутон и связанное с ним оруденение (Северное Прибайкалье). // Геология рудных месторождений. – 1994. – т. 36. – № 6. – С. 545-553.

Конников Э.Г., Кислов Е.В., Орсоев Д.А. Байкальское медно-никелевое месторождение. / Месторождения Забайкалья. – М.: Геоинформмарк, 1995. т. I, кн. 1. С. 29-38.

Конников Э.Г., Цыганков А.А., Орсоев Д.А. Чайское медно-никелевое месторождение. / Месторождения Забайкалья. – М.: Геоинформмарк, 1995. т. I, кн. 1. – С. 78-84.

Конников Э.Г., Хунцуйань Янь, Айхуа Си и др. Сульфидные никелевые месторождения рудного поля Хунчилин (провинция Цзилинь, Китай). // Геология рудных месторождений. – 2004. – т. 46. – № 4. – С. 346-354.

Конников Э.Г., Прасолов Э.М., Орсоев Д.А. Флюидный режим никеленосных габбро-кортландитовых интрузий юго-западной части Срединного хребта Камчатки. // Доклады АН. – 2005. – т. 402. – № 4. – С. 519-523.

Леснов Ф.П. Геология и петрология Чайского габбро-перидодит-дунитового никеленосного плутона (Северное Прибайкалье). – Новосибирск: Наука, Сиб. отд-ние, 1972. – 179 с.

Медь-никеленосные габброидные формации складчатых областей Сибири // Кривенко А.П., Глотов А.И., Балыкин П.А. и др. – Новосибирск: Наука, 1990. – 237 с.

Орсоев Д.А., Цыганков А.А. Минералого-геохимические особенности сульфидного медно-никелевого оруденения в Чайском ультрабазит-базитовом плутоне (Северное Прибайкалье). / Геолого-генетические модели эндогенного оруденения в Забайкалье. Новосибирск, 1991. С. 20-31.

Орсоев Д.А., Кислов Е.В., Конников Э.Г., Канакин С.В., Куликова А.Б. Закономерности размещения и особенности состава платиноносных горизонтов Йоко-Довыренского расслоенного массива. // Доклады АН. – 1995. – т. 340. – № 2. – С. 225-228.

Орсоев Д.А., Рудашевский Н.С., Крецер Ю.Л., Конников Э.Г. Благороднометальная минерализация малосульфидного оруденения в Йоко-Довыренском расслоенном массиве (Северное Прибайкалье). // Доклады АН. – 2003. – т. 390. – № 2. – С. 233-237.

Рудашевский Н.С., Крецер Ю.Л., Орсоев Д.А., Кислов Е.В. Палладиево-платиновая минерализация в жильных Cu-Ni рудах Йоко-Довыренского расслоенного массива. // Доклады АН. – 2003. – т. 391. – № 4. – С. 519-522.

Цыганков А.А. Петрология, контактовые процессы и оруденение Чайского гипербазит-базитового массива (Северное Прибайкалье): Автореф. дис… канд. геол.-минер. наук. – Улан-Удэ, 1991. – 22 с.

Цыганков А.А. Магматическая эволюция Байкало-Муйского вулканоплутонического пояса в позднем докембрии. – Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2005. – 306 с.

Цыганков А.А., Посохов В.Ф., Шалагин В.Л. О формационной принадлежности Чайского плутона (Северное Прибайкалье) по изотопно-геохимическим данным. / Тез. докл. XII Всес. симп. по стабильным изотопам в геологии. – М., 1989. – С. 356-357.

Щека С.А., Вржосек А.А., Чубаров В.М. Троктолит-кортландитовая никеленосная формация Дальнего Востока. / Геология медно-никелевых месторождений СССР. – Л.: Наука, 1990. – С. 247-255.

Amelin Y.V., Neymark L.A., Ritsk E.Y., Nemchin A.A. Enriched Nd-Sr-Pb isotopic signatures in the Dovyren layred intrusion (eastern Siberia, Russia): evidence for source contamination by ancient upper-crustal material. // Chemical Geology. – 1996. – v. 129. – № 1 – P. 39-69.

Amelin Y.V., Ritsk E.Y., Neymark L.A. Effects of interactions between ultramafic tectonite and mafic magma on Nd-Pb-Sr isotopic systems in the Neoproterozoic Chaya Massif, Baikal-Muya ophiolite belt. // Earth and Planetary Sci. Lett. – 1997. – v. 148. – N 1. – P. 299-316.