Изотопный состав гелия и аргона как критерий рудоносности интрузивов Норильского района

Работа из раздела: «Геология, гидрология и геодезия»

Федеральное государственное унитарное предприятие

Всероссийский научно-исследовательский геологический институт

им. А. П. Карпинского (ВСЕГЕИ)

Центр изотопных исследований

Федеральное государственное образовательное учреждение

высшего профессионального образования

Санкт-Петербургский Государственный Университет

Геологический факультет

Диссертация на соискание ученой степени

кандидата геолого-минералогических наук

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ ГЕЛИЯ И АРГОНА КАК КРИТЕРИЙ РУДОНОСНОСТИ ИНТРУЗИВОВ НОРИЛЬСКОГО РАЙОНА

Санкт-Петербург

2010

ОГЛАВЛЕНИЕ

ВВЕДЕНИЕ

ГЛАВА 1. ВОЗМОЖНОСТИ ГЕОХИМИИ ИЗОТОПОВ БЛАГОРОДНЫХ ГАЗОВ

1.1 История развития геохимии изотопов благородных газов

1.2 Изотопы гелия и аргона в современных природных флюидах

1.3 Изотопный состав гелия и аргона в палеофлюидах

ГЛАВА 2. ОБЩИЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ НОРИЛЬСКОГО РУДНОГО РАЙОНА (КРАТКИЙ ОЧЕРК)

2.1 История геологической изученности

2.2 Особенности геологического строения

2.3 Стратиграфия и магматизм

2.4 Тектоническое строение

2.5 Модели формирования и критерии оценки рудоносности Pt-Cu-Ni месторождений

ГЛАВА 3. МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЯ ИЗОТОПОВ БЛАГОРОДНЫХ ГАЗОВ ГЕЛИЯ И АРГОНА

3.1 Образцы и методика исследования

3.2 Извлечение, очистка, разделение и напуск газов в камеру анализатора масс-спектрометра

3.3 Измерения изотопных отношений, расчет и обработка данных

ГЛАВА 4. ИЗОТОПНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ НИКЕЛЕНОСНЫХ ИНТРУЗИЙ НОРИЛЬСКОГО РУДНОГО РАЙОНА

4.1 Геолого-экономическая типизация интрузивов

4.2 Промышленно-рудоносные интрузивы

4.3 Рудоносные (забалансовые) интрузивы

4.4 Слаборудоносные интрузивы

4.5 Слабоизученные интрузивы - объекты прогнозной оценки

ГЛАВА 5. РЕЗУЛЬТАТЫ ИЗОТОПНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

5.1 Закономерности распределения изотопов гелия и аргона в интрузивах Норильского рудного района

5.2 Изотопный состав серы сульфидов

5.3 Изотопный критерий рудоносности интрузивов Норильского рудного района

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

СПИСОК ИСПОЛЬЗУЕМОЙ ЛИТЕРАТУРЫ

ВВЕДЕНИЕ

Исчерпание разрабатываемых месторождений, возрастание стоимости геоло-разведочных работ, снижающаяся успешность традиционных подходов - эти и другие причины требуют постоянного совершенствования комплекса прогнозно-поисковых методов. Подобные проблемы присущи многим рудным районам и, в частности, Норильскому. 'Сплошные' руды, которые разрабатывались в течение нескольких десятилетий, по прогнозам геологов в скором времени иссякнут, и комбинату придется перейти на вкрапленные руды, ранее считавшиеся 'забалансовыми'. В отсутствии новых крупных месторождений переход на менее богатые объекты, по-видимому, приведет к падению рыночной капитализации компании на мировых фондовых биржах, что особенно опасно в период мирового экономического кризиса.

При разработке эффективных прогнозно-поисковых методов, очевидно, необходимы инновационные подходы, привлечение принципиально новых индикаторов. К таковым следует отнести прежде всего изотопные генетические метки. Среди последних наиболее привлекательны изотопные соотношения благородных газов - гелия и аргона, предоставляющие уникальные возможности диагностировать происхождение флюидов и пород.

Изотопно-геохимические исследования благородных газов дают возможность определять в составе флюидов из газово-жидких микровключений разные генетические компоненты. Установлено, что в мантийных флюидах и силикатных массах соотношение изотопов гелия ³Не/⁴Не очень высокое (~10^-5), оно примерно в тысячу раз выше, чем во флюидах, возникающих в породах земной коры (~10^-8) /Толстихин, 1986/. Поэтому соотношение изотопов гелия позволяет выделить мантийную и коровую (радиогенную) компоненты. Ранее были получены оценки вклада мантийной компоненты для современных флюидов, а также для древних - реликтовых, сохранившихся в газово-жидких микровключениях в минералах и в порах пород. Зная изотопное отношение ⁴⁰Ar/³⁶Ar, можно установить долю атмосферного аргона и, соответственно, оценить степень участия близповерхностных вод в минералообразованиии /Прасолов, 1990/.

Перспективно использовать эти возможности для выявления условий формирования Cu-Ni-Pt- месторождений в расслоенных мафитовых интрузиях Норильского района. Впервые такого рода работа была проведена С. С. Неручевым и Э. М. Прасоловым в 1994-95 г. Были получены первые данные об изотопах благородных газов в четырех интрузиях Норильско-Таймырского района. В Талнахской промышленно-рудоносной интрузии по всему разрезу была зафиксирована минимальная доля мантийного гелия по сравнению с породами других, непродуктивных изученных интрузий. Максимальная доля мантийного гелия была зафиксирована в слабо-рудоносной Боотанкагской интрузии, породы других интрузий занимали промежуточное положение.

Был сделан вывод о том что, привнос силикатных масс и высокотемпературных флюидов, вероятно, мог инициировать циркуляцию коровых вод, в которых растворены также и атмосферные газы. Это вызвало обогащение Талнахской интрузии, как радиогенным изотопом гелия, так и атмосферным аргоном. Распределение изотопов аргона характеризуется повышенным содержанием атмосферной составляющей для всех расслоенных ультраосновных интрузивных тел. При этом отмечался существенно более атмосферный состав аргона в богатых интрузиях /Неручев, Прасолов, 1995/. Позже полученные данные по месторождению Норильск-1 /Завилейский, Прасолов 2004/ подтвердили верхнекоровое или атмосферное происхождение флюидов, формировавших малосульфидные платинометальные руды.

В цитированных работах указывалось на принципиальную возможность использования изотопных характеристик в качестве индикаторов степени рудоносности отдельных интрузий. Отмечалось, что реализация такой возможности, выработка прогнозно-поисковых критериев требуют гораздо большего объема эмпирических данных об интрузиях всего диапазона рудоносности (богатых, средних, бедных). Результаты именно такого рода работ представлены в диссертации. Основной целью проведенных исследований явилось отыскание новых критериев локального прогноза промышленно-рудоносных массивов и рудных тел по данным об изотопах гелия и аргона. Эта цель, направленная на повышение эффективности поисково-разведочных работ и расширение минерально-сырьевой базы Норильского горно-металлургического комбината, достигалась путем решения ряда задач:

· систематизация геологической информации по известным месторождениям и критериям оценки рудоносности интрузивов Норильского района;

· подбор коллекции образцов горных пород и руд Норильского района, представительных с геолого-экономических позиций;

· разработка методики исследования изотопов гелия и аргона из газово-жидких микровключений применительно к образцам пород и руд Норильского района;

· исследование распространенности изотопов гелия и аргона в палеофлюидах из интрузий Норильского района;

· разработка изотопного критерия оценки рудоносности интрузивов Норильского района.

Каменный материал по различным горизонтам из разрезов скважин был любезно предоставлен сотрудником института ВСЕГЕИ К. Н. Маличем, часть материала была отобрана автором диссертации. Автор участвовал также в разработке методики и проведении аналитических масс-спектральных работ в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ.

В диссертационной работе представлены новые данные об изотопном составе гелия и аргона в 73 образцах пород и руд из 12 интрузивов, 10 из которых изучены впервые. Привлекались также опубликованные данные из двух цитированных работ. Таким образом, при интерпретации рассматривались изотопные характеристики семнадцати мафитовых интрузивов Норильского и Таймырского районов с разной степенью рудоносности. В качестве дополнительных изотопных данных привлекались сведения о составе серы сульфидов в тех же образцах, также полученные в ЦИИ ВСЕГЕИ, и опубликованные ранее результаты Л.Н.Гриненко и др. Всего рассмотрено около 177 результатов.

Автор выражает искреннюю благодарность своему научному руководителю д.г.-м.н. профессору Э. М. Прасолову за неоценимую помощь и постоянную поддержку, оказанную на протяжении всего периода научного исследования. Автор признателен за консультации к.г.-м.н. О. В. Петрову, к.г.-м.н. С. А. Сергееву, к.г.-м.н. К. И. Лохову, а также сотрудникам Центра изотопных исследований 'ЦИИ ВСЕГЕИ' н.с. К. А. Груздову, н.с. В. П. Бадиновой, к.х.н. Э. Б. Прилепскому, инж. Т. А. Назаровой за выполнение на высоком профессиональном уровне пробоподготовительных и аналитических работ. В период подготовки диссертации автор обсуждал отдельные ее положения с В. В. Дистлером, С. Ф. Служеникиным, С. Г. Снисаром, К. Н. Маличем, Ю. Б. Мариным, А. В. Козловым.

Работа над диссертацией частично проводилась в рамках заказа по объекту ВСЕГЕИ 'Опытно-методические работы по разработке прогнозно-поискового изотопно-геохимического комплекса на металлы платиновой группы, золото, медь, никель, кобальт в расслоенных массивах Севера центральной Сибири (Красноярский Край)' для государственных нужд по геологическому изучению недр и воспроизводству минерально-сырьевой базы Российской Федерации.

ГЛАВА 1. ВОЗМОЖНОСТИ ГЕОХИМИИ ИЗОТОПОВ БЛАГОРОДНЫХ ГАЗОВ

1.1 История развития геохимии изотопов благородных газов

В истории изотопных геохимических исследований благородных газов можно выделить три этапа. Первый - с начала 20-х годов, когда Ф. Астоном был выполнен первый изотопный анализ Ar (атмосферного), и до 50-х годов прошлого столетия. Это был по существу 'безызотопный' период. Установившиеся благодаря работам Ш. Муре представления того времени предполагали первозданное, или 'астрофизическое', происхождение всех благородных газов на Земле, за исключением части гелия. Считалось также, что аргон, обнаруженный в некоторых природных газах и минералах, как и неон, криптон, ксенон - продукт свободной циркуляции вод, некогда насыщенных воздухом / Хлопин, 1957/

К началу 50-х годов, благодаря работам Э. К. Герлинга, А. Нира, Л. Олдрича, В. Г. Хлопина окончательно подтвердилось догадка К. Вейцзекера о распаде калия и радиогенном происхождении ⁴⁰Ar. В период 50-е - начало 70-х годов бурное развитие ядерной физики и радиохимии, а также масс-спектральной и другой техники значительно повысило уровень знания о радиоактивных процессах, в том числе природных, о распределении изотопов и радиоактивных элементов на Земле. Широкое развитие получает радиологические датирование, изотопно-геохимические исследования, появляются первые публикации об изотопном составе инертных компонентов в природных газах /Изотопы…, 1967; Aldrich, 1948; Zartman 1961, и др./. Прогресс в области изотопной геохимии благородных газов во многом предопределялся работами Дж. Вассербурга, А. П. Виноградова, Э. К. Герлинга, Л. К. Левского, Р. Зартмана, Е. Мазора, А. Нира, Л. Олдрича, Р. Моррисона, Дж. Пайна, Дж. Рейнольдса, И. Н. Толстихина, В. В. Чердынцева, Ю. А. Шуколюкова, Э. М. Прасолова и других. В это время сформировалась точка зрения об исключительно радиогенном происхождении инертных газов недр /Виноградов, 1964/. Атмосфера представлялась единственным резервуаром первичных газов полностью дегазированной (по отношению к ним) Земли. Присутствие первичных газов в верхней части коры связывалось с проникновением воздуха в недра. Геохимическое содержание исследований того времени так или иначе было связано с взаимодействием газов двух резервуаров - коры и атмосферы, их эволюции, миграции газов, количественных оценок объемов образовавшихся радиогенных газов и др.

Поворотным моментом в развитии геохимии инертных газов явилось открытие гелия с чрезвычайно высоким соотношением изотопов ³He/⁴He в вулканических газах, что должно было означать присутствие в мантии Земли первичного гелия. Впервые об этом было сообщено в 1968 г. на Втором Всесоюзном Симпозиуме по применению стабильных изотопов в геохимии. Это были одни из первых результатов 'Ленинградской группы' (с 1966 г. Группа сотрудников ИГГД АН СССР, ВНИГРИ, ФТИ АН СССР по инициативе И. Н. Толстихина начала работы по исследованию изотопов гелия в различных земных объектах). Первая публикация увидела свет в 1969 г. /Мамырин, Толстихин, 1969/. Примерно в это же время вышла работа американских ученых (группа Г. Крейга), в которой сообщалось о небольшом избытке (10%) изотопа ³He (относительно воздушного) в водах Тихого океана /Clarke, 1969/. Это также объяснялось добавкой мантийного гелия, содержащего первичную компоненту. Это открытие заставило существенно пересмотреть имевшиеся представления о дегазации Земли, стимулировало работы во многих направлениях, в частности поиски других мантийных производных, оно, наконец, дало в руки исследователей объективный критерий мантийного происхождения природных газов. Примечательно, что это достижение оказалось созвучным с общими тенденциями развития современной геологии, все большее внимание уделяющей изучению глубинных процессов, рассматривающей строение и историю Земли и других планет в едином контексте.

1.2 Изотопы гелия и аргона в современных природных флюидах

Благородные газы являются исключительно подвижными компонентами. Большие атомные радиусы и химическая инертность придают газам свойства весьма несовместимых элементов. Наиболее высокими отношениями ³He/⁴He = (1 - 3) х 10^-5 отличаются гидротермы Исландии - своеобразного наземного проявления Срединно-Атлантической рифтовой зоны /Изотопы…, 1974/. Показательно, что это отношение в гелии гидротерм острова в 1000 раз (!) выше, чем в радиогенном гелии Земли, и более чем в 10 раз выше атмосферного отношения ³He/⁴He = 1,4 х 10^-6, примерно постоянно на всей территории острова. Интересны также сопоставления изотопных отношений гелия и серы Исландии /Виноградов, 1974/.

Для многих гидротерм внутри острова типичны ювенильный изотопный состав и гелия ³He/⁴He = 3 х 10^-5 и серы д³⁴S = 0 для всех проявлений серы. Однако по мере приближения к берегам острова ситуация меняется: отношение ³He/⁴He остается примерно прежним, в то время как сульфатная сера гидротерм утяжеляется, достигая величин д³⁴S = 20‰, т.е. в точности таких же как и в океанической воде. Этот пример наглядно иллюстрирует резко различное искажение ювенильных изотопных соотношений гелия и серы в приповерхностных условиях. Гелий атмосферы (и гидросферы), количество которого (вследствие диссипации) ничтожно по сравнению с его потоком из недр, не искажает изотопные соотношения в глубинном гелии. Напротив, изотопный состав серы изменяется коренным образом даже при незначительном подмешивании океанических вод к термальным, поскольку океан можно рассматривать в качестве мощного приповерхностного резервуара серы.

Высокими отношениями ³He/⁴He характеризуются термальные источники и газы Тихоокеанского вулканического кольца, а именно Камчатки, Курильских островов, Японии, Северной Америки /Толстихин, 1972/.

Сопоставляя положение островов, относимых многими исследо-вателями к особым структурам типа 'горячих точек', можно сделать заключение, что высокие отношения ³He/⁴He в них не случайность.

Близкие к обнаруженным в Тихоокеанской зоне отношения ³He/⁴He ? 10^-5 характерны для гидротерм Большого и Малого Кавказа /Матвеева, 1978/, Италии /Изотопный…, 1979/, Мексики /Polyak, Prasolov, 1982/, а также в термах Байкальского рифта, Паганских островов, Агриханского берега, в рассолах Красного моря, на Шпицбергене и др. /Mamyrin, 1984/.

Резюмируя сказанное, подчеркнем, что гелий газов и гидротерм регионов, отличающихся наиболее активной тектоно-магматической деятельностью, современным вулканизмом, глубинными 'незалеченными' разломами, высокой сейсмичностью и тепловым потоком, т.е. всех регионов, для которых связь мантии с поверхностными частями коры является наиболее вероятной, имеет весьма высокое и сравнительно постоянное изотопное отношение ³He/⁴He, в тысячи раз превосходящее таковое в радиогенном гелии земной коры.

Напротив, гелий газов стабильных в тектоническом отношении платформенных регионов, в пределах которых магматическая деятельность закончилась в далеком прошлом, характеризуется низкими, типичными для радиогенного гелия отношениями ³He/⁴He ?10^-8.

Эта особенность ярко проявлена среди детально исследованных газов осадочной толщи /Прасолов, 1990/. Если для газов залежей нефти и газа в среднем свойственно отношение изотопов гелия ³Не/⁴Не около 4х10^-8, то в некоторых залежах Сахалина и Западной Камчатки оно достигает значений 6х10^-6. Отношение изотопов аргона ⁴⁰Ar/³⁶Ar в этих объектах варьирует в широких пределах, в среднем составляя около 500, что соответствует доле воздушного аргона в 60%, а радиогенного в 40%.

Для аргона и других инертных газов (кроме гелия) 'закрыты' пути из атмосферы: отсутствуют как диссипация в космическое пространство, так и консервация в связанном состоянии в пределах коры. Выделившиеся из твердой Земли инертные газы накапливаются в атмосфере, что приводит к их относительно высоким концентрациям и к сильной контаминации, доступных наблюдению частей земной коры атмосферными компонентами.

В атмосфере отношения ⁴⁰Ar/³⁶Ar = 296. Для определения изотопного состава аргона в мантии Земли были исследованы подводные изверженные породы. Изучение изотопного состава аргона из толеитовых базальтов привело к обнаружению довольно широкого диапазона отношений ⁴⁰Ar/³⁶Ar - от близких к атмосферным значениям до 25000 /Ozima, Podosek, 1983/. Примерно в таких же пределах менялось это отношение и в ультраосновных включениях в базальтах /Толстихин, 1986/. Поскольку возможность атмосферной контаминации не вызывает сомнения, обычно в качестве типичных для мантии принимают наиболее высокие отношения ⁴⁰Ar/³⁶Ar.

Подводя итог изложенному, можно констатировать, что гелий, являющийся идеальным трассером мантийных летучих компонентов и аргон, отражающий степень атмосферной контаминации газов земной коры, полезно будет использовать в качестве геохимических меток для установления критериев рудоносности уникальных Pt-Cu-Ni месторождений Норильско-Таймырского района.

1.3 Изотопый состав гелия и аргона в палеофлюидах

Сведения о распространенности и изотопном составе благородных газов в древних флюидах, сохранившихся в газово-жидких микровключениях пород и минералов, представляют особый интерес при решении многих задач современной геологии. В частности, объективные данные о происхождении реликтов минералообразующих сред, об их связи с мантией и атмосферой Земли важны для понимания процессов формирования месторождений полезных ископаемых. Следует иметь в виду, что по существу единственный путь проникновения атмосферного аргона в недра - это миграция воздушных газов в составе близповерхностных вод. Поэтому доминирование воздушного аргона в палеофлюидах должно указывать на интенсивную циркуляцию вод - седиментационных или инфильтрационных.

Первые измерения изотопного состава гелия (и аргона) во включениях были проведены в конце 60-х годов ХХ столетия Э. М. Прасоловым и И. Н. Толстихиным /Прасолов, Толстихин, 1969/. Позднее ими был выполнен цикл работ о происхождении минералообразующих флюидов в разных объектах (камерные пегматиты Волыни и Казахстана, сурмяно-ртутные месторождения Таджикистана, соленосные породы и др.), а также методике измерений /Толстихин, Прасолов 1971/. Помимо фактических данных о генетической связи флюидов с верхней мантией была продемонстрирована возможность изотопии аргона для оценки степени открытости породообразующих систем в ряду объектов от наиболее закрытых камерных пегматитов к редкометальным жилам и грейзенам и далее к низкотемпературным кварцевым жилам /Прасолов, 1976/ .

В 1990-х годах в ряде публикаций сотрудников Кольского научного центра РАН (г. Апатиты) были представлены результаты измерения изотопного состава гелия и аргона в газово-жидких включениях магматических пород /Mamyrin, 1984; Икорский, 1992, 1998; Tolstikhin, 1999/.

Кроме того ими была предложена оригинальная и удобная методика выделения газов из включений с помощью механического разрушения образцов /Толстихин, Прасолов 1971; Икорский, Каменский 1998 а,б/, кстати говоря, использованная в данной работе. В зарубежных публикациях также обсуждались результаты этих измерений /Burnard, Hu, 1999; Tolstikhin, Marty 1998/.

В работе А. В. Козлова с коллегами было проведено изучение изотопного состава благородных газов гелия и аргона из флюидных включений кристаллов кварца с целью выявления природы хрусталеобразующих флюидов месторождения Додо. Результаты, полученные при изучении изотопного состава благородных газов включений минералообразующей среды в кристаллах кварца приводятся в качестве везкого доказательства участия мантийных флюидов в хрусталеобразующих гидротермальных системах. /Козлов, Лохов, 2004/. В нескольких работах Э.Г. Конникова и Э.М.Прасолова /Конников, 1999, Конников, Прасолов 2002/ впервые исследовались изотопы благородных газов во включениях из пород Довыренской мафитовой расслоенной интрузии (Восточная Сибирь). О.В.Казановым и Э.М.Прасоловым была выполнена подобная работа с породами расслоенной интрузии Луккулайсваара (Карелия) /Kazanov, Prasolov 2003; Prasolov, Konnikov, Kazanov, 2004/. В изученных объектах отношение ³Не/⁴Не было сравнительно низким, и доля мантийного гелия не превышала 10%.

В единственной обширной публикации, посвященной исследованию изотопов благородных газов в четырех расслоенных интрузиях Норильско-Таймырского региона, С.С. Неручев и Э.М. Прасолов /Неручев, Прасолов, 1995/ представили в значительной степени неожиданные результаты. Оказалось, что доля мантийного гелия вопреки ожиданиям в породах мафитовых интрузий низка. Причем особенно низка она в палеофлюидах наиболее богатой рудой Талнахской интрузии - около 3% (соответственно, доля радиогенного корового гелия 97%). В противоположность этому в бедных интрузиях вклад гелия верхней мантии был значительно выше - до 22%. В связи с этим вырисовывалась перспектива отличия богатых и бедных рудой интрузий только по изотопному составу гелия.

Не менее сенсационными представлялись данные об изотопном составе аргона. Согласно им в Талнахской интрузии аргон был почти нацело (99%) атмосферного происхождения, что должно было указывать на активнейшее участие близповерхностных флюидов в формировании пород и руд. В других - бедных - интрузиях доля воздушного аргона снижалась до 70% (радиогенного возрастала до 30%). В работе Э.М. Прасолова, Д.И. Завилейского и др. /Завилейский, Прасолов, 2004/, изучавших благородные газы в верхней части разреза богатой интрузии Норильск-1, были в целом подтверждены вышеприведенные результаты: доля мантийного гелия находилась в пределах 2-3%, радиогенного аргона 1-2%, почти весь аргон имел атмосферное происхождение.

Приведенные в указанных двух публикациях данные не только сенсационны, но и многообещающи; они в значительной степени инициировали проведение настоящей работы. Выявленные закономерности носят эмпирический характер и потому требуют пополнения банка данных, исследования других интрузий, в частности, наиболее богатой Хараелахской. Особый интерес вызывает вопрос о возможности отличать по изотопному составу не только богатые интрузии от бедных, но так же и от средних (с вкрапленным оруденением). Соответственно, планируемые исследования должны включать все экономико-геологические типы интрузивов.

В качестве дополнительного индикатора происхождения флюидов в настоящей работе привлекались данные об изотопном составе серы сульфидов. Известно, что рудные месторождения со значением д³⁴S около 0 ‰ содержат серу магматических источников, т.е. серу, которая отделялась от магмы или была извлечена из сульфидов изверженных пород. Источником серы со значениями д³⁴S около 20 ‰ были океаническая вода или морские эвапориты. Сера месторождений с промежуточными значениями д³⁴S произошла из местных вмещающих пород, рассеянных сульфидов или из других отложений /Хёфс, 1974/. Первая работа, в которой детально исследовался изотопный состав серы сульфидов Талнахского месторождения, была выполнена В.А. Гриненко, Л.Н. Гриненко. В ней сделаны выводы о том, что близкий к метеоритному, изотопный состав серы большинства медно-никелевых месторождений из различных регионов мира свидетельствует о глубинном подкоровом источнике рудообразующего вещества и исходном физико-химическом процессе формирования руд отдельных месторождений. Существенные отличия изотопных отношений серы медно-никелевых руд от метеоритного значения (более 4‰) указывают на ассимиляцию никеленосной магмой серы корового происхождения /Гриненко, 1974; Гриненко, 1980/.

Особенностью крупных месторождений Норильского района является повышенное содержание ³⁴S, что вероятно, обязано постмагматической деятельности, так как в экзоконтактовых рудах, по сравнению с сульфидами других типов руд, отмечаются более высокие значения S³⁴.

ГЛАВА 2. ОБЩИЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ НОРИЛЬСКОГО РУДНОГО РАЙОНА

2.1 История геологической изученности

О наличии в районе современного Норильска полезных ископаемых людям было известно ещё в бронзовом веке: близ озера Пясино обнаружена стоянка людей бронзового века, где найдено примитивное оборудование для плавки и литья и сырье (шарики самородной меди).В XVI--XVII веках медь норильских месторождений использовали жители Мангазеи. Мангазея -- город, располагавшийся за Полярным кругом на реке Таз, статус города этот заполярный посёлок получил в 1603 году. Упадок Мангазеи во второй половине XVII века связан с распоряжением правительства царя Алексея Михайловича о запрете ходить в Мангазею морским путём. Эта мера правительства была вызвана опасениями за целостность сибирских границ, так как Северный морской путь привлекал государства Западной Европы (Англия, Голландия) как возможный путь в Индию. Морской путь в Мангазею был закрыт, на Ямальском волоке был поставлен стрелецкий кордон /Белов, 1981/.Во время Великой Северной экспедиции в 1736 году Василием Прончищевым было исследовано восточное побережье полуострова от Хатангского залива до залива Фаддея. В 1739--1741 годах первое географическое исследование и описание Таймыра было сделано Харитоном Лаптевым. Он же составил и первую достаточно точную карту полуострова. В 1741 году Челюскин продолжил исследование восточного побережья и в 1742 году открыл крайнюю северную точку Таймыра -- мыс, получивший впоследствии его имя -- мыс Челюскина.Первые описания геологии района принадлежат А.Ф. Миддендорфу (1860 г.), Ф.Б. Шмидту (1872 г.), Э.В. Толю (1895 г.), И.А. Лопатину (1897 г.) В начале ХХ в. по рекам Курейка, Маймеча и Романиха до Хетты и в верховьях Котуя работала Хатангская экспедиция Русского Географического общества под руководством И.П. Толмачева, составившего первую геологическую карту района масштаба 1:4200 000. Первые заявки на полезные ископаемые района (каменный уголь, вторичные медные руды) Норильска сделаны в конце ХIХ в. купцом А.П. Сотниковым из Дудинки.

Начало систематическому изучению Норильского района положил Н.Н. Урванцев. Он составил геологические карты района, подсчитал запасы каменного угля, открыл ряд месторождений сульфидных медно-никелевых руд. Впоследствии работы по изучению района были продолжены Б.Н.Рожковым, А.Е. Воронцовым, А.А. Кордаковым, П.Н. Кобановым, Г.Г Мором, В.К. Котульским, М.Н. Годлевским, И.А. Коровяковым, Г.Д. Масловым, Г.Б. Роговером, В.Ф. Кравцовым, Л.Л. Ваулиным, Ю.Н. Седых, В.С. Нестеровским, В.Ф. Ржевским, В.А. Люлько, М.З. Комаровой, Н.С. Маличем, Р.Г. Матухиным, В.С. Голубковым, И.Н. Горяиновым, Н.Ф. Щедриным, В.В. Дистлером, Д.А. Додиным, О.А. Дюжиковым, О.В. Петровым, Ф.Г. Марковым, В.И. Драгуновым, Т.К. Баженовой, В.А. Даценко, О.А. Вотахом, Г.Г. Гелецяном, В.Ф. Ржевским, М.П. Савушкиным и др.

В пределах Норильского рудного региона, наряду с интенсивными геологоразведочными и эксплуатационными работами проведен значительный объем геофизических исследований - наземная и аэромагнитная съемки разных масштабов, гравиразведка и ряд модификаций электроразведки. Поисковыми работами 1975-77г.г. /Винницкий и др., 1975-77ф/ на юго-восточных флангах месторождения Норильск - I, впервые была вскрыта и прослежена на 2-5км в субширотном направлении дифференцированная интрузия (скв. ЮН), являющаяся продолжением интрузии Норильск - I. Тогда же было установлено, что Восточно-Норильская ветвь, с которой связано рудопроявление, локализована на уровне туфолавовой толщи пермо-триаса и лишь частично в верхней части отложений тунгусской серии. В честь Героя Социалистического Труда СССР геолога Г.Д. Маслова, который первый указал на перспективы этой площади в 1962 году, рудопроявление получило название Масловское. Проведёнными работами была определена высокая перспективность данного района и даны рекомендации на продолжение дальнейших поисковых работ. В 1982г. по результатам геологического изучения центральной части Норильского промышленного района Ваулин Л.Л., Седых Ю.Н., Федоренко В.А. провели анализ, систематизацию и обобщение материалов всех предшествующих работ. Материалы легли в основу Государственной геологической карты масштаба 1:50000 и карты закономерностей размещения медно-никелевых руд /Ваулин и др.,1982ф/. В 1978 - 1981г.г. геологами НКГРЭ /Душаткин и др., 1981ф/ проводились общие поиски сульфидных медно-никелевых руд масштаба 1:50000 в центральной части Норильской мульды. В результате была составлена геологическая карта масштаба 1:50000, карта полезных ископаемых с элементами прогноза, опоискована Восточно-Норильская ветвь интрузии Норильск -I и западные фланги месторождения г. Черной. Был сделан прогнозный подсчет запасов медно-никелевых руд по кондициям 1964г. Запасы руды Масловского рудопроявления составили 155 млн.т., запасы меди и никеля 689 и 457 тыс. т., соответственно. В 1982г. по результатам тематических работ /Федоренко, 1982ф/ была разработана новая схема классификации интрузий и схема генетического соотношения магматических образований с характеристикой физических свойств и отражающих их геофизических полей. Проведено районирование региональных гравитационного и магнитного полей. Разработаны новые магматические, тектономагматические и геофизические поисковые критерии на сульфидные медно-никелевые руды. В 1984г. группой геологов ЦНИГРИ /Степанов, Туровцев, Лихачев и др., 1984ф/ были проведены научно-исследовательские работы, целью которых являлось геолого-генетическое обоснование поисков новых медно-никелевых месторождений в Норильском районе. В результате работ уточнены и ранжированы некоторые поисковые критерии медно-никелевого оруденения, охарактеризован ряд перспективных площадей. Дана подробная характеристика Восточно-Норильской ветви интрузии Норильск -I, с которой связано Масловское рудопроявление и выявлена перспективность Южно-Норильской ветви рудоносной интрузии. В 1984г. проводились поиски сульфидных медно-никелевых руд в центральной части Норильской мульды масштаба 1:50000 /Симонов, 1984ф/. По результатам работ составлена геологическая карта масштаба 1:50 000, карта полезных ископаемых с элементами прогноза. В зоне Норильско-Хараелахского разлома прослежена Восточно-Норильская ветвь, а также выделена и прослежена Южно-Норильская ветвь интрузива Норильск - I с промышленным содержанием металлов. Выявлено рудопроявление к западу от Норильско-Хараелахского разлома (скв. ПЕ-72, 73, 74). В этот же период был проведен ряд тематических работ. В 1982г. А.В.Тарасовым разработаны геолого-структурные модели рудного района, рудного поля, месторождения норильского типа. Выделены и обоснованы структурные, петрографические и петрохимические критерии прогноза рудоносных интрузивов и залежей руд. Дана прогнозная оценка флангов промышленных рудных полей. В 1986г. специалистами НКГРЭ /Шадрин, Федоренко и др., 1986ф/ разработана методика диагностики интрузивных образований на количественной петрохимической основе, позволяющая определять апофизы интрузивов Норильско-Талнахской группы. По результатам работ, перечисленных выше, были даны геологические рекомендации для постановки поисковых работ. В 1982-1987г.г. проведено геологическое доизучение Норильского района масштаба 1:200000. Были систематизированы все имеющиеся сведения о геологическом строении, о проявлениях полезных ископаемых и геофизических аномалиях и составлен комплект геологических карт /Струнин и др.,1987ф/. Итогом работ стало издание в 1991г. геологической карты Норильского рудного района масштаба 1:200000, которая до сих пор является наиболее полной по информации о геологическом строении района и опорной базой для планирования поисковых работ. В период с 1987 по 1993 г.г. были проведены поисковые работы по оценке перспектив глубоких горизонтов и флангов Норильского рудного узла на богатые медно-никелевые руды /Душаткин и др., 1993ф/. Поисковыми работами было оконтурено и опоисковано рудное поле в нижнем, девонском, этаже локализации с вкрапленным - в интрузиве, и прожилково-вкрапленным - в экзоконтакте, сульфидным медно-никелевым оруденением. Подсчитаны прогнозные ресурсы и даны рекомендации о местах заложения скважин.

Помимо работ геологического содержания, в пределах площади работ проводились многочисленные геохимические исследования, как в рамках производственных проектов, так и научно-практического содержания. Результаты большей части этих работ были обобщены и нашли своё отражение в отчёте о региональных геохимических исследованиях масштаба 1:200000 /Снисар, 1994ф/. Тогда же была составлена карта поверхностных литохимических ореолов в коренных породах, а также составлен комплект геохимических карт по различным средам опробования и прогнозно-геохимическая карта. В 2004г. составлен аналитический отчет Масловского платиноидно-медно-никелевого рудопроявления по результатам предшествующих работ /Кокорин, Третьяк и др., 2004ф/. Был сделан подсчёт запасов по кондициям 1975г. С применением кондиций 1975г. запасы руд и металлов уменьшились, относительно кондиций 1964г., более чем в два раза. Однако, используя кондиции рекомендованные институтом 'Гипроникель' для малосульфидных платинометальных руд месторождения Норильск - I, объём запасов руд и металлов сопоставим (и даже превышает) с запасами 1981г. При современных ценах на металлы продажная стоимость оценённого месторождения, по данным аналитического обзора, может составить более 700 млн. долларов.

2.2 Особенности геологического строения

Норильский район расположен в северо-западной части Сибирской платформы, в краевой части одной из наиболее крупных структур чехла - Тунгусской синеклизы. Последняя с севера и северо-запада обрамляется региональным Енисей-Хатангским мезо-кайнозойским прогибом, являющимся естественной южной границей распространения складчато-покровных образований полуострова Таймыр и архипелага Северная Земля. На их сочленении выделяют переходную Приенисейскую область краевых поднятий и впадин, относимую в настоящее время /Геология и полезные…, 2002/ к Игарско-Норильской палеорифтогенной системе, в пределах которой и локализованы основные рудные узлы и рудопроявления. Зона состоит из следующих основных структурных элементов: Норильской, Хараелахской, Вологочанской, Имангдинской, Иконской мульд, выполненных вулканогенно-осадочными отложениями верхнепермско-нижнетриасового возраста, Хантайско-Рыбнинского вала и Пясинского поднятия, сложенных палеозойскими осадочными породами. Заложение структур относят к началу палеозоя, окончание формирование - к концу нижнего триаса.

Игарско-Норильская палеорифтогенная система является частью блока земной коры, не характерной для платформ, имеющей повышенную подвижность на протяжении всей истории развития со свойственной рифтогенным системам глубинной структурой. Этот блок отделен глубинными разломами от Тунгуского и Таймырского блоков, имеющих обычное платформенное строение. Для него характерны высокоградиентные прогибы в фундаменте, выполненные мощными (до 15км) осадочно-вулканогенными толщами; горсто-грабеновое строение и большая плотность разломов; повышенная мощность 'базальтового' слоя; значительный объем извергнутого мантийного вещества; присутствие промежуточного слоя между корой и мантией со скоростью продольных волн Vр=7,3 км/с. Под Норильским районом он располагается на глубине 35 км (рис. 2.2.1).

Рис. 2.2.1 Сейсмогеологический разрез по профилю Диксон-Хилок.

Масштаб горизонтальный 1:1000000, вертикальный 1:100000 с исп. материалов А.В. Егоркина, Н.М. Чернышева и др. /Егоркин и др., 1984/

1-7 - оболочки земной коры (1 - терригенный комплекс J-K, 2 - осадочно-вулканогенный комплекс V-T с никеленосными интрузивами, 3 - осадочно-вулканогенный комплекс PR, 4 - 'гранитная' Г, 5 - 'базальтовая' Б, 6 - промежуточный слой между корой и мантией, 7 - мантия); 8 - разуплотненные 'линзы'; 9 - линзы с повышенной плотностью в консолидированной коре; 10 - поверхность Мохоровичича (М); 11 - мантийные разломы, ограничивающие а - рифтовую систему в целом и б - отдельные блоки рифтогенной системы; 12 - коровые разломы (а - прослеженные, б - предполагаемые); 13 - разуплотненный путепровод магм и флюидов; 14 - сейсмические границы земной коры (а - уверенные, б - предполагаемые)

В пределах Норильского региона неоднократно возобновлялось рифтообразование. Главная его фаза относится к рифею, возможно, к раннему протерозою /Малич и др., 1988/, когда накапливались грубые вулканогенно-терригенные отложения начальных стадий рифтогенеза /Геологическое строение СССР…, 1987/, вызвавшего на поздней стадии разряжение магматических очагов с образованием мощной (более 3 км) толщи толеитовых, трахибазальтовых и пикритоидных формаций, вскрытых в Игарском поднятии /Туганова, 1992, 1995 и др./. Рифтогенный режим в пределах провинции прерывался перикратонным, хатакратонным и приорогенным (коллизионным) режимами /Металлогеническая карта …, 1987/. Отчетливо проявилась девонская рифтогенная фаза, когда накапливались сульфатно-карбонатные толщи с мощными пачками солей в узких субпараллельных изолированных впадинах, сходных со структурами Виллингтон Вичита Северо-Американской платформы, имеющих палеорифтогенную природу /Малич, 1975; Рифтогенез Сибирской …, 1989/.

В визейском веке сводово-глыбовые движения, охватившие Западносибирскую низменность, сопровождались дроблением и вдоль Хантайско-Рыбнинского поднятия (Норильский район) с образованием Нижнетунгусского присводового прогиба /Малич, 1975/, выполненного угленосной формацией с зональностью углей, присущей активизированным мезозойским структурам юго-востока Cибирской платформы.

Возобновление раздвиговых движений типично для континентальных палеорифтов, являющихся ослабленными зонами, вдоль которых стремится разрядиться напряжение /Рифтогенез Сибирской…, 1989/.

После позднепалеозойского сжатия и образования надвигов в раннем триасе происходит реактивизация рифтового процесса, способствовавшего интенсивной магматической деятельности в связи с высокой раздробленностью и проницаемостью литосферы, унаследованной со времени образования протерозойского палеорифта.

В результате растяжения в триасе в Енисей-Хатангском рифтогенном прогибе (блоке, смежном с Норильским), расположенным к северо-западу от него (рис.2.2.1) накапливались вулканогенно-осадочные формации, заполнявшие впадину (мощность последних по геофизическим данным до 5-8 км), служившую осевой частью раннемезозойского палеорифта. В его юго-восточной части, к которой относится Норильский район, существовало сводовое поднятие, деструкции которого способствовало проявление раннетриасового рифтогенеза, охватившего также Западносибирскую плиту и южную часть Таймыра /Петров, 1987, 1988/.

Рассредоточенное рифтообразование в раннем триасе в смежной (палеорифту) Путоранской области, где на огромной территории (~1,5 млн. км²) происходило массированное излияние базальтов с небольших (до 200 км) глубин мантии, сопровождалось во времени сосредоточенным рифтогенезом в Игарско-Норильской палеорифтогенной системе /Металлогеническая карта ..., 1987/. Благодаря этому внедрение рудоносных интрузивов и сульфидных масс обеспечивалось постоянством геодинамического и флюидно-теплового режима, предопределивших благоприятные условия для образования сложных комплексных длительно формировавшихся платиноидно-медно-никелевых месторождений норильского типа.

По мнению ряда исследователей, внешняя граница распространения рудоносных интрузивов (норильского комплекса) очерчивается ареалом присутствия ультраосновных лав (гудчихинской и туклонской свит). Эта граница совпадает с восточной частью глубинной структуры сейсмического профиля Диксон-Хилок (рис. 2.2.1).

2.3 Стратиграфия и магматизм

Фундамент платформы в Норильском районе не вскрыт. О его характере свидетельствуют обломки мусковитовых лейкогранитов в эксплозивном аппарате раннетриасового возраста, расположенном в 20 км к югу от г. Норильска. Возраст (K-Ar) этих пород составляет 1700-2200 млн. лет. Здесь же обнаружены серицит-хлоритовые сланцы, сходные со сланцами плахинской свиты и красноцветные кварцитовидные песчаники, подобные песчаникам губинской свиты, вскрытым в районе г. Игарки, а также вулканиты основного, среднего и кислого состава с К-Аr радиологическим возрастом 1300 - 1700 млн. лет (K-Ar датировки) /Геология и рудные..., 1994/.

Рифейские и вендские осадочные, осадочно-вулканогенные, вулканогенные и интрузивные формации рассмотрены в работах /Драгунов, 1963; Гелецян, 1974; Малич, 1975; Ржевский и др., 1978; Туганова, 1992, 1995; Савушкин, 2000 и др./. Рифейский ряд формаций представлен известняково-кремнисто-доломитовой (низы медвежинской свиты, около 400 м), пестроцветной глинисто-карбонатной (верхи медвежинской свиты, 350 м), туффитовокарбонатной (лудловская свита, 140-550 м) и коррелирующимися с последней трахиандезитбазальтовой (староигарская толща, 290 м), трахибазальтовой (низы игарской толщи, 415 м), перемежающейся трахибазальтовой и натриевых базальтов (средняя часть игарской толщи, 1125 м), натриевых базальтов (располагающихся выше трахибазальтов, 960 м), пикрит-базальтовой (Восточно-Плахинская пачка -самые верхи игарской толщи, около 40 м) и перекрывающими их доломитово-известняково-битуминозной (низы чернореченской свиты, 282 м) и глинистой (верхи чернореченской свиты, 130 м) формациями. Вулканогенные и интрузивные образования проявились на всех стратиграфических уровнях. Вулканиты характеризуются фациальной изменчивостью и часто не установленными отношениями с осадочными породами. Игарский ряд формаций подстилают раннепротерозойские (?) вулканогенные образования, представленные лейкотрахибазальтами старомостовской толщи, вскрытыми скважинами на правом берегу р. Енисей.

Докембрийские интрузивы в пределах Игарского поднятия в виде силлов и даек различной мощности обнаружены на обоих берегах р. Енисей а также вскрыты скважинами в бассейнах рек Сухариха, Гравийка, Черная и руч. Спиллитовый. Выделяются маломощные (до 5 м) интрузии трахидиабазов, пикритоподобных трахидиабазов (анкарамитов) и плагиоклазовых авгититов с калиевой специализацией; более мощные интрузивы (до 200 м и более) щелочных сиенитов (и лампрофиров) с натриево-калиевой специализацией, альбитизированных диабазовых порфиритов (до 70 м) и габбро-диоритов (более 200 м), а также более поздние маломощные до 3-5 м интрузивы ферродиабазов и метадолеритов нормальной щелочности /Туганова, 1992 и др./. В целом интрузивы комагматичны вулканитам, имеют близкий состав и одинаковую последовательность внедрения. Для магматических образований не исключены разные питающие очаги и более позднее приразломное (зональное) ощелачивание. Магматических образований от кембрия до верхнего палеозоя не выявлено. Ряд магматических формаций Норильского региона поздне- палеозойско-раннемезозойского этапа представлен трахибазальтовой, чередующейся со щелочноосновной пирокластической (ивакинская свита, 0-380 м), трахидолеритовой (ергалахский комплекс), толеит-базальтовой (сыверминская и низы гудчихинской свит, 0-375 м), пикритбазальтовой (средняя и верхняя часть гудчихинской свиты, 0-175 м), туффито-песчаниковой (верхи гудчихинской свиты, хакончанская свита, 0-500 м), толеит-базальтовой, переслаивающейся с пикрит-базальтовой (туклонская свита, 90-300 м), толеит-базальтовой (надеждинская свита, 150-530 м, моронговская, мокулаевская, хараелахская, кумгинская, самоедская свиты, 1280-2970 м) с прослоями (5-100 м) туффито-песчаниковой и пачкой (до 35 м) анкарамит-базальтовой формации, а также интрузивными комплексами /Лурье и др., 1962; 1973; Туганова, 1977 и др./ толеит-долеритового состава: катангский (оганерский), ангарский (?), далдыканский, агатский комплексы; троктолит-долеритового состава (курейский комплекс), плагиооливинит-габбрового состава (норильский комплекс).

Определения радиологического возраста для эффузивов ивакинской, сыверминской, гудчихинской и хараелахской свит методом ⁴⁰Ar - ³⁹Ar по плагиоклазу и валовому составу пород показали близкие значения 243,5-245,3 млн. лет. В то же время для пород интрузива Норильск-1 (пересекающей лавы от ивакинской до надеждинской свиты), возраст, определенный тем же методом по биотиту показал 248,7±2,4 и 249,2±2,4 млн. лет /Dalrymple et al., 1991/. Возраст лав (ивакинская -надеждинская свиты) не может быть существенно моложе пермско-триасового рубежа /Геология и рудные...., 1994/. О возрасте вулканогенной толщи свидетельствуют и палеонтологические данные. В основании хараелахской свиты были обнаружены останки динозавра, которые по заключению Л.П. Татаринова принадлежат дицинодонту Listosaurus (?) Cope, относящемуся к нижней трети разреза нижнего триаса /Геология и рудные ...., 1994/.

Было предложено несколько схем развития магматизма для Сибирской платформы в целом и для Норильского региона в частности. Но особенно подробно изучались интрузивные образования Норильско-Таймырского района, поскольку с некоторыми из них ассоциируют крупные и уникальные месторождения платиноидно-медно-никелевых сульфидных руд.

М.Н. Годлевским /Годлевский, 1959/ для Норильского региона выделено четыре вулканических цикла - один в перми и три в триасе. Рудоносные расслоенные интрузивы норильского типа им отнесены к заключительным фазам магматизма. Среди них М.Н. Годлевский впервые выделил два типа интрузивов: тип интрузивов Норильск-1 и тип интрузивов г. Зуб, различающихся степенью расслоенности, составом пород и различными размерами месторождений сульфидных платиноидно-медно-никелевых руд, ассоциирующих с ними.

Б.В. Олейниковым и В.Н. Шараповым /Олейников, Шарапов, 1961, Олейников, 1979/ среди интрузивных образований выделено восемь фаз магматизма, объединяющихся в четыре комплекса - субщелочной, нормальный, субгипербазитовый и еще один нормальный.

А.М. Виленский, Г.И. Кавардин, Л.И. Кравцова и Г.Н. Старицина среди дифференцированных интрузивов северо-запада платформы наметили три ветви дифференциации базальтовой магмы - риолитовую, толеитовую и фонолитовую /Виленский и др., 1963/. Это расчленение основано на различиях в петрохимических коэффициентах, отражающих характер соотношения щелочей с рядом ведущих компонентов породы. При таком расчленении интрузивы различных типов попадают в одну группу.

Д.А. Додин и В.С. Голубков /1962/ для северо-западной части Сибирской платформы выделили несколько тектоно- магматических циклов, под которыми понимается процесс образования эксплозивных, эффузивных и интрузивных пород, ограниченный во времени сменой тектонических условий. Тектоно-магматические циклы характеризуются авторами часто только на основании изучения туфолавовой толщи. Намечающаяся комагматичность интрузивов с эффузивами весьма условна. Сомнительно и отнесение рудоносных интрузивов к четырем различным циклам только на основании их различного положения в стратиграфическом разрезе.

Н.Н. Урванцевым предложено расчленение интрузивов Норильского региона на пять групп: недифференцированные, слабодифференцированные, дифференцированные, отдельные дифференциаты и сложные интрузии /Урванцев, 1973, 1982/.

А.П. Лихачев /Лихачев, 1980, 1986 и др./ в качестве классификационного признака при расчленении интрузивов норильского района использовал содержание в них средневзвешенного состава MgO, выделяя мафические безрудные интрузивы с содержанием MgO до 8%, мезомафические рудоносные (MgO от 8 до 30%) и ультрамафические (MgO >30%), отсутствующие в районе. Интрузивы с сульфидным медно-никелевым оруденением им относятся к мезомафическим.

М.З. Комаровой (1974) в северной части Норильского плато выделено шесть интрузивных комплексов: ергалахский, катангский, норильский, среднеергалахский, туринский (далдыканский) и моронговский, а также отдельно тип интрузивов руч. Пикритового. Большая часть комплексов идентична расчленению М.Л. Лурье и др. (1962 и др.). Особое внимание М.З. Комарова уделила интрузивам, с которыми ассоциирует сульфидное медно-никелевое оруденение. По её данным породы моронговского комплекса по петрогеохимическим особенностям существенно отличаются от норильского, поэтому они были выделены ею в самостоятельный моронговский комплекс. Отличия выразились в свежести пород, широком развитии габбро-троктолитов с гломеропорфировыми скоплениями плагиоклаза, незначительной по масштабу сульфидной минерализацией (бедной никелем и медью), низким содержанием хрома и слабыми проявлениями метаморфизма вмещающих пород.

В.В. Дистлером, О.А. Дюжиковым, А.В. Тарасовым (1983) в составе магматических образований Норильского района выделены четыре группы позднепалеозойско-ранне-среднетриасовых формаций: щелочно-базитовая, гипербазитовая (коматиитовая), щелочно- гипербазитовая и базитовая. Рудоносные расслоенные интрузивы с сульфидными медно-никелевыми рудами и пикритовые лавы гудчихинской и туклонской свит были отнесены к коматиитовой формации благодаря петро-геохимическому сходству с расслоенными рудоносными интрузивами. Они характеризуются общей геохимической специализацией на никель, кобальт, хром, платину палладий и калий, а также близостью состава с коматиитами. Интрузивы выделенной формации авторами отнесены к трем типам: (1) дифферинцированным лейкократовым интрузивам с преобладанием базитов; (2) 'полнодифференцированным' интрузивам, в которых наряду с базитами четко обособлены гипербазитовые породы; (3) дифферинцированным меланократовым интрузивам с преобладанием гипербазитов и базитов повышенной основности.

По данным В.А. Люлько и др. /Геология и рудные …, 1994 и др./ рудоносные интрузивы относятся к норильской ассоциации, которая подразделялась ими на две основные группы: хромистую (талнахско-норильскую) и малохромистую (моронговскую, нижнеталнахскую). Зубовская группа интрузивов по составу руд и содержанию в ультрамафитах хрома мало чем, по их мнению, отличается от талнахско-норильской и поэтому объединяется с ней. Малохромистые сульфидоносные интрузивы, по их мнению, косвенно указывают на зоны перспективные для поисков промышленно-рудоносных интрузивов.

Выделенные типы рудоносных интрузивов отвечают типам интрузивов, выделенным М.Н. Годлевским /Годлевский, 1959 и др./, но под другими названиями, а также норильскому комплексу и нескольким типам в его составе, отмеченным геологами ВСЕГЕИ /Лурье и др., 1973/.

Традиционные представления о последовательности магматической деятельности при становлении трапповой формации в пределах Сибирской платформы предполагают образование интрузий этой формации в пять фаз внедрения (одна позднепермская и четыре раннетриасовых) /М. Л. Лурье, В. Л. Масайтис, Л. А. Полунина, 1962; и др./. К каждой из фаз приурочены типы интрузий, характеризующиеся определённым минеральным и вещественным составом пород, степенью дифференциации, особенностями внутреннего строения и залегания. Насчитывается 15 типов интрузий: ергалахский, пясинский, фокинский, бираякански, огонерский, амбардахский, норильско-талнахский, зубовский, курейский, ханарский, моронговский, далдыканский, баханайский, авамский, хеттский. Принцип их выделения основан на химическом составе и структурном характере рудных срастаний.

Ниже кратко описаны все типы интрузий, каждый из которых имеет свой типичный по строению разрез и состав.

Позднепермские интрузии

Первая фаза внедрения.

Ергалахский тип интрузий (евР₂е) - представлен трахидолеритами, титан-авгитовыми долеритами, являющихся комагматами трахибазальтов и титан-авгитовых долеритов ивакинской свиты. Развиты на севере Хараелахского, северо-западе Норильского и западной окраине Сыверминского плато. Слагают недифференцированные силлы многоярусного строения и пологосекущие тела.

Пясинский тип интрузий (фнвР₂р) - представлен субщелочными габбро-долеритами и долеритами, которые характеризуются высоким содержанием титана, повышенными калия кремнезема, фосфора, а также циркония, бария, ванадия. Количество никеля и кобалта минимальное. От долеритов ергалахского типа они отличаются повышенными значениями меди, хрома, ванадия. Сходство в химическом составе и сонахождении титан-авгитовых долеритов ергалахского типа и субщелочных пород пясинского типа позволили предположить что они являются близкими по времени образования.

Раннетриасовые интрузии

Образовались в течение второй - пятой фаз внедрения; вторая - фокинский, бияраканский типы, третья - огонёрский, амбардахский типы, четвёртая - норильско-талнахский, зубовский, курейский, ханарский типы, пятая - моронговский, далдыканский, баханайский, авамский типы.

Вторая фаза внедрения

Фокинский тип интрузий (щ-qнвT₁ѓ) - представлен слабодифференцированными телами, сложенными пикритами, пикродолеритами, троктолитами, долеритами. Образуют слабодифференцированные тела, пользующиеся незначительным распространением в Норильско-Хараелахской тектоно-магматической зоне. На юго-западе Норильского плато это Нижнефокинская интрузия, которая приурочена к зоне Фокинско-Тангаралахского разлома, и локализуется в угленосных отложениях тунгусской серии. Предполагается, что интрузии фокинского типа и пикритовые лавы гудчихинской свиты являются комагматами, сформировавшимися из 'высокомагнезиального расплава, не прошедшего стадию докамерной эволюции, и, следовательно, отвечают составам исходного ювенильного вещества'.

Бираяканский тип интрузий (нвT₁br) - представлен палаганитовыми и пегматойдными габбро-долеритами, толеитовыми долеритами, слагают слабо-дифференцированные и недифференцированные, тела приуроченные к зоне сочленения Анабарской антеклизы и Тунгусской синеклизы на юго-востоке территории. К слабодифференцированным интрузиям относятся тела, залегающие в отложениях верхней перми в долинах Бираякана и Чангады, сложенные палагонитовыми габбро-долеритами, толеитовыми долеритами и пегматойдными габбро-долеритами. Недифференцированные интрузии представлены, толеитовыми долеритами, в бассейне Хекчекит-Сене, в долине Левой Рубаски и в котловине озю Дюпкун инъецируют туфы ксенотуфы правобоярской свиты.

Третья фаза внедрения

Огонерский тип интрузий (нвT₁o)- представлен силлами габбро-долеритов, оливиновых долеритов а также кварцевых габбро-долеритов мощностью до первых сотен метров, многоярусными телами, секущими телами сложной морфологии; локализуются как в осадочных образованиях, так и в нижней части разреза вулканитов. Они широко распространены в пределах Норильского, Хараелахского и Сыверминского плато, представлены мощными силами, пластовыми, часто многоярусными телами, штоками, дайками и секущими интрузиями сложной морфологии. Дифференциация выражена слабо: вверх по разрезу интрузий незначительно уменьшается оливина и появляется кварц.

Амбардахский тип интрузий (нвT₁am) - представлен габбро-долеритами, толеитовыми долеритами, развитыми на востоке территории в зоне сочленения Тунгусской синеклизы и Анабарской антиклизы в бассейнах Маймечи, Амбардаха, Аякли и т.д. Развиты в виде пологосекущих и согласных с вмещающими породами силлов мощностью от первых до 200 метров и протяженностью до 15 км. Типичной по строению является интрузия Южная на водоразделе Долготной и Правого Атырдяка.

Четвёртая фаза внедрения

Норильско-талнахский тип интрузий (щ-ндT₁n) - представлен пикритами, пикродолеритами, троктолитами, оливиновыми габбро-долеритами, кварцевыми габбро-долеритами, лейкогаббро, габбро-диоритами. Это полнодифференцированные тела с четко выраженной расслоенностью, хонолитообразной формы, имеющие длину до 15 км, ширину до 3 км и мощностью до 350 м, характерны извилистые очертания. Локализуются в сульфатно-терригенно-карбонатных отложениях нижнего-среднего девона, терригенных породах тунгусской серии и в низах вулканических образований (от ивакинской до нижней части надеждинской свиты), сопровождающиеся дайками, магматогенными брекчиями, мощными (до 400 м) околоинтрузивными ореолами. Сульфидное медно-никелевое оруденение приурочено к пикритовым и такситовым горизонтам, а также к нижнему экзоконтакту. В вертикальном разрезе интрузий выделяются следующие горизонты, снизу: контактовые долериты; такситовые габбро-долериты; пикродолериты, трактолит-долериты, оливиновые габбро-долериты, оливин содержащие и безоливиновые габбро-диориты; верхний такситовый горизонт, включающий хромитоносное лейкогаббро в ассоциации с пикродолеритами; прикровельный (прикровлевый) горизонт. В частных пересечениях интрузивных массивов некоторые из перечисленных горизонтов могут отсутствовать, меняться местами и даже пересекать друг друга.

К норильско-талнахскому типу относят интрузии Норильск-I, Норильск-II, горы Чёрной (Норильский рудный узел), Хараелахская и Верхнеталнахская (Талнахский рудный узел), Имангдинская (Имангдинский рудный узел), Тальминская (Тальминский рудный узел) и ряд других. Данный тип проявлен в северо-восточной части Норильской мульды, в юго-западной части плато Хараелах и приурочен к Норильско-Хараелахскому глубинному разлому. С ним связаны три основных эксплуатируемых месторождения медно-никелевых руд: Октябрьское, Талнахское и Норильск-1.

Зубовский тип интрузий (щв-qдT₁z) - представлен пикродолеритами, троктолит-долеритами, оливиновыми габбро-долеритами, габбро-долеритами, габбро-диоритами, кварцевыми диоритами, сложнопостроенными субпластовыми залежами с раздувами, пережимами и ответвлениями.

Отличительной особенностью является небольшой объем горизонта пикродолеритов и троктолит-долеритов, которые слагают отдельные неправильной формы тела среди оливиновых габбро-долеритов. Иногда пикродолериты почти не проявлены в разрезе.

К зубовскому типу относятся интрузии Зуб-Маркшейдерская (Норильский рудный узел), Верхняя Тулаек-Тасская (Талнахский рудный узел), Мантуровская (Имангдинский рудный узел), Буркан (южно-норильский рудный узел), с ними связана убогая вкрапленность сульфидов в слаборазвитом горизонте такситовых габбро-долеритов. Данный тип проявлен в северо-западной части норильского рудного узла, где контролируется Далдыканской зоной разломов. Максимальная мощность интрузий - до 250 м; залегают в осадочных отложениях нижнего-среднего девона.

Курейский тип интрузий (нв-qнвT₁k) - представлен троктолит-долеритами, габбро-долеритами, кварцевыми габбро-долеритами. Троктолит долериты и габбро-долериты имеют незначительное распространение в юго-западной части территории, являясь частью обширного ареала субмагнезиальных интрузий, принадлежащих к Летнинско-Имангдинской тектоно-магматической зоне.

Ханарский тип интрузий (щв-qнвT₁h) - представлен пикродолеритами, троктолит-долеритами, оливиновыми габбро-долеритами, габбро-пегматитами, кварцсодержащими габбро-долеритами. Распространены на востоке территории в зоне сочленения Анабарской антеклизы и Тунгусской синеклизы, в бассейнах рек Маймеча, Амбардах, Кунтыкахы, Чангада. К этому типу принадлежат пластообразные пологосекущие интрузии протяженностью в десятки километров, мощностью до 200 м, а также крутопадающие тела и штоки до 50 м в диаметре, залегающие в отложениях ордовика, силура, девона, Перми и нижнего триаса. Дифференциация ханарского типа интрузий различна. К этому типу относятся: Ханарская инрузия, Хунгтукунская интрузия, Правобоярская интрузия. Эти интрузии залегают в палеозойских отложениях в бассейнах Амбардаха и Маймечи.

Пятая фаза внедрения

Интрузии пятой фазы внедрения представлены в пределах норильского района моронговским и далдыканским типами.

Моронговский тип интрузий (щ-ндT₁m) - представлен пикритами, троктолитами, троктолит-долеритами, оливиновыми габбро-долеритами, габбро-диоритами. Габбро-диориты слагают пластовые и пологосекущие тела, Мощность интрузий -до 400 м; вмещающими являются нижне-среднедевонские сульфатно-карбонатные отложения. Они характеризуются преобладанием пикритов, троктолитов и троктолит-долеритов.

Интрузивы этого типа известны в пределах Талнахского (Нижне-талнахский и Нижне-Тулаек-Тасский), Норильского (Нижненорильский), Северо-Хараелахского (Клюквенный), Южно-Норильского (Зелёная грива) рудных узлов, а также развиты в центральной части Норильского плато, где образуют поле моронговских тел.

Далдыканский тип интрузий (нвT₁d) - представлен габбро-долеритами, оливиновыми долеритами. Образуют пластовые, иногда многоярусные тела и дайки, секущими весь разрез осадочных и вулканогенных образований и интрузии I-IV фаз внедрения; сложены габбро-долеритами, оливиновыми габбро-долеритами, долеритами. Интрузии далдыканского типа в основном безрудные. Воздействие на вмещающие породы выражено в образовании роговиков и скарнов.

Баханайский тип инрузий (нвT₁b) - представлен габбро-долеритами, кварцевыми габбро-долеритами. Развиты в восточной части территории, в зоне сочленения Тунгусской синеклизы и Анабарской антеклизы. Недифференцированные интрузии данного типа проявлены на площади круто- и пологосекущими силами небольшой протяженности, локализующимися преимущественно в терригенных отложениях тунгусской серии и в вулканических образованиях нижнего триаса в бассейнах Баханая, Левой Боярки, Хибарбы, Чопко, в карбонатных отложениях ордовика и силура и карбонатно-глинистых образованиях девона в бассейнах Тукалана, Сумны и Чангады. Интрузии данного типа секут интрузии амбардахского и ханарского типов.

Авамский тип интрузий (нвT₁a) - представлен толеитовыми долеритами, кварцсодержащими долеритами, кварцсодержащими габбро-долеритами. Они развиты преимущественно на севере плато Путорана, образуют дайки и малые тела, пересекающие весь разрез осадочных и вулканических образований территории и раннетриасовые интрузивные образования.

К интрузивным образованиям также относится гулинский комплекс щелочно-ультраосновных пород раннетриасового возраста, который объединяет образования разной глубинности формирования, распространенные на северной окраине Сибирской платформы в пределах Маймеча-Котуйской и Каменской провинций. Сложные интрузии гулинского комплекса сформировались в 7 интрузивных фаз: 1) дуниты, перидотиты, порфировидные оливиновые пироксениты, косьвиты; 2) мелилитовые породы: мелилитолиты, кугдиты, ункомпагриты, турьяиты, окаиты, альнеиты; 3) якупирангиты, мельтейгиты, малиньиты, шонкиниты, меланефелиниты и другие меланократовые щелочные породы; 4) ийолиты; 5) щелочные и нефелиновые сиениты; 6) фоскориты; 7) карбонатиты. К-Ar возраст интрузий составляет 225-245 млн. лет, что отвечает раннему триасу. Гулинский комплекс представлен интрузиями Гулинская, Романиха, Чангит, Атырдяк, Далбыха, Западный и Восточный Быхыт, Урукит и Кындын.

К среднетриасовым интрузивным образованиям относят кимберлиты, слагающие дайки и трубки в пределах Далбыхского поля щелочно-ультраосновных интрузий. На территории известна кимберлитовая трубка 'Красноярская' и ее сателлит трубка 'Желтенькая'.

Позднетриасовые интрузии представлены дайками и малыми телами преимущественно на севере плато Путорана.

Это так называемый хетский тип интрузий (фвT₃?h) - трахидолериты, кварцевые трахидолериты, тешенит долериты, юсситы, камптониты, мончикиты. Они приурочены к наиболее молодым дуговым разломам и пересекают туфолавовые свиты нижнего триаса до дельканской и самоедской включительно. Интрузивные породы хеттского типа характеризуются повышенной щелочностью преобладающей натровой специализации. Возраст интрузивных образовнаий хеттского типа определен условно.

2.4 Тектоническое строение

Отличительной чертой структурных ярусов палеорифтогенной системы (ПРС) является резко повышенная мощность в сравнении со структурами Сибирской платформы.

В целом Игарско-Норильская палеорифтогенная система прослеживается от Игарского поднятия до Иконской мульды. К северу она погружается под Енисей-Хатангский прогиб, затем вскрывается в Горном Таймыре, северо-восточное её ответвление совпадает с Большеавамской мульдой раннего триаса. Восточными ветвями ее являются также Дюпкунская и Нижнетунгусская палеорифтогенны системы, затухающие в пределах Восточносибирского кратона /Геологическое строение ..., 1987/.

Восточной границей Игарско-Норильской палеорифтогенной системы является Ламско-Летнинский и оперяющий его Кета-Ирбинский разломы, отделяющие систему от архейского кратона. Северо-западная граница рифтогенного блока проводится по Приенисейскому разлому, ограничивающему Западносибирскую плиту. К юго-западу палеорифтогенная система прослеживается на левобережье Енисея, где возможно смыкается с рифтами Западносибирской плиты.

В современной структуре Игарско-Норильской палеорифтогенной системы вскрыты крупные пликативно-надвиговые структуры, образующие Чернореченскую антиклиналь рифея, Хантайско-Рыбнинское поднятие, Кулюмбинская и Сухарихинская гребневидные антиклинали, cлагающие зону структур верхнего венда - силура, Норильско-Хараелахский прогиб и Дудинский вал поздней перми - раннего триаса. Все перечисленные структуры, по-существу, являются звеньями единой Енисейско-Туруханско-Игарской складчато-надвиговой системы, прослеживающейся и к северу на Горном Таймыре /Геология и полезные ископаемые …, 2002/.

Крупная структура рифейского складчатого cтруктурного яруса - Чернореченская гребневидная антиклиналь, охватывающая значительную часть Игарского поднятия, имеет меридианальное простирание. Западное крыло разорвано сбросом с амплитудой 1000-2000 м. Антиклиналь слагают черносланцевая известняково-аргиллитовая формация верхнего рифея (чернореченская свита), которая перекрывается с угловым несогласием, нижневендским полого-деформированным структурным ярусом, представленным флишоидной красноцветной формацией (излучинская свита). Верхневендско-нижнепалеозойские формации залегают западнее приосевой зоны антиклинали на рифейском складчатом основании (лайдашнинская свита), а восточнее - на нижневендских полого-деформированных образованиях (гравийская свита). Вышележащие образования (верхи венда - сухарихинская свита и кембрий) залегают согласно.

Наиболее крупной пликативной структурой Норильского региона является Хантайско-Рыбнинское поднятие северо-восточного простирания до 130 км длиной и до 30 км шириной. В его строении участвуют верхневендсконижнеордовикский, среднеордовиксконижне-девонский (лохков) и девонский полого-деформированные образования, а в пределах

Гремякинской антиклинали скважинами вскрыт рифейсконижневендский складчатый структурный ярус. Хантайский и Рыбнинский валы (гребневидные антиклинали), осложняющие поднятие, имеют северо-северо-восточное направление, расположены кулисообразно и осложнены сбросо-сдвигами и надвигами амплитудой до сотен метров, придавая поднятию 'чешуйчатое' строение. Общая амплитуда поднятия превышает 5 км.

Кулюмбино-Сухарихинская антиклинальная зона расположена к юго-востоку от ХантайскоРыбнинского поднятия кулисообразно и состоит из линейных гребневидных антиклиналей: Сухарихинской и Кулюмбинской северо-восточного простирания при общей протяженности до 200 км и ширине до 30 км. Зона сложена верхневендско - нижнеордовикским, среднеордовикско-нижнедевонским пологодеформированными образова-ниями. Интенсивность деформаций возрастает к Ламско-Летнинскому разлому.

Дудинский вал длиной 350 км ограничивает с запада Норильскую и Вологочанскую мульды, осложняющие Норильско-Хараелехский прогиб. Он перекрыт юрско-меловым и кайнозойским плитными образованиями. Вал является северным продолжением Енисейско-Туруханско-Игарской складчато-надвиговой системы. Западное его крыло срезано серией субмеридиональных сбросо-сдвигов, образующих шовную зону Приенисейского разлома. С севера, по геофизическим данным /Ремпель, 1983 и др./, вал ограничен зоной Северо-Хараелахского разлома и слабо изученной мульдой, выполненной толеитовыми базальтами. На стыке с Норильской и Вологочанской мульдами широко развиты надвиги, субмеридиональные сбросы и крутопадающие взбросо-сдвиги северо-западного простирания (Краевой, Дудинский и др.). В строении вала участвуют рифейские и верхневендскопалеозойокие (включая нижнекаменноугольные) образования.

Норильско-Хараелахский прогиб простирается с юго-запада на северо-восток более чем на 350 км. С запада он ограничивается Боганидским глубинным разломом, с северо-запада - Северохараелахским, на востоке прогиб сопряжен с Хантайско-Рыбнинским поднятием. Ширина прогиба от 50 до 90 км. Он выполнен вулканогенными (трахибазальтовой, пикрит-базальтовой, толеитбазальтовой) и интрузивными (трахидолеритовой, оливинит-габбровой, толеит-долеритовой) формациями триаса. Мощность вулканитов от 1500-2000 м в Норильской и до 3000-4200 м в Иконской мульдах.

Норильско-Хараелахский прогиб осложнен Норильской, Вологочанской, Хараелахской и Иконской мульдами и разделяющими их седловинами, горстами, поперечными поднятиями. Норильская и Вологочанская мульды разбиты серией разломов: Норильско-Хараелахским, Фокинско-Тангаралахским, Пясинским, имеющим северо-восточное простирание. Эти разломы ограничивают отдельные блоки, образующие горсты и грабены /Кулгахтахский и др./, брахиантиклинали (Далдыканская, Дудинско-Ергалахская), приразломные асимметричные брахисинклинали - центральнонорильскую, западно-норильскую, южнонорильскую и восточнонорильскую моноклиналь, образовавшиеся по данным Д.И. Мусатова при воздымании центральной части Норильской мульды и сдвиге в результате горизонтальных движений с запада на восток.

Хараелахская мульда асимметрична относительно Норильско-Хараелахского разлома и состоит из горстов и грабенов северо-восточного простирания, разделенных Пясинским, Дьянгнинским, Фокинско-Тангаралахским и Норильско-Хараелахским разломами. Выделяются Талнахско-Кумгинский грабен и Северо-Хараелахский горст. С юго-запада Хараелахская мульда ограничена Пясинской антиклиналью. На их границе расположена зона просадочных структур /Кравцов, 1973/, Норильско-Хараелахский разлом и параллельные ему разломы при пересечении с северо-запад Пясинско-Рыбнинским разломом образуют систему дугообразных сбросов, сдвигов и надвигов субширотного простирания. Амплитуда просадочных структур достигает 1 км.

Иконская мульда близка к окружности. Её размер 70х60 км. Она ограничена на западе Кумгинским, а на востоке - Кыстыхтахским разломами. Северное крыло мульды крутое, южное - более пологое. Её пересекает Иконский разлом.

Для Игарско-Норильского региона важнейшее значение имеют глубинные разломы. Одним из наиболее значимых разломов является Норильско-Хараелахский, с которым связаны крупнейшие месторождения платиноидно-никелево-медных руд (Норильское, Талнахское, Октябрьское). Простирание разлома северо-северо-восточное, протяженность более 350 км, ширина зоны нарушений 10-20 км. Он прослеживается в магнитном поле и по данным глубинного сейсмического зондирования достигает мантии /Егоркин и др., 1984; Аветисов и др., 1984/. На всем протяжении разлом оперяют менее масштабные разломы северо-восточного (Микчангдинский, Ергалахский и др.) и северо-западного (Талнахская зона грабенов) простирания. Главный шов Норильско-Хараелахского разлома в виде зоны милонитов и тектонических брекчий имеет ширину до 100 м. Вертикальное смещение вдоль зоны достигает 400-1000 м, горизонтальное - 4-6 км, иногда до 20 км, что объясняется сбросо-сдвиговой природой. На юге Норильско-Хараелахский разлом переходит в Игарско-Сухарихинский разлом, оперяющий в свою очередь крупнейший трансконтинентальный Приенисейский разлом, располагающийся на границе Игарско-Норильской рифтогенной системы и Западносибирской плиты.

Вторым крупным разломом является Ламско-Летнинский (или ИмангдиноЛетнинский) долгоживущий разлом. Он неоднократно активизировался в эпохи рифтогенеза (рифей, венд, девон, поздний палеозой, ранний мезозой). В современной структуре он выражается в виде зоны (шириной 10-20 км) сбросов, надвигов, приразломных складок, грабенов, вдоль которой происходит смена фаций и мощностей формаций фанерозоя. Разлом контролирует положение платиноидно-медно-никелевых месторождений и рудопроявлений (Имангда, Мантура, Накохоз и др.) и магнетитовых проявлений (Макус). Менее изучены Боганидский, Фокинско-Тангаралахский, Северохараелахский и Микчангдинский разломы.

Норильский регион характеризуется интенсивной линейной раздробленностью, что возможно явилось следствием воздействия процессов послетриасовой деструкции (активизация палеорифта).

2.5 Модели формирования и критерии оценки рудоносности Pt-Cu-Ni месторождений

Генезис сульфидных медно-никелевых руд остается актуальной проблемой, несмотря на то, что к настоящему времени написаны десятки монографий и сотни статей по норильским рудоносным интрузиям. Остаются дискуссионными наиболее актуальные проблемы состава исходного расплава норильских интрузий, механизмов его дифференциации, природы основных пегматоидов, руд и т.д., от решения которых зависит дальнейшая постановка геологических поисковых работ и расширение минерально-сырьевой базы норильской горнодобывающей компании.

Спорными являются вопросы об источниках силикатного и рудного вещества, серы и сопутствующих более редких компонентов. Известно, что норильские месторождения имеют комплексный характер. Из их руд извлекаются никель, медь, кобальт, платина, палладий, родий, рутений, иридий, осмий, золото, серебро, селен, теллур и сера. В состав оруденения также входят другие компоненты, такие как свинец, цинк, мышьяк, олово, сурьма, висмут, более свойственные гидротермальным и стратиформным месторождениям, что свидетельствует о сложности и неоднозначности источников вещества ультрамафит-мафитовых интрузивов и ассоциирующих с ними руд.

Представления о природе связи, времени и способе формирования оруденения в Норильском районе Сибирской платформы резко различны. На протяжении многих десятилетий среди геологов не прекращаются дискуссии о роли внешних и внутренних процессов в формировании сульфидных руд. Традиционно, такие противоречия в геологии выражаются противостоянием плутонистов и нептунистов, тянущегося с XVIII века. Первые отводят главную роль магматическим процессам, а вторые больше придают значения постмагматическим (инфильтрационно-метасоматическим) /Хаин, Рябухин, 2004/. Эти два направления предопределяют развитие ряда гипотез происхождения руд: ликвационной, магматическской или метамагатической сульфуризации, инфильтрационно-метасоматической, гидротермальной и др., где основанием их обособления являются представления об источниках вещества.

Кратко остановимся на главных петролого-геодинамических моделях образования рудоносных интрузивов и связанных с ними месторождениях сульфидных платиноидно-медно-никелевых руд.

Среди магматических концепций наиболее популярной является ликвационная-магматическая модель, сформулированная Ж. Фогтом в 1923 г. Для медно-никелевых месторождений Норильского района ликвационная гипотеза была использована сначала Н. П. Урванцевым, затем В. К. Котульским /1948/ и М. Н. Годлевским /1959, 1981/. Предполагается, что разделение (ликвация) магмы на сульфидную и силикатную части началось еще в глубинном магматическом очаге при понижении температуры. При внедрении в камеру магма несла с собой обособления сульфидного расплава, застывшие в виде шлиров и залежей. Процесс ликвации, продолжавшийся в гипабиссальных (среднеглубинных) условиях, привел в результате гравитационной отсадки к образованию вкрапленных руд вблизи дна магматической камеры. Сплошные сульфидные руды, согласно этой гипотезе, явились продуктом инъекции сульфидного расплава с глубины по В. К. Котульскому или, по мнению М. Н. Годлевского, результатом выжимания из самой интрузии в ее придонные части.

Дальнейшую разработку ликвационная гипотеза получила в трудах сотрудников ВСЕГЕИ /Старицкий, 1965; Туганова, 1967/ и НИИГА /Урванцев, 1971/.

По мнению сторонников гипотезы ликвационного генезиса, она достаточно убедительно объясняет основные особенности сульфидных месторождений этого типа: сульфидную вкрапленность, в том числе каплевидную в нижней части интрузивных тел вследствие гравитационной отсадкой капель сульфидного расплава; приуроченность жильных полей и богатовкрапленных руд к структурным ловушкам - прогибам в теле рудоносных интрузий; локализацию сульфидов в частях интрузий с ультраосновным составом пород; расслоенность каплевидных сульфидных вкрапленников на нижнюю пирротиновую и верхнюю халькопиритовую части из-за гравитационного разделения сульфидного расплава; ответвление от более мощных жил пирротинового состава менее мощных оперяющих халькопиритовых жил, трактуемое как результат кристаллизационной и динамической дифференциации сульфидного расплава; случаи отсутствия в контактах сульфидных жил заметных изменений во вмещающих породах. Возникновение мощных залежей сплошных сульфидов рассматривается как результат обособления сульфидной магмы на глубине и самостоятельного ее внедрения впоследствии.

Н. Н. Урванцев, придерживаясь ликвационной гипотезы, предположил существование промежуточного магматического очага на глубинах около 10 000 м, где процесс ликвации был связан с ассимиляцией, предполагаемых, битуминозных богатых серой пород нижнего палеозоя--верхнего протерозоя, поскольку интрузивный магматический процесс носил пульсирующий характер с остановками движения магмы в периоды тектонического покоя. Именно в такие фазы, по мнению Н. Н. Урванцева, и образовались временные промежуточные очаги в нижних этажах чехла, откуда затем в фазу активизации тектонической деятельности продукты ликвации и частичной дифференциации поступали в верхние горизонты к месту их современной локализации. В зависимости от целого ряда условий -- геологического строения, состава вмещающих пород, тектоники -- процесс ликвации и дифференциации в глубинном очаге протекал с различной степенью полноты и заканчивался уже в верхней камере.

Ассимиляционная модель предполагает образование рудных масс путем усвоения ненасыщенными серой мафит-ультрамафическими магмами ксеногенных серосодержащих веществ. При этом, как предполагается, происходит так называемая сульфуризация -- образование сульфидного расплава за счет привнесенной (ассимилированной) серы и экстрагированных из магмы железа и других рудных компонентов /Kullerud, Yoder, 1965/. Процесс протекает в соответствии с законом межфазного распределения элементов и в зависимости от фактора R (или N), отражающего количественное отношение прореагировавшей с сульфидами силикатной составляющей магматической системы к ее сульфидной части /Naldrett et. Al.,1996а/.

При допущении ассимиляционного механизма привлекаются несколько его вариантов: (1) контаминация магмы сероводородом (Н₂S), либо эвапоритами (ангидритом - СаSО₄), либо пиритом (FеS₂); (2) ликвация сульфидного расплава из исходно ненасыщенной серой магмы вследствие ее раскисления (силицификации) и, соответственно, снижения растворимости в ней S в ходе ассимиляции коровых пород; (3) обогащение ассимиляционного сульфидного расплава цветными и благородными металлами при его взаимодействии с силикатным расплавом (факторы R, N) /Лихачёв 2006/.

Сейсмо-гравитационная модель накопления рудного вещества наиболее полно проявляется в крупных магматических массивах, образующих расслоенные комплексы и связанные с ними рудные горизонты сульфидной платино-медно-никелевой, хромитовой и магнетитовой минерализации (Бушвельд, Стиллуотер и др.). Исходные магмы, формирующие эти комплексы, сравнительно бедны рудным веществом. Содержание серы в них составляет <0,2 мас.%, и она полностью растворима в силикатном расплаве, т.е. наблюдаемые в комплексах сульфиды имеют ликвационную природу -- выделяются по мере остывания и кристаллизации магмы. В спокойных условиях они не накапливаются под действием гравитации, а захораниваются в рассеянном виде внутри кристаллизующейся окисно-силикатной массы, распределяясь по всему ее объему. Их скопление и образование рудных горизонтов происходит под влиянием сейсмического фактора, обеспечивающего перемещение и концентрирование тяжелых рудных и силикатных фаз и формирование общей расслоенности магматических комплексов. /Лихачев 2000а, б/

О. А. Дюжиков, В. В. Дистлер, Б. М. Струнин /1988/, придерживаясь магматической гипотезы, не отрицают возможности проявления высоко- и среднетемпературных метасоматических процессов как второстепенных в ходе рудообразования. Авторы считают, что рудоотложение связано с двумя автономными этапами, разделенными во времени.

Первый этап соответствует внедрению, дифференциации и кристаллизации сульфидно-силикатного магматического расплава. Процессы гравитационного обособления силикатных фаз и несмесимой сульфидной жидкости, распределения рудообразующих компонентов между сульфидами и силикатами, кристаллизации сульфидов при разных параметрах состояния сульфидной жидкости выступают ведущими механизмами образования зональности оруденения горизонтов вкрапленных руд.

Второй этап рудообразования соответствует формированию сплошных и ассоциирующих с ними прожилково-вкрапленных руд. Придерживаясь концепции о глубинной дифференциации и расщеплении сульфидно-силикатной магмы в процессе подъема или в промежуточных очагах, определяющих последующее самостоятельное внедрение богатой сульфидами магматической жидкости, О. А. Дюжиков выдвигает положение о многоканальном характере внедрения богатой сульфидами жидкости, что может проявляться в пределах одного рудного узла. Таким образом, предполагается возможность формирования рудных тел на нескольких горизонтальных уровнях сферы рудоотложения. Локализация массивных и прожилково-вкрапленных руд, по мнению О. А. Дюжикова, в значительной степени зависит от условий залегания интрузивов и их морфологических особенностей.

Иные взгляды на генезис Норильского месторождения высказал Г. Б. Роговер /1959/. Он предполагал, что основные дифференциаты интрузии Норильск 1 представляют собой самостоятельные порции магмы, последовательно внедрявшиеся в полость, ныне занятую интрузией. Процесс рудообразования шел в два этапа: на первом образовались богатые руды, залегающие в подошве интрузии, формирование которых связано не с лежащей над ними интрузией, а с магматическими процессами, сформировавшими интрузивные залежи, вмещающие и сопровождающие эти руды. Образование сплошных сульфидных жил Б. Г. Роговер связывает с самостоятельной субфазой внедрения магмы.

При рассмотрении второго этапа рудообразования, связанного с интрузией габбро-долеритов, Г. Б. Роговер пришел к выводу о формировании сульфидных вкрапленников одновременно с аккумулировавшими их пикритами и такситовыми габбро-диабазами в глубинном резервуаре и о последовательном поступлении их на место современного залегания в различные фазы интрузивного процесса.

А. П. Лихачев предлагает транспортно-гравитационную модель образования месторождений норильского типа, основанную на эффекте диспергирования (рассеивания). Согласно этой модели, подъем рудного материала из горизонтов магмообразования осуществляется в основном в виде сульфидной жидкости, рассеянной в окисно-силикатном расплаве. Несмотря на низкую растворимость серы в силикатном расплаве, предполагается, что диспергирование (рассеивание) тяжелой сульфидной жидкости в менее плотном окисно-силикатном расплаве возможна при температурах близких к 1300 ⁰С. С понижением температуры сульфидные выделения укрупняются и быстро оседают на дно расплавного объема. Допускается, что при подъеме из мантии сульфидоносных магм возможно перемещение укрупненных капель сульфидной жидкости, а также фенокристаллов оливина и хромшпинелидов по вертикальной магматической колонне из более остывших ее верхних частей в более глубокие и более высокотемпературные части с накоплением в них рассеяной сульфидной жидкости. В дальнейшем в конечных камерах внедрения за счет этих обогащенных сульфидами интервалов магматических колонн образуются платино-медно-никелевые месторождения /Лихачев, 1999/. Переход колонны в субгоризонтальное положение и дальнейшее ее продвижение в этом направлении приводят к образованию рудоносных интрузий норильского типа с различным количеством рудного вещества, в зависимости от условий внедрения и становления интрузива.

Г.А. Митенков /1972/ обосновал две стадии образования медно-никелевых месторождений. В первую стадию образовались сингенетические руды в так называемых 'пикритовых' и 'такситовых' горизонтах интрузивов. Во вторую стадию на них накладывается эпигенетические, существенно медистые руды, связанные с влиянием на них халькопиритовых массивных сульфидов, располагающихся в нижнем экзоконтакте.

По мере удаления от последних, намечается четкая зональность оруденения. На вкрапленные сингенетические руды, имеющие преобладающий пирротиновый состав в 'пикритовых' габбро-долеритах накладываются медистые руды. По мнению Митенкова, это свидетельствует о более позднем образовании самостоятельных массивных рудных залежей, которые воздействуют на более раннее вкрапленное оруденение в интрузиве.

И.Н. Горяинов /1973 и др., 1975/ в отличие от представлений других исследователей о ликвационно-магматическом генезисе, разработал и обосновал гипотезу о полигенном магмато-метасоматическом происхождении промышленно-рудоносных интрузивов Норильского района и о ведущей роли мантийного флюида при образовании месторождений сульфидных платиноидно-медно-никелевых руд. Он намечает главные черты возможного состава флюида по химизму водных вытяжек и составу газово-жидких включений в минералах.

В.В. Рябов /1984, 1990/ считает, что никеленосные интрузивы внедрялись в современную камеру в виде двух несмешивающихся расплавов пикритоидного и базальтового состава, подвергшихся флюидно-магматической ликвации на глубине. Накопление летучих компонентов в зонах верхнего и нижнего эндоконтактов интрузивов способствовало образованию флюидизированных расплавов-растворов, которые подвергли магматическому замещению 'пикритовые' породы и метамагматическому преобразованию жидкости. Флюиды экстрагировали и перераспределяли рудогенные элементы из прикорневых во фронтальные части магматических тел, образуя, в том числе малосульфидные платиновые месторождения.

Е. В. Туганова /1988, 1991, 2000/ выдвинула гипотезу образования интрузий, несущих промышленное оруденение, в результате взаимодействия двух магм -- ультраосновной и толеит-базальтовой, поступавших из очагов, расположенных на разных глубинах мантии, по одним каналам. По версии Е. В. Тугановой формирование платиноидно-медно-никелевых месторождений предполагает следующую последовательность:

зарождение флюидонасыщенного диапира (плюма) с сульфидами, платиноидами и золотом на значительных глубинах мантии, видимо, под воздействием радиоактивного распада урана, тория и калия и постепенное продвижение его вверх с помощью 'теплового потока' по разуплотненному путепроводу /Артюшков, 1979/, контролирующемуся рифтогенезом, вскрывающим глубинные очаги магмогенерации и трансмагматических флюидов;

частичное плавление диапира на значительных глубинах (>200 км) с образованием рудоносного перидотит-коматиитового расплава.

подъем диапира и расплава на уровень кора--мантия;

эволюция флюидно-рудно-магматической системы с обособлением в основании подкорового резервуара сульфидного расплава с платиноидами;

частичное плавление вещества мантии на меньших (<200 км) глубинах с образованием толеит-базальтовой магмы;

инъекции последней в промежуточные и 'современные' камеры с захватом и преобразованием ультрамафитов с сульфидным оруденением, обогащенных флюидами;

гравитационная отсадка книзу большей части вязкого ультрамафитового вещества, частично отжатого в верхнюю часть камеры и сульфидных обособлений, а также кристаллизационная дифференциация менее вязкой толеитовой магмы в интрузивной камере с продолжающейся дебазификацией ультрамафитов;

В. А. Радько /1991/ предложена генетическая и математическая модель образования дифференцированных интрузивных траппов северо-запада Сибирской платформы. Им показано, что дифференцированные интрузии не слепые тела, а открытые долгоживущие, промежуточные камеры, через которые проходили большие объемы магмы. Дифференциация объясняется тем, что скорость движения магмы в камере падает на 5 - 6 порядков и становится сопоставимой со скоростью осаждения капель ликвированных сульфидов и более тяжелой силикатной жидкости, автолитов и ксенолитов, сростков и кристаллов оливина и пр. В рамках предложенной модели предлагается локальный и региональный прогноз медно-никелевых руд на принципиально новой основе.

Суть модели динамической дифференциации состоит в следующем:

1. Камера, локализующая дифференцированную интрузию, является промежуточным очагом, который имеет подводящий и выводящий каналы, т.е. представляет собой субвулкан.

2. Магма, проходящая через камеру, сбрасывает в ней часть твердой фазы и ликвированной сульфидной жидкости (при их наличии в расплаве).

3. Расплав в камеру поступает многократно.

Гидротермальная и гидротермально-метаморфогенная гипотезы также имеют много сторонников. Некоторые исследователи связывают формирование платиноидно-медно-никелевых месторождений с процессами метаморфизма (метасоматоза, регионального метаморфизма и др.).

Модель магматической дебазификации приведенная Д. С. Коржинским /1953, 1973/ объясняет образование сульфидных медно-никелевых месторождений тем что, магматические растворы при кислотно-щелочной эволюции выносят из магматических пород основные компоненты, что сопровождается лейкократизацией. Попутно при фильтрации этих растворов (флюидов) осаждаются рудные компоненты как наиболее слабые основания, что сопровождается дебазификацией и не связано с ликвацией.

Инфильтрационно-автометасоматическая гипотеза образования норильских руд получила обоснование в работах В. В. Золотухина /1964, 1971, 1979, 1988/. В основе развиваемых им представлений лежит теория инфильтрационного метасоматоза и кислотно-основной эволюции постмагматических растворов по Д. С. Коржинскому. Цитируемый автор связывает пегматито- и рудообразование и отводит большую роль летучим в своих генетических построениях. Он полагает, что присутствующая во флюидах сера приводит к сульфуризации, максимальное развитие которой приурочено к высокотемпературной постмагматической стадии, когда и происходит, по его мнению, формирование всего многообразия руд.

Принципиально близкие представления к инфильтрационно-метасоматической концепции В. В. Золотухина высказывают сторонники гидротермальной, гидротермально-метасоматической (постмагматической) гипотез образования сульфидных медно-никелевых руд: Э. Н. Елисеев /1959/, А. М. Виленский /1964/, И. Н. Горяинов /1971/, А. В. Тарасов /1976, 1983/ и др.

Сторонниками гипотезы гидротермального генезиса сульфидов приводятся следующие доводы: невозможность объяснить появление жильных и вкрапленных руд в кровле интрузии (например на Талнахе), а также ярко выраженную их стерильность в отношении никеля; расслоенные вкрапленники (верхняя часть их обычно халькопиритовая, а нижняя пирротиновая) являются результатом не расслоения сульфидной жидкости, а последовательного метасоматического замещения более раннего пирротина более поздним халькопиритом под действием растворов, проходящими теми же путями что и более ранние; сферические поверхности вкрапленников сульфидов, характерных для метасоматиченских процессов; образование неоднократных максимумов концентрации полезных компонентов в рудах на границах нижних дифференциатов, а не в самом низу интрузии с постепенным убыванием вверх по разрезу; допущение что источником рудных компонентов, таких как железо, хром, никель, кобальт, а возможно, и медь в основном или частично могут быть сами вмещающие породы, по которым проходят растворы, заимствующие эти элементы у силикатов, а затем переотлагающие их в виде рудных фаз; вкрапленные руды представляют собой промежуточный этап на пути образования сплошных сульфидных руд; отсутствие в природе ликвационной вкрапленности сульфидов, относящихся к промышленным скоплениям, допуская лишь их акцессорную специфику; связь оруденения со скарноидами, рудными скарнами, зонами метасоматического изменения, реакционными минералами. Ликвационная гипотеза вынуждена допускать резко неоднородное обогащение сульфидного расплава летучими компонентами в разных участках интрузий.

Модель гидротермального и магматического переотложения проявляется в регенерации ранее сформированных рудных образований под воздействием проходящих и замкнуто циркулирующих флюидных потоков, а также магматических инъекций.

Проходящие потоки растворяют рудные вещества в наиболее высокотемпературной области (в 'горячей зоне') и отлагают их в 'холодной'. В результате образуются различные по составу полиметаллические гидротермальные месторождения.

Циркуляционный процесс возникает около горячих (остывающих и разогревающихся) магматических тел и приводит к выносу из них и вмещающих их пород рудных веществ, которые затем отлагаются на некотором удалении в относительно холодной области замыкания циркуляционной ячейки. Циркуляция около остывающих магматических тел приводит к образованию полиметаллических и других рудных скоплений. С этим процессом связано отложение рудных веществ на океаническом дне потоками черных курильщиков, а также платино-медно-никелевая минерализация в верхних экзо- и эндоконтактовых частях норильских рудоносных интрузий. /Служеникин, Дистлер, Дюжиков и др. Малосульфидное платиновое орудинение…1994/

Ультрамафические тела в ходе серпентинизации их минералов подвергаются нагреву. Выделяемое при этом тепло обусловливает возникновение замкнутых водных потоков, обеспечивающих вынос и отложение, а также внутриинтрузивное перераспределение рудных веществ. В результате такого процесса образовались переотложенные эпигенетические руды месторождений Печенги на Кольском полуострове /Годлевский, Лихачев, 1981а/. С ним же связано широко проявленное флюидное перераспределение и концентрирование металлов платиновой группы в ультрамафических массивах бессульфидных формаций. В последние годы на дне Атлантического океана установлены действующие процессы серпентинизации, обеспечивающие вынос из ультрамафических тел и отложение на океаническом дне рудных веществ потоками циркулирующей морской воды.

Магматическое переотложение сводится к плавлению и переносу в более высокие горизонты ранее сформированных сульфидных залежей позднее внедряющимися магмами. Примером такого процесса являются, как говорилось выше, медно-никелевые руды Еланского интрузива Воронежского кристаллического массива, месторождения Шануч на Камчатке и месторождение Войсис Бэй на полуострове Лабрадор. /Лихачев, 2006/

Так называемая, Термобарогеохимическая модель, разработанная В.С Аплоновым, на основании изучения расплавных и газово-жидких микровключений в породах и рудах Талнахского месторождения, опровергает положения, используемые в ликвационно-магматической гипотезе /Аплонов, 2001/. Данные о температурах гомогенизации газово-жидких включений в породообразующих минералах, о давлении, химическом составе содержимого включений, газонасыщенности, полученные в ходе исследования Талнахского месторождения, позволяют говорить о наиболее вероятном гидротермально-метасоматическом генезисе этого уникального благородно-метального медно-никелевого месторождения.

Им выделяется 4 этапа развития Талнахского месторождения, характеризуемых соответствующими параметрами и специфическими особенностями. Магматический (интрузивный) этап 1300 - 1100⁰С и Р 13 МПа; постмагматический (дорудный) этап - породообразующие минералы 600 - 500⁰С и P 250 - 300 МПа; рудный этап (интервал от 550 - 310⁰С до 400 - 200⁰С; пострудный этап (интервал от 170 - 150⁰С до 50 - 30⁰С).

Рудоносные и, особенно, промышленно-рудоносные интрузии обладают повышенной флюидонасыщенностью по сравнению с безрудными недифференцированными интрузиями. Это проявляется в присутствии в них большого количества вторичных наложенных постмагматических газово-жидких включений, неравномерно распределенных как по разрезу, так и по площади интрузии. Флюидонасыщенность интрузивных пород хорошо коррелируется с коэффициентом потенциальной никеленосности /Кавардин, 1976/.

М. К. Иванов /1971/ выдвинул гипотезу о вулканической природе промышленных медно-никелевых руд, связывая формирование дифференцированных интрузий с вулканами центрального типа, а отложения основной массы медно-никелевых руд с газогидротермальной фазой вулканической деятельности. Внедрение Норильской интрузии М. К. Иванов рассматривает как двухфазный процесс с излиянием сначала никеленосной ультраосновной, а потом стерильной основной магмы, причем отложение руд, по его мнению, происходило уже после внедрения интрузии. Он приводит доказательства существования Норильского щитового вулкана, генерировавшего эндогенные месторождения и рудопроявления Норильского и Талнахского рудных узлов.

Импактная модель связывается с падением на Землю крупных космических тел, которое приводит к образованию рудных скоплений садберского типа. Обычно считается, что при этом рудное вещество мобилизуется из земных недр, либо допускается его чисто космическое происхождение, обусловленное падением сульфидного тела.

Можно считать, что в любом космическом теле размером более 1 км в поперечнике достаточно рудного вещества для образования месторождений /Лихачев, 2004/. Его концентрирование может происходить в два последовательных этапа: при ударе космического тела о земную поверхность и при падении (возврате) выброшенного взрывом импактного расплава. В обоих случаях тяжелые рудные частицы как бы выбиваются из менее плотного силикатного окружения и скапливаются на фронте падающих масс. При этом в момент первого удара происходит инъекция (впрыскивание) силикатного расплава и рудного вещества в основание мишени с образованием офсетных руд. А во время второго удара рудное вещество концентрируется на границе импактного расплава с вмещающей средой, где образуются руды типа Субслоя в Садбери.

Декомпрессия при выбросе резко снижает температуру импактного расплава и обуславливает его быструю кристаллизацию с образованием сравнительно кислых слабодифференцированных мелкозернистых (в преобладающей массе <1,5 мм), по существу закаленных, массивов типа Садбери (размер зерен пород Садбери соответствует размеру породообразующих минералов контактового габбро-долерита норильских рудоносных интрузий). При этом малоэффективно (практически невозможно) гравитационное осаждение сульфидов.

Суммируя представления об образовании промышленно рудоносных интрузивов необходимо отметить, что каждая из рассмотренных моделей имеет свои положительные стороны и те или иные недостатки. Однако новые изотопно-геохимические данные по изотопной систематике благородных газов гелия и аргона, полученные в процессе работы над проектом комплекса общегеологических и петролого-геохимических методов исследования, позволяют считать, что образование норильских интрузивов и месторождений является результатом длительной эволюции в процессе мантийно-корового взаимодействия с доминированием флюидов корового вещества.

Из рассмотрения приведенного и далеко неполного списка видно, что существует множество моделей формирования богатейших рудных месторождений Норильского района. Эти модели, нередко взаимно противоречивые, основаны на одних и тех же геологических данных, по-видимому, дающих возможность применения различных схем интерпретации. В такой ситуации настоятельно необходимо проведение таких видов исследований, которые не допускают альтернативных истолкований результатов или, по крайней мере, минимизирует число возможных вариантов. Именно поэтому в настоящей работе основное внимание уделено изучению изотопного состава благородных газов. В арсенале геохимии изотопов гелия и аргона имеются непреложные изотопные критерии, позволяющие однозначно выделять разные генетические компоненты - мантийные, коровые, атмосферные.

На протяжении всей истории открытия и изучения Норильского рудного района велся непрерывный поиск надежных критериев и признаков прогноза месторождений цветных и благородных металлов, связанных с ультрамафит-мафитовыми интрузивами. Многолетние системные работы по изучению интрузивных образований Норильской провинции позволили уточнить известные и выявить дополнительные критерии, позволяющие оценить перспективы выявления рудоносных интрузивов.

К основным критериям относятся структурные, магматические, литолого-стратиграфические, метаморфические, геофизические, геоморфологические, гидрогеохимические и другие. Предлагаемые критерии находятся в прямой зависимости от вышеобозначенных моделей.

Среди структурных критериев выделяются региональные глубинные структуры (палеорифтогенные системы, мантийные разломы), локальные дизъюктивные и пликативные структуры (коровые разломы, мульды, седловины, купола).

Магматическим критерием является наличие реликтов первичных ультрамафитов - перидотитов, представленных плагиооливинитами и плагиоверлитами, располагающихся в горизонте так называемых 'пикритовых габбро-долеритов' достаточно пестрого состава, резко выделяющихся темно-серым (почти черным) цветом и мелкокристаллической панидиоморфнозернистой структурой на фоне обрамляющих их сверху и снизу горизонтов мезо- и лейкократовых габброидов с крупнозернистой или неравномернозернистой габбровой или призматическизернистой структурой.

М.З. Комарова /1974/ впервые обратила внимание на высокое содержание 'конституционной воды' в ультрамафитах норильского комплекса, а также на повышенное количество хрома и никеля в магнетитах этих пород, что по её мнению имеет поисковое значение. Обогащенность пород водой связана с процессом их изменения: появлением существенного количества (до 50%) водосодержащих минералов - серпентина, талька, хлорита, амфибола, биотита, серицита и др., что связано по мнению М.З Комаровой с обогащением водой флюидно-магматической 'жидкости', образовавшей породы норильского комплекса.

Минералогическим критерием является присутствие в норильских интрузивах малоглубинного и глубинного парагенезиса минералов. К глубинному относится хризолит (Fa_15-25), хромшпинелиды (Сr₂О₃ 32-44%), хромистый авгит (Сr₂О₅ ~1 %) и ортопироксен (Сr₂О₃ 0,2 %), приуроченные к горизонту ультрамафитов. В менее глубинной ассоциации минералов (в габброидах) присутствуют плагиоклаз (An_58-78), оливин - геалосидерит (Fa от 30 до 46 %), клинопироксен - титанистый авгит (TiO₂ 0,7-0,9 %), с повышенной железистостью (FeO ~ 8 %), отсутствуют ортопироксен и хромит.

Геохимическим критерием является дискретность в характере распределения малых элементов в ультрамафитах ('пикритовых габбро долеритах') и габброидах, что подчеркивали М.Н. Годлевский, Г.В. Нестеренко, А.И. Альмухамедов, А.И. Архипова и многие др. Такие элементы, как хром, никель, кобальт, медь, серебро, золото, висмут, платина, палладий и др., имеют существенно повышенное содержание в первых при резком обеднении их титаном, ванадием, стронцием, барием, цирконием, литием.

Метаморфические критерии имеют поисковое значение как при контактовом, так и при региональном метаморфизме. Вокруг интрузивов норильского типа образуются зональные ореолы контактово-метаморфических и метасоматических пород, детально изученные Д.М. Туровцевым /1970; 1986 и др./, В.В. Юдиной /1973/, Б.Н. Батуевым /1972/ и др. Состав роговиков и скарнов зависит от субстрата. Наиболее достоверным признаком рудоносности интрузивов талнахско-норильского типа является присутствие в ореолах магнезиальных скарнов и щелочных (К-Na) метасоматитов. Ореолы промышленно-рудоносных интрузивов отличаются от ореолов слаборудоносных и нерудоносных интрузивов значительной мощностью, соизмеримой с мощностью интрузивов, разнообразным составом и сложным строением.

Гидрогеохимические критерии. Медно-никелевые месторождения в Норильском районе сопровождает гидрогеохимическая ассоциация рудных элементов /Кузьмин, 1968; Cадиков, 1968; Додин и др., 1982/, представленная аномалиями никеля, меди, кобальта, хрома, реже серебра, цинка, проявляющимися в результате разгрузки подмерзлотных вод в реки и озера. Наличие такой ассоциации элементов в количествах, превышающих верхний предел фона в 20-30 раз и более, служит гидрогеохимическим признаком искомого оруденения, залегающего в недрах.

Геофизические критерии. Одним из общих признаков является приуроченность месторождений к краевым частям региональных гравитационных и магнитных аномалий (никеленосные провинции Кольского полуострова, Канады, США, Западной Австралии, Восточной Сибири).

Предлагаемые критерии далеко не во всех случаях давали однозначные результаты. Они не позволяют идентифицировать принадлежность объектов к какому-либо конкретному геолого-экономическому типу. В связи с этим разработка новых критериев, основанных в частности на изотопных технологиях необходима для успешной реализации поисково-оценочных методов.

В данной работе исследовались изотопы благородных газов из палеофлюидов, сохраненных в газово-жидких микровключениях. Полученные результаты несут информацию именно о флюидах, принимавших участие в формировании пород и руд, а не о силикатном веществе. Это следует учитывать при интерпретации данных. Например, нельзя исключить, что коровые флюиды (вода, газ), зарождение и циркуляция которых стали возможными благодаря воздействию тепла мантийного расплава, извлекали полезные компоненты как из мантийных, так и из коровых пород и откладывали их в благоприятных условиях.

ГЛАВА 3. МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЯ ИЗОТОПОВ БЛАГОРОДНЫХ ГАЗОВ ГЕЛИЯ И АРГОНА

3.1 Образцы и методика исследования

Изотопный состав гелия и аргона исследовался в реликтовых флюидах, законсервированных в газово-жидких микровключениях в минералах и порах пород. Эти данные привлекались, прежде всего потому что геохимия изотопов благородных газов обладает наиболее надежными и сильными генетическими критериями.

К настоящему времени изучено 12 интрузий, разделенных нами на три группы: промышленно рудоносные (богатые - Хараелахская, Талнахская, Норильск-1), рудоносные (средние - Черногорская, Вологочанская, Южно-Пясинская, Зуб-Маркшейдерская) и слаборудоносные (бедные - Зеленогривская, Нижнеталнахская, Нижненорильская, Тулай-Киряка, Боотанкагская, Нижнефокинская) (рис.1). Исследовались также образцы из трех слабо разведанных интрузивов с неясной рудоносностью (Масловский, Микчандинский и Бинюдинский). Каждая интрузия была охарактеризована в среднем 6 валовыми пробами из скважин. Изучались образцы пород, отобранные из разных глубинных интервалов и представленные в основном лейкогаббро, оливиновыми, пикритовыми и такситовыми габбро-долеритами.

Единственно надежным вещественным свидетельством происхождения первичных минералообразующих флюидов является содержимое микровключений, рассеянных в минералах и межминеральном пространстве пород. Это особенно важно при исследовании благородных газов из-за возможности образования радиогенных изотопов в кристаллической решетке минералов. Поэтому в настоящей работе предполагалось изучить распространенность изотопов благородных газов именно в газово-жидких включениях в породах. При этом исследовались валовые пробы пород, что значительно упростило процедуру подготовки образцов к анализу. Существенных отличий в изотопном составе валовых проб от мономинеральных фракций (оливин, пироксены) не обнаружено /Объект ГР-7..., Сергеев, 2004ф/.

Распределение изотопов в большинстве интрузивных тел в связи с ограниченностью аналитических возможностей исследовались в отдельных скважинах, и вариации в плане детально не изучены. В противоположность этому изменения по разрезу фиксировались в группе образцов. Выявленные вариации (см. глава 4) оказались относительно небольшими, а осредненные изотопные характеристики приемлемыми для установления различия (или сходства) интрузий между собой. Сопоставление результатов измерений продемонстрировало отсутствие существенных различий пород и руд (глава 4). Это обстоятельство важно не только для утверждения представлений о единстве процессов формирования/преобразования пород и руд. Оно представляет несомненное удобство при практической диагностике перспектив рудоносности, так как позволяет использовать не только руды (еще не обнаруженные!), но и породы из разреза интрузии.

Как известно, газово-жидкие включения могут представлять разные этапы жизни исследуемых объектов, и соответственно, разделяться на первичные, вторичные и др.

Понятие 'вторичные' относительно: возможны ситуации, когда процессы формирования пород и руд разнесены во времени и одновозрастные включения окажутся вторичными по отношению к породам и первичными для позднее возникших руд. Возможно, удобней типизировать включения по температуре их образования. В обширной работе В.С.Аплонова /Аплонов, 2001/ показано, что по данным декрептометрического анализа в породах и рудах Талнахского месторождения доминируют низкотемпературные газово-жидкие включения (<200^оС).

Одной из важных в методологическом отношении проблем является возможность контаминации содержимого включений гелием, мигрировавшем из кристаллической решетки минералов за время существования породы. Это сложный вопрос, видимо, не поддающийся решению в общем случае. Действительно, радиогенный гелий образуется в решетке минералов и может отличаться по изотопному составу от захваченного во включения. Прямые измерения, (как и расчеты) /Разработка… отчет ГР-7/, показывают, что это действительно так. Гелий может покидать решетку акцессорных минералов, в которых он возник, и тем быстрее, чем выше температура породы за все время ее существования. Термальная история пород здесь может оказаться решающей. Каналом стока могут оказаться не только замкнутые включения, но и, скорее всего, система открытых трещин и пор, где парциальное давление гелия невелико (во всяком случае в породах Норильских интрузий). Для оценки возможности влияния гелиевой контаминации в конкретной ситуации необходимы какие-либо объективные (рациональные) критерии. Представим их:

1. Породы и руды после остывания интрузий не подвергались нагреванию. Во вмещающих осадочных породах не фиксируются признаки метаморфизма. Большинство исследователей считают, что формирование норильских интрузий происходило на глубине 1,5-2 км /Аплонов, 2001 с.49-/ и в дальнейшем они не претерпевали погружения. Оценки давления при формировании интрузивов, приведенные в работе В.С. Аплонова 9-190 атм, указывают на еще меньшие глубины. Следовательно, температура нахождения интрузии в течение 250-млн лет (после остывания) вряд ли превышала 50^оС, и существенные потери гелия из кристаллической решетки минералов маловероятны.

2. Породы интрузий сильно изменены на постмагматическом этапе. Степень изменения оценивается в 30-60% (данные Служеникина, см. гл.4). Вторичные изменения должны были приводить к формированию нарушений в структуре минералов и пород - каналов стока гелия из решетки в открытое трещинно-поровое пространство с низким парциальным давлением.

3. Не наблюдается корреляции между содержанием урана в образце и гелия из микровключений. На (рис. 3.1.1) представлено содержание урана именно в тех же образцах - после его дробления и исследования благородных газов.

4. Вид взаимосвязи содержаний двух изотопов гелия (³Не и ⁴Не) не отвечает ожидаемому при смешении 'микровключенного' и радиогенного 'решеточного' (рис.3.2.1).

оразец		U+Th	He
Т-3		0,9956	0,51
Т-15		0,19	0,33
Ф-2		0,4144	0,039
Ф-13		0,2276	0,14
25-17		0,3072	1,14
25-38		0,2472	1,6
Ч-6		0,2392	0,067
Ч-11		0,194	0,059
31-7		0,252	0,34
31-16		0,4312	1,5
963-25		0,01836	0,43
963-35		0,1352	0,086
1514.5		2,7172	0,76
1620.3-1622.2	0,178	0,41
29-22		0,24	0,73
29-24		0,1676	2,1
27-5		0,3608	0,182
27-10		0,108	0,128
Cl-5.5		0,0832	0,035
Cl-58		0,1224	0,032
48-9		0,1676	0,35
48-32		0,376	1,55

Рис. 3.1.1 Концентрация гелия, урана и тория в образцах интрузий

Рис. 3.1.2 Взаимосвязь содержаний изотопов гелия ³Не и ⁴Не (логарифмический масштаб).

С методическими и другими целями ранее /Объект ГР-7..., Сергеев, 2004ф/, в интрузии Норильск-1 изучалась распространенность изотопов не только в микровключениях, но и в кристаллической решетке (в валовых пробах пород и в мономинеральных фракциях). Газы выделялись из образцов (0,3-0,5 г) при их плавлении. Исследовались образцы, в которых было изучено содержимое включений, т.е. ранее претерпевших дробление в вакууме. Плавление осуществлялось в герметичной печи при температуре около 1500^оС, очистка газов и их разделение осуществлялись геттерами и активированным углем on line в системе напуска масс-спектрометра.

3.2 Извлечение, очистка, разделение и напуск газов в камеру анализатора масс-спектрометра

Извлечение газов из микровключений выполнялось по методике, принятой в геологическом институте КНЦ РАН (г. Апатиты) /Толстихин, Прасолов 1971; Икорский, Каменский 1998а,б/. Навеска образца (2 г) фракции 0,25-0,5 мм вместе со стальными бойками помещалась в стеклянные ампулы, присоединяемые к вакуумному посту, в котором обеспечивалось давление 10^-7-10^-6 мм рт.ст. (рис.3.2.1).

Образец экспонировался в вакууме в течение нескольких часов при температуре около 100^оС (результаты измерений при экспонировании при 100^о, 80^о и 60^о не отличались), и при удовлетворительных вакуумных условиях ампула отпаивалась. Затем ампула закреплялась на специальном вибростолике, и образец дробился в течение 30 мин.

При дроблении образцов полное извлечение газов из микровключений возможно только, если размер фрагментов не превосходит размер включений. Степень извлечения газов в конкретных образцах, зависящую как от размеров включений, так и от гранулометрического состава продуктов дробления, определить трудно. Здесь мы прибегли к следующему методу.

Рис.3.2.1 Вакуумный пост.

Сделав разумное предположение о том, что воздушный аргон в противоположность радиогенному почти полностью сконцентрирован во включениях, а не в решетке минералов, мы посчитали зафиксированные при плавлении воздушные изотопы аргона (табл.3б) не извлеченным остатком после дробления. Сопоставляя эти данные с количеством извлеченного воздушного аргона (табл. 2б), можно рассчитать степень извлечения газов из всех четырех образцов. В среднем она составила около 80% (от 55 до 93).

Далее запаянные ампулы, содержащие раздробленные образцы и выделившиеся газы, помещались в ампулодавитель системы напуска масс-спектрометра, где после 20-часовой экспозиции в вакууме и достижении давления 5х10^-9мм рт.ст последовательно вскрывались без нарушения герметичности. Выделившиеся благородные газы очищались от активных компонентов с помощью геттеров в системе напуска (on line). Легкие газы (He + Ne) отделялись от тяжелых (Ar + Kr + Xe) с помощью активированного угля при t = -196⁰С. Легкие и тяжелые газы последовательно перемещались в камеру анализатора масс-спектрометра MicroMass NG 5400, где в статическом режиме откачки определялись соотношение изотопов ³He/⁴He, ⁴He/²⁰Ne, ⁴⁰Ar/³⁶Ar, ³⁸Ar/³⁶Ar.

Бланк гелия и аргона всего комплекса аппаратуры, соответственно, составил: бланки He⁴ системы напуска 4х10^-9 см³, полный - 2,2х10^-8 см³, или 1,1х10^-8 см³/г; бланки Ar⁴⁰ системы напуска 6х10^-9 см³, полный - 1,0х10^-8 см³, или 5х10^-9 см³/г, отношение изотопов близко к воздушному. Результаты работ приведены в таблицах главы 4.

Алгоритм процедур по очистке, разделению и напуску газов в камеру представлен ниже (рис.3.2.2):

Исходное положение: Вентили (1), (2), (3), (4), (6), (10) закрыты.; вентили (8) и (11) открыты.

1. Нагревание титана (вентиль (4) откр., в течение около 40 минут.

2. Раздавливание ампулы в ампулодавителе.

3. Вентиль (3) и (4) открыты. Газ из ампулодавителя переходит в 1-ую ступень очистки, распределяясь в течение 15 мин.

4. Охлаждение титана до комнатной температуры с помощью вентилятора. Охлаждение угля (вентиль(8)) с помощью жидкого азота около 10-15 мин.

5. Вентиль (2) открыт. Газ переходит во 2-ую ступень очистки, распределяясь в течение 25 - 30 мин.

6. Вентиль (8) закрыт. На угле (вентиль(8)) остался аргон, а во всей остальной системе напуска - гелий и неон.

7. Газ очищен и готов к напуску в камеру масс-спектрометра. Сначала в масс-спетрометр напускаются гелий и неон.

8. После измерения изотопных отношений гелия и неона необходимо откачать камеру и систему напуска.

9. Вентили (2) и (11) закрыты, вентиль (8) открыт, нагревание уголя. Аргон с угля распределяется во 2-ой ступени очистки, в течение 15 мин.

10. Аргон из 2-ой ступени очистки напускается в камеру масс-спектрометра.

11. После окончания измерений камера масс-спектрометра и обе ступени системы напуска откачиваются.

Рис.3.2.2 Система напуска

Для анализа инертных (благородных) газов из микровключений в минералах норильских мафит-ультрамафитовых пород и руд использовался высокочуствительных статический вакуумный масс-спектрометр Micromass NG 5400 (рис. 3.2.3). Micromass выпускает ряд высокочуствительных масс-спектрометров, которые имеют широкий диапазон применения, от использования при рутинном калий-аргоновом датировании до сверхчуствительных анализов гелия и ксенона.

Micromass NG 5400 является прибором с 27 - см радиусом с расширенной геометрией. Высокое разрешение и большой эффективный радиус, эквивалентный 54 сантиметрам в комбинации с двухколлекторной системой из внеосевого коллектора Фарадея и осевого (аксиального) детектора (Daly) или электронного умножителя дают оптимальную конфигурацию для измерения в большом динамическом диапазоне, встречающемся, например, при анализе гелия.

Рис. 3.2.3 Схема масс-спектрометра Micromass NG 5400.

Измерение отношения изотопов благородных газов осуществлялось по программам Noble gas software, Issure - 2.90. При проведении изотопного анализа гелия предусматривалось многократное и одновременное измерение величины токов ионов ³Не⁺ и ⁴Не⁺ - 5 блоков по 10 измерений. При этом первый вид ионов фиксировался на вторичном электронном умножителе, а второй - на электрометре (цилиндре Фарадея). Зависимость изменения соотношения указанных ионных токов во времени аппроксимировалась прямой линией с использованием метода наименьших квадратов. Экстраполяция до момента начала измерений (до момента времени 0) определяла непосредственно измеренное значение изотопного отношения ³Не/⁴Не в образце. После этого производилось последовательное измерение отношения величины токов ионов ⁴Не⁺ и ²⁰Ne⁺ в той же газовой среде камеры анализатора (8 пар измерений на цилиндре Фарадея). Зависимость отношения токов от времени так же определялась, и линейная экстраполяция на момент времени 0 выявляла непосредственно измеренное значение отношения изотопов ⁴Не/²⁰Ne. Результаты экстраполяции величин ионных токов ⁴Не⁺ и ²⁰Ne⁺ использовались для определения количества гелия и неона в образце методом 'высоты пиков'.

После завершения этих измерений камера анализатора и системы напуска откачивались (см. п. 9 Алгоритма…), осуществлялись перенастройка электромагнита и напуск аргона в анализатор. Измерение изотопных отношений аргона происходило по отдельной программе. При этом производилось по 10 измерений токов ионов ³⁶Ar⁺, ³⁸Ar⁺, ⁴⁰Ar⁺ (первых двх - на умножителе, последнего - на цилиндре Фарадея). Так же, как и при гелий-неоновых измерениях, осуществлялась линейная экстраполяция к начальному моменту времени и отыскивались непосредственно измеренные соотношения ионных токов, в последующем преобразующиеся в изотопные отношения ⁴⁰Ar/³⁶Ar и ³⁸Ar/³⁶Ar. Экстраполированные данные о величине ионного тока ⁴⁰Ar⁺ использовались для определения количества аргона в образце.

Общее количество выделенного из образцов (и проанализированного) гелия составляло в среднем около 5х10^-7 (от 0,6 х10^-7см³ до 15 х10^-7см³ в подавляющем большинстве), и бланк не мог существенно повлиять на измерения. Кроме того при введении поправки за воздушный гелий (по отношению ⁴He/²⁰Ne) автоматически корректировалось отношение ³Не/⁴Не и за вклад бланка. Аргона в пробах было гораздо больше (в среднем около 9х10^-7 см³, от 5 до 16 в подавляющем большинстве), и вводить коррекцию, учитывающую бланк, не было необходимости. Случайная ошибка измерения (1у) по результатам повторных изотопных измерений в пробах при сигнале 2-5 вольт соответственно, составили: отношение изотопов гелия ³Не/⁴Не - 4% при величине ~ 6х10^-8, - (1-2) % при величине (2-8)х10^-7; отношение ⁴Не/²⁰Ne - ~10%; отношение изотопов аргона ⁴⁰Ar/³⁶Ar - (0,05-0,18)%, ³⁸Ar/³⁶Ar - (0,05-0,15)%.

Точность измерений оказалась вполне достаточной для корректной интерпретации полученных данных. Использованные литературные данные об изотопах гелия и аргона в Норильских интрузиях обладали примерно такими же метрологическими характеристиками.

Таким образом можно считать, что достигнутые метрологические характеристики вполне достаточны для получения корректных результатов о распространенности изотопов благородных газов в породах Норильско-Таймырского региона.

3.3 Измерение изотопных отношений, расчет и обработка данных

Помимо отношений ³He/⁴He и ⁴⁰Ar/³⁶Ar, измерялись изотопные отношения ⁴Не/²⁰Ne и ³⁸Ar/³⁶Ar. Первое из них использовалось для поправки измеренного значения ³Не/⁴Не за атмосферную (природную и методическую) контаминацию, второе - для коррекции отношения ⁴⁰Ar/³⁶Ar за изотопное фракционирование.

Кроме непосредственно измеренного отношения (³Не/⁴Не)_измер в таблицах приведено расчетное значение отношения, скорректированные за воздушную компоненту гелия (³Не/⁴Не)_корр.

Расчет выполнялся по следующей формуле:

(³Не/⁴Не)_измер. - а (³Не/⁴Не)_{атмосф.}

(³Не/⁴Не)_корр = ---------------------------------------------------,

1 - а

Где а = ⁴Не_{атмосф.}/ ³Не_измер. - доля гелия атмосферного происхождения, рассчитываемая по выражению:

(⁴Не/²⁰Nе)_{атмосф.}

а = --------------------------

(⁴Не/²⁰Nе)_измер.

В подавляющем большинстве случаев поправка за воздушную компоненту была пренебрежимо малой и не превышала случайную ошибку измерений.

Все полученные результаты были привязаны к общепринятым стандартам (атмосферным благородным газам) с известным соотношением изотопов (³He/⁴He = 1,40·10^-6; ⁴He/²⁰Ne = 0,32; ⁴⁰Ar/³⁶Ar = 295,6; ³⁸Ar/³⁶Ar = 0,1880). При интерпретации данных использовались как значения изотопных отношений, так и более удобные единицы - доли мантийного гелия (m) и воздушного аргона (a) в %.

Расчет доли мантийного гелия проводился, исходя из значений отношения ³Не/⁴Не в мантии Земли и ее коре, соответственно, 1.2х10^-5 и 2х10^-8, по следующей формуле:

(³He/⁴He)_корр. - (³He/⁴He)_кора

m (%) = He _мантия/He = -------------------------------------------------- * 100

(³He/⁴He) _мантия

Расчет доли воздушного и радиогенного аргона выполнялся по известным формулам:

(⁴⁰Ar/ ³⁶Ar) _{атмосф.}

a (%) = Ar _{атмосф.} /Ar = ---------------------------------------------- * 100

(⁴⁰Ar/ ³⁶Ar)_корр.

(⁴⁰Ar/ ³⁶Ar) _{атмосф.} = 296

Ar = Ar _{атмосф. +} Ar _{радиоген.}

r (%) = Ar _{радиоген} / Ar = 100 - a

ГЛАВА 4. ИЗОТОПНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ НИКЕЛЕНОСНЫХ ИНТРУЗИЙ НОРИЛЬСКОГО РУДНОГО РАЙОНА

4.1 Геолого-экономическая типизация интрузивов

Были изучены породы и руды преимущественно ультрамафит-мафитовых интрузивных комплексов трех основных геолого-экономических типов: промышленно-рудоносные, содержащие сплошные, вкрапленные и прожилково-вкрапленные руды; рудоносные, содержащие вкрапленные и прожилково-вкрапленные руды; слаборудоносные, не несущие промышленного оруденения, также с определенной долей условности, выделен четвертый тип: сателлиты промышленно-рудоносных интрузивов. Помимо этого изучались слабоизученные интрузии, так называемые объекты прогнозной оценки. Изучались породы и руды из 12 скважин, обособленных в отдельные оценочно-рудоносные группы: богатые, средние, бедные и перспективные. Часть образцов предоставлена сотрудниками ИГЕМ РАН и КНИИГиМС, часть - собрана в ходе полевых работ геологами ВСЕГЕИ, и автором. Кроме того, нами использовались литературные данные по ряду Таймырских интрузивов, отнесенных к слаборудоносному и потенциально рудоносному геолого-экономическим типам. Слаборудоносные: Тулай-Киряка (скв.- Т-1), Боотанкага (скв. Б-6), Нижнефокинская (скв. НФ) (рис. 4.1.1), а также промышленно-рудоносные: Талнахская (скв. КЗ-1710 и КЗ-1739) исследовались С. С. Неручевым и Э. П. Прасоловым /1990/. Бинюдинский интрузив исследовался в данной работе и вместе с Микчангдинским, он отнесен в группу потенциально-рудоносных интрузивов. Бинюдинский интрузив, изучен по скв. С-1 и относится (предварительно) к коматиитовому типу. Менее изученный Микчангдинский интрузив Норильской провинции содержит проявления вкрапленных платиноидно-медно-никелевых руд и характеризуется скважиной МД-48. Масловский интрузив, изученный по Скв. ОМ-31, рассматривался как слабоизученный и перспективный на наличие промышленных концентраций полезного рудного компонента. Использовались также ранее полученные изотопные характеристики по интрузивам Норильск - I скв. МС-33 /Завилейский Д. И., Э. М. Прасолов 2004/. Изотопные характеристики гелия и аргона по ряду интрузивов: Хараелахский, Черногорский; Вологочанский; Южно-Пясинский; Зуб-Маркшейдерский; Зеленогривский; Нижнеталнахский; Нижненорильский; Масловский; Микчандинский; Бинюдинский были получены впервые, а также новыми данными был дополнен Талнахский интрузив.

Рис.4.1.1 Схематическая карта Норильско-Таймырского района

Месторождения образованы горизонтами вкрапленных руд в полнодифференцированных интрузивах, залежами сплошных (массивных), прожилково-вкрапленных и брекчиевидных платиноидно-медно-кобальтово-никелевых руд. Изучению и классификации этих руд посвящены работы М. Н. Годлевского, Е. Н. Сухановой, Г. И. Кавардина, Д. А. Додина, А. Д. Генкина, О. А. Дюжикова и других исследователей. К сплошным (массивным) отнесены руды, содержащие более 70 об. % сульфидов, Они слагают субгоризонтально залегающие тела пластообразной и линзовидной формы с жилоподобными ответвлениями в краевых частях, располагающиеся в зонах пологих тектонических нарушений в породах нижних, изредка -- верхних эндо- и экзоконтактов рудоносных интрузий /Проблемы развития..., 1994/. Мощность тел сплошных руд варьирует от десятков сантиметров до первых десятков метров. Сплошные руды представлены пирротиновым, кубанитовым, халькопиритовым, талнахитовым, моихукитовым и халькозин-борнитовым типами.

Рис. 4.1.2 Схематизированная геологическая карта северо-запада Сибирской платформы с расположением изученных интрузий

1- эффузивные траппы; 2 - осадочные отложения; 3 - трапповые интрузии; 4 - интрузии гранитойдов; 5 - номера интрузивов: 1. Хараелахский; 2. Талнахский; 3. Норильск-I; 4. Черногорский; 5. Вологочанский; 6 Южно-Пясинский; 7. Зуб-Маркшейдерский; 8. Зеленогривский;9. Нижнефокинский; 10.Нижнеталнахский; 11.Нижненорильский; 12.Микчандинский; 6 - региональные разломы.

Таблица 4.1.1 Новые данные, полученные при исследовании

№	Интрузив	Скважина	Тип Интрузива
1	Хараелахский	КЗ-963	Промышленно-рудоносные
2	Талнахский	ОУГ-2
3	Черногорский	МП-2бис	Рудоносные (забалансовые)
4	Вологочанский	ОВ-29
5	Южнопясинский	ОВ-25
6	Зуб-Маркшейдерский	МП-27
7	Зеленогривский	Ф-233	Слабо Рудоносные
8	Нижнеталнахский	ТГ-31	Сателлиты пром-руд.
9	Нижненорильский	НП-37
10	Масловский	ОМ-31
11	Микчандинский	МД-48	Потенциально рудоносные
12	Бинюдинский	С-1

Таблица 4.1.2 Данные об интрузивах полученные из литературных источников /Неручев, Прасолов, 1995/;/Завилейский, Прасолов 2004/.

№	Интрузив	Скважина	Тип Интрузива
1	Талнахский	КЗ-1710, КЗ-1739	Промышленно-рудоносные
2	Норильск-1	МН-2
3	Тулай-Кирякский	2.18	Слабо Рудоносные
4	Боотанкагский	8А
5	Нижнефокинский	НФ

Сплошные (массивные) существенно пирротиновые руды слагают основную массу жильных тел. В большинстве случаев они образуют самостоятельные тела мощностью от первых десятков сантиметров до 30 м и более. Иногда совместно с рудами других типов они участвуют в строении зональных тел. Вкрапленные и прожилково-вкрапленные руды в интрузиях наиболее распространены. Они локализованы в нижнем (обогащенные оливином породы) и приподошвенных (такситовые и контактовые долериты) горизонтах, слагают пластообразные и линзообразные тела мощностью десятки метров. Сульфиды, местами составляющие до 60 % объема пород, образуют вкрапленники размером от нескольких микрон до 5 см, прожилки мощностью до 10 см, протяженностью до 1 м и гнезда 5--10 см в поперечнике. В пикродолеритах преобладают мелко- и неоднородновкрапленные руды, в троктолитах и троктолит-долеритах -- сидеронитовые, в такситовых долеритах -- крупно- и неоднородновкрапленные, а также прожилково-вкрапленные. Последние характерны и для контактовых долеритов. В нижнем горизонте отмечаются только пирротиновые руды, а в приподошвенных им сопутствуют кубанитовые, халькопиритовые и халькозин-борнитовые /Петрология и рудоносность..., 1971, Проблемы развития..., 1994/. Разрабатываются в настоящее время сплошные (богатые) руды Октябрьского месторождения, сплошные, 'медистые' и вкрапленные -- Тал-нахского, вкрапленные -- месторождения Норильск 1. Первые составляют главный объект добычи в Норильском горнопромышленном районе.

4.2 Промышленно-рудоносные интрузивы

Талнахский интрузив открыт в 1960 г. геологами Норильской КГРЭ В.М. Кравцовым, В.С. Нестеровским и Ю.Н. Кузнецовым. Интрузив изучен по 8 образцам скв. ОУГ-2 и прослежен на 20 км при ширине 0,5-1,9 км и максимальной мощности 218 м. В плане он имеет лентовидную форму. Его распространение четко контролируется главным тектоническим швом Норильско Хараелахского глубинного разлома и сопряженных дизъюнктивов. Интрузив имеет ассиметричное уплощенно-линзовидное поперечное сечение. Интрузив полого (7-9^о) погружается в северо-восточном направлении, в основном залегая в угленосных терригенных породах Р₂, лишь в южной части в кровле контактирует с туфолавовой толщей Т₁. В северо-восточной части его подошвой является карбонатная толща девона. В строении Талнахской интрузии сохраняется традиционная для дифференцированных тел последовательность смены дифференциатов норильско-талнахского типа. В верхней части интрузива залегают гибридно-метасоматические породы, габбро-диориты, амфиболизированное габбро, верхние ультрамафиты, обогащенные хромитом, лейкогаббро с такситовой текстурой. В средней части - безоливиновые, оливинсодержащие, оливиновые габброиды, ниже - дискретно изменяющиеся по составу плагиоперидотиты (оливиниты, плагиооливиниты и плагиоверлиты) со шлирами и жилоподобными образованиями меланотроктолитов, троктолитов и лейкогаббро. В нижней части интрузив сложен так называемыми 'такситовыми' габброидами широко варьирующего состава - от безоливиновых, оливинсодержащих и оливиновых габбро со шлирами плагиоперидотитов, до меланотроктолитов и анортозитоподобных пород. В нижнем экзоконтакте присутствуют мелкозернистое габбро и гибридно-метасоматические породы с ксенолитами роговиков. При изотопном изучении пород, вскрытых скважиной ОУГ-2, было установлено, что интрузив отличается не высоким (2,4% старые данные, 1,6% новые данные) средним содержанием мантийного гелия. Сверху вниз по разрезу от минимума (0,3%) в габбро-диорите увеличиваясь к оливинсодержащему габбро и вновь уменьшаясь к оливиновому габбро, далее происходит плавное увеличение содержания мантийного гелия к массивной сульфидной руде с максимумом (3,4 -1,8%). Оценка среднего относительного содержания воздушного аргона для Талнахского интрузива имеет значение 94%. Сверху вниз по разрезу отмечается увеличение содержания радиогенного аргона от габбро-диоритов (5,4%) к оливинсодержащему и оливиновому габбро (17,3%), с последующим снижением к оруденелому плагиоверлиту (6,9%) и резкому увеличению количества радиогенного аргона в меланотроктолитах с такситовой структурой с максимумом (17,5%) и вновь снижением к массивным сульфидным рудам.

Талнахский	д34S
Т-1	9,1
Т-2	15,0
Т-3	8,9
Т-5,6	8,7
Т-13	9,9
Т-14	11,4
Т-15	11,0
Т-16	11,1
Т-17	11,0
Т-18	10,7

Изотопный состав серы в Талнахском интрузиве изучен по 10 образцам скважины ОУГ-2.Он отличается высоким средним значением д³⁴S = 10.6‰, что характерно для богатых платино-медно-никелевых месторожденй норильской группы (Табл. 4.2.1).

Наиболее тяжелая сера (до 15‰) в верхах разреза в габбро-диоритах, 8,5‰ в середине в безоливиновом и оливин содержащем габбро и около 12‰ в низах в оруденелых плагиоверлитах и такситах на контакте с массивной сульфидной рудой (рис. 4.2.2).

С Талнахским интрузивом связано одноименное уникальное платиноидно-медно-никелевое месторождение с вкрапленными (мощностью 6-100 м), массивными (мощностью до 30 м) и прожилково-вкрапленными (>10-15 м в нижнем экзоконтакте) рудами в интрузиве. Талнахский интрузив имеет мощный (>200 м) контактово-метасоматический ореол. Околорудные изменения представлены в основном щелочными альбит-калишпатовыми метасоматитами, что является метаморфо-метасоматическим критерием наличия богатого оруденения /Туровцев, 2002/.

Рис. 4.2.1 Cхематический широтный геологический разрез Талнахского рудного поля по данным В. В. Дистлера и С. Ф. Служеникина

Таблица 4.2.2 Изотопы гелия, неона и аргона в газово-жидких включениях пород интрузий Норильско-Таймырского района.

Изотопы гелия и неона
№ п/п	Объ- ект	№ пробы	Не 10-6, см3/г	3Не/4Не 10-6 измер.	4Не/ 20Ne измер.	3Не/4Не 10-6 корр.	RA корр.	Hem/He %	4He/ 40Arrad
Талнах скв. ОУГ-2
1	Тал	T-3	0,51	0,057	88	0,052	0,039	0,3	5,7
2	Тал	Т-6	1,11	0,167	631	0,17	0,12	1,2	12
3	Тал	Т-10	0,76	0,133	538	0,13	0,093	0,9	8,4
4	Тал	Т-13	0,54	0,186	217	0,18	0,13	1,4	4,6
5	Тал	Т-15	0,33	0,191	144	0,19	0,14	1,4	2,2
6	Тал	Т-16	0,40	0,26	224	0,26	0,19	2,0	2,5
7	Тал	Т-21	0,17	0,43	127	0,43	0,31	3,4	26
8	Тал	T-22	0,21	0,235	171	0,232	0,166	1,8	17,5
Изотопы аргона
№ п/п	Объ- ект	№ пробы	Ar 10-6, см3/г	40Ar/36Ar измер.	38Ar/36Ar измер.	40Ar/36Ar корр.	Ara/Ar %	Arr/Ar %	40Arrad 10-6, см3/г
Талнах скв. ОУГ - 2
1	Тал	T-3	1,64	304,2	0,1854	313	94,6	5,4	0,09
2	Тал	Т-6	0,67	342,7	0,1875	345	85,8	14,2	0,10
3	Тал	Т-10	0,52	356,7	0,1878	358	82,7	17,3	0,09
4	Тал	Т-13	1,72	314,0	0,1870	317	93,1	6,9	0,12
5	Тал	Т-15	3,34	304,6	0,1866	309	95,6	4,4	0,15
6	Тал	Т-16	0,90	359,3	0,1883	358	82,5	17,5	0,16
7	Тал	Т-21	0,21	301,9	0,1870	305	96,9	3,1	0,01
8	Тал	T-22	0,24	309,4	0,1875	311	95,0	5,0	0,01

Рис. 4.2.2 Вариации изотопного состава He, Ar и S по разрезу интрузива Талнахский (скв. ОУГ-2)

Хараелахский интрузив рассматривается на примере уникального Октябрьского платиноидно-медно-никелевого месторождения. В плане интрузив имеет форму треугольника длиной 8-10 км и площадью 30 км². Мощность его достигает 250 м. Хараелахский интрузив локализуется в западном крыле Норильско-Хараелахского разлома, гипсометрически ниже Талнахского интрузива, залегает в аргиллитах с прослоями гравелитов, мергелей и известняков разведочнинской и курейской свит D_1-2 . Интрузив полого погружается в северо-восточном направлении. Расслоенность близка к таковой в Талнахском интрузиве, отмечается большая мощность ультрамафитов - до 65 м, особенно на северо-западе. Имеются мнения о формировании ультрамафитов в качестве самостоятельной субфазы, которые вместе с лейкогаббро и габброидами с такситовой текстурой не являются продуктами дифференциатами in situ, а формируются позже. Об этом свидетельствует высокая доля ультрамафитов, часто не пропорциональная мощности интрузива, автономные апофизы ультрамафитов, многократное повторение этих пород и их перемежаемость с оливиновыми и лейкократовыми габброидами. Так называемые 'такситы' включают 'пикриты', образуя 'штокверковую систему' лейкократовых пород как результат габброизации 'пикритов'. С Хараелахским интрузивом связаны апофизы различного состава, прослеживающиеся на расстоянии до 2 км от основной части тела. По данным Туровцева, Хараелахский интрузив переходит на флангах в недифференцированные тела оливиновых и плагиопорфировых долеритов. Контактовый ореол в верхнем экзоконтакте массива имеет мощность до 250 м, в нижнем - до 150 м. Сульфидное платиноидно-медно-никелевое месторождение представлено, как и в Талнахском интрузиве, вкрапленными, массивными и прожилково-вкрапленными рудами. Интрузив изучен по 7 образцам скв. КЗ-963. Общая мощность разреза Хараелахского интрузива, вскрытого на глубинах 1221.2-1326.9 м, составила около 106 м; из них на мощную сульфидную залежь приходится 27, 6 м. При изотопном изучении пород, вскрытых скважиной КЗ-963, интрузив характеризуется наиболее низким средним содержанием мантийного гелия для интрузивов богатой группы. Сверху вниз по разрезу наблюдается уменьшение содержания мантийного гелия от безоливинового габбро к сульфидной руде, с минимальной его долей из так называемого малосульфидного верхнего горизонта и увеличение к оливиновому лейкогаббро и оруденелому плагиоверлиту, где отмечена максимальная доля мантийного гелия. Ниже, приближаясь к массивным сульфидным рудам, доля мантийного гелия снова уменьшается.

Хараелаский	д34S
963-5	11,4
963-12	13,0
963-17	12,8
963-18	12,8
963-25	12,4
963-30	11,5
963-31	11,9
963-37	12,6
963-38	13,2
963-54	13,1
963-60	12,8
963-71	13,1
963-75	13,2
963-78	11,8
963-86	12,6
963-88	12,3
963-89	12,4
963-95	12,8

Среднее содержание воздушного аргона для Хараелахского интрузива составляет, что ниже, чем у остальных интрузий богатой группы. Сверху вниз по разрезу происходит потеря радиогенного аргона от безоливинового габбро с максимальной его долей к сульфидной руде с минимальной долей. Далее увеличение к оливиновому лейкогаббро и оруденелому плагиоверлиту с последующим снижением к массивным сульфидным рудам. Изотопный состав серы в Хараелахском интрузиве изучен по 19 образцам скважины КЗ-963, также как и другие интрузивы богатой группы норильских месторождений, характеризуется высоким средним значением 12.5‰. Наиболее легкая сера в верхах разреза до 11.4‰ в роговиках и метасоматитах с ангидритом и кальцитом, утяжеляется в габбро-диоритах до 12,5‰ и лишь изредка становится легче в 12‰ в плагиоверлитах в середине разреза и в массивной сульфидной руде в низах разреза.

Таблица 4.2.4 Изотопы гелия, неона и аргона в газово-жидких включениях пород интрузий Норильско-Таймырского района.

Изотопы гелия и неона
№ п/п	Объект	№ пробы	Не 10-6, см3/г	3Не/4Не 10-6 измер.	4Не/ 20Ne измер.	3Не/4Не 10-6 корр.	RA корр.	Hem/He %	4He/40Arrad
Хараелах скв. КЗ-963
1	Хар	963-21	1,55	0,15	733	0,15	0,11	1,1	6,4
2	Хар	963-25	0,43	0,072	165	0,069	0,049	0,4	27
3	Хар	963-29	0,24	0,22	297	0,21	0,15	1,6	3,2
4	Хар	963-30	0,20	0,149	243	0,15	0,11	1,1	3,6
5	Хар	963-35	0,086	0,38	93	0,37	0,26	3,0	1,3
6	Хар	963-65	0,37	0,137	171	0,13	0,093	1,0	1,8
7	Хар	963-86	0,35	0,143	239	0,14	0,10	1,0	13
Изотопы аргона
№ п/п	Объект	№ пробы	Ar 10-6, см3/г	40Ar/36Ar измер.	38Ar/36Ar измер.	40Ar/36Ar корр.	Ara/Ar %	Arr/Ar %	40Arrad 10-6, см3/г
Хараелах скв. КЗ-963
1	Хар	963-21	1,26	364,4	0,1878	365	80,9	19,1	0,24
2	Хар	963-25	0,68	301,0	0,1875	303	97,6	2,4	0,02
3	Хар	963-29	0,47	348,5	0,1869	353	83,8	16,2	0,08
4	Хар	963-30	0,56	326,3	0,1872	329	89,8	10,2	0,06
5	Хар	963-35	0,45	348,3	0,1878	349	84,7	15,3	0,07
6	Хар	963-65	1,71	328,3	0,1860	335	88,2	11,8	0,20
7	Хар	963-86	0,43	313,7	0,1874	316	93,6	6,4	0,03

Вариации изотопного состава He, Ar и S по разрезу Хараелахского интрузива (скв. КЗ-963).

4.3 Рудоносные (забалансовые) интрузивы

Черногорский интрузив расположен в северо-восточной части Норильской мульды вблизи восточного крыла Норильско-Хараелахского разлома. Он залегает в межформационном шве между терригенными верхнепермскими отложениями и мергелисто-аргиллитовыми образованиями девона (рис. 4.3.1). Черногорский интрузив представляет собой лентовидное тело, протяженностью ~8 км, шириной до 2,2 км и мощностью до 120 м. По мнению Д.М. Туровцева метасоматические изменения, сопровождавшие интрузив, развиты слабее, чем в других интрузивах норильско-талнахского типа, что видимо, отражает меньшую флюидонасыщенность магмы, сформировавшей Черногорский интрузив.

Среднее содержание металлов в промышленных рудах в целом по месторождению (в %): меди 0,3-0,45, никеля 0,2-0,3, кобальта 0,12-0,077, МПГ 4,71 г/т. Забалансовые запасы: никеля 407,3 тыс. т, меди 68,9 тыс. т, МПГ 113,4 т. Месторождение находится в Госрезерве. По запасам платиноидов месторождение близко к крупным /Малич, 2008 отчет/.

Черногорский интрузив изучен по 4 образцам СКВ. МП-2бис, имеет мощность ~120 м (Рис. 4.3.2). В верхней части скважины (гл. 23,6-24,0 м) вскрыта раздробленная эруптивная брекчия с обломками стекловатого плагиопорфирового базальта, туфа и угленосного карбонатизированного аргиллита. Ниже (гл. 24,0-32,5 м, обр. Ч-1, Ч-2) залегает горизонт гибридных пород диоритового состава с кварцем и титаномагнетитом, имеющих метасоматическую структуру и мощность ~8 м.

Значительная часть интрузива (гл. 32,5-127,0 м, обр. Ч-3 - Ч-8) сложена измененными оливинсодержащими габброидами - породами основного состава. Еще ниже (гл. 134,0 - 140,0 м) залегают оруденелые, существенно измененные (до 35 %) породы небольшой мощности (~7 м) представленные меланотроктолитами и габбро-троктолитами с такситовой текстурой со шлирами (возможно реликтами) плагиоверлитов (обр. Ч-10, Ч-11, Ч-13). В них мало щелочей, (потери воды при прокаливании 2,24-3,57 %), что согласуется с существенным (до 35 %) присутствием вторичных водных минералов - биотита, амфибола, хлорита, цоизита, серицита, пренита, карбоната, сопутствующих сульфидному оруденению. В Черногорском интрузиве количество ультрамафитовой составляющей было меньше, чем в интрузивах талнахско-норильского типа с крупными месторождениями, в то же время содержание полезных компонентов (платиноидов, меди, никеля) на глубинах 134,0-139,0 м близко к промышленно-рудоносным вкрапленным кондиционным рудам.

Рис. 4.3.1 Геологический разрез Черногорского интрузива с месторасположением скв. МП-2 бис.

Петрологические и рудно-геохимические признаки свидетельствуют о высокой перспективности интрузива, особенно на платиноиды вкрапленного типа.

Черногорский интрузив (скв. МП-2бис) характеризуется относительно высоким (4,3%) средним содержанием мантийного гелия. Сверху вниз по разрезу наблюдается уменьшение мантийного гелия от оливинсодержащего габбро (3,6%) к оливиновому габбро с минимумом (2%) и резкому увеличению к габбро-троктолиту со шлирами меланотроктолита и лейкогаббро с максимумом (9,2%), с последующим снижением количества мантийного гелия до (4,5%) в оливиновом габбро с троктолитовыми участками.

Среднее содержание воздушного аргона для Черногорского интрузива (79,8%). Сверху вниз по разрезу наблюдается увеличение радиогенного аргона от оливинсодержащего габбро с минимумом (13,1%) к габбро-троктолиту со шлирами меланотроктолита (15,6%) и лейкогаббро с максимумом (30,4%). Далее наблюдается снижение количества радиогенного аргона (17,8%) в оливиновом габбро с троктолитовыми участками. (Табл. 4.3.2)

Черногорский	д34S
Ч-11	11,4
Ч-13	13,0

Изотопный состав серы в Черногорском интрузиве был изучен только по двум образцам Ч-11_137.0 и Ч-13_138.5 скважины МП-2бис, в горизонте в габбро-троктолитов со шлирами меланотроктолитов и лейкогаббро. Эти образцы охарактеризованы средним значением 10.7‰ (табл. 4.3.1).

Таблица 4.3.2 Изотопы гелия, неона и аргона в газово-жидких включениях пород интрузий Норильско-Таймырского района.

Изотопы гелия и неона
№ п/п	Объ- ект	№ пробы	Не 10-6, см3/г	3Не/4Не 10-6 измер.	4Не/ 20Ne измер.	3Не/4Не 10-6 корр.	RA корр.	Hem/He %	4He/40Arrad
Черногорский скв. МП-2 бис
1	Чер	МП-2 бис Ч - 6	0,067	0,456	46,5	0,45	0,32	3,6	0,9
2	Чер	МП-2 бис Че - 9	0,082	0,263	51,9	0,26	0,19	2,0	0,7
3	Чер	МП-2 бис Ч - 11	0,059	1,36	54,7	1,36	0,97	11	0,3
	повторн.	0,064	0,89	-	0,89	0,64	7,3	0,3
	среднее	0,052	1,12	55	1,12	0,80	9,2	0,3
4	Чер	МП-2 бис Ч - 15	0,051	0,65	30,2	0,65	0,46	5,2	0,3
	повторн.	0,060	0,49	34,6	0,48	0,34	3,8	0,2
	среднее	0,055	0,57	32,4	0,57	0,40	4,5	0,25
Изотопы аргона
№ п/п	Объ- ект	№ пробы	Ar 10-6, см3/г	40Ar/36Ar измер.	38Ar/36Ar измер.	40Ar/36Ar корр.	Ara/Ar %	Arr/Ar %	40Arrad 10-6, см3/г
Черногорский скв. МП-2 бис
1	Чер	МП-2 бис Ч - 6	0,58	342,8	0,1887	340	86,9	13,1	0,08
2	Чер	МП-2 бис Че - 9	0,74	350,1	0,1880	350	84,4	15,6	0,11
3	Чер	МП-2 бис Ч - 11	0,69	411,3	0,1877	413	71,7	28,3	0,20
	повторн.	0,71	440,0	0,1886	437	67,6	32,4	0,23
	среднее	0,70			425		30,4
4	Чер	МП-2 бис Ч б - 15	1,07	363,0	0,1889	360	82,2	17,8	0,19

Рис. 4.3.2 Вариации изотопного состава He, Ar и S по разрезу Черногорского интрузива (скв. МП-2 бис).

Пясино-Вологочанский интрузив, локализованный в восточном борту Вологочанской мульды, относится к зубовскому типу. Занимает площадь около 80 кв. км и прослежен в широтном направлении на расстоянии 18 км при ширине 6-9 км. В составе Пясино-Вологочанского интрузива выделяют две интрузивные ветви: Южнопясинскую на севере и Вологочанскую - на юге. Обе ветви локализованы в одном стратиграфическом горизонте, при некоторых различиях имеют сходное внутреннее строение и характре оруденения. Вопрос о степени самостоятельности Южнопясинской и Вологочанской ветвей интрузивов окончательно не решен - далее эти ветви будут именоваться как Вологочанский и Южнопясинкий интрузивы. Вологочанский интрузив локализован на юго-восточном борту Вологочанской мульды, изучен по 4 образцам скв. ОВ-29, имеет 60 м мощности. Верхняя часть сложена габбро-диоритами, безоливиновыми габбро, оливинсодержащими габбро и оливиновыми габбро; нижняя часть - габбро-троктолитами со шлирами троктолитов и меланотроктолитов с существенным количеством темноцветных минералов оливина и пироксена и пониженное количество плагиоклаза. Породы Вологочанского интрузива имеют сходство с породами интрузивов норильско-талнахского типа. В них содержится мощный горизонт с вкрапленным сульфидным МПГ-медно-никелевым оруденением с существенным количеством меди, никеля, кобальта и платиноидов, также присутствуют породы близкие плагиоверлитам. В этих породах повышено количество хрома, что роднит их с промышленно-рудоносными интрузивами. Возможно, при доизучении интрузива может быть выявлено более богатое оруденение. Вологочанский интрузив характеризуется очень низким средним содержанием мантийного гелия. Сверху вниз по разрезу наблюдается снижение содержания мантийного гелия от габбро-диоритов к оливиновому габбро и к габбро троктолитам со шлирами меланотроктолитов с минимумом и максимум в в них же. Среднее содержание воздушного аргона для Вологочанского интрузива составляет. Сверху вниз по разрезу наблюдается снижение радиогенного аргона от габбро-диоритов к оливиновому габбро с минимумом затем увеличение к габбро троктолитам со шлирами меланотроктолитов с максимумом и последующим снижением содержания радиогенного аргона.

Таблица 4.3.3 Изотопы гелия, неона и аргона в газово-жидких включениях пород интрузий Норильско-Таймырского района.

Изотопы гелия и неона
№ п/п	Объ- ект	№ пробы	Не 10-6, см3/г	3Не/4Не 10-6 измер.	4Не/ 20Ne измер.	3Не/4Не 10-6 корр.	RA корр.	Hem/He %	4He/40Arrad
Вологочанский скв. ОВ-29
1	П-В	29-2	0,73	0,087	337	0,086	0,061	0,6	1,6
2	П-В	29-22	0,93	0,080	363	0,078	0,056	0,5	3,7
3	П-В	29-11	3,1	0,054	414	0,053	0,038	0,3	1,1
4	П-В	29-24	2,1	0,130	453	0,129	0,092	0,9	1,9
Изотопы аргона
№ п/п	Объ- ект	№ пробы	Ar 10-6, см3/г	40Ar/36Ar измер.	38Ar/36Ar измер.	40Ar/36Ar корр.	Ara/Ar %	Arr/Ar %	40Arrad 10-6, см3/г
Вологочанский скв. ОВ-29
1	П-В	29-2	1,15	486,6	0,1885	484	61,1	38,9	0,45
2	П-В	29-22	1,3	369,1	0,1881	369	80,2	19,8	0,25
3	П-В	29-11	6,6	506,4	0,1872	510	57,9	42,1	2,8
4	П-В	29-24	3,2	459,2	0,1881	459	64,4	35,6	1,1

Рис. 4.3.3 Геологический разрез Вологочанского интрузива с месторасположением скв. ОВ-29

Рис. 4.3.4 Вариации изотопного состава He, Ar и S по разрезу Вологочанского интрузива (скв. ОВ-29).

Вологочанский	д34S
29-9	5,7
29-24	8,5
29-16	7,9
29-17	5,6
29-19	7,8

Изотопный состав серы в Вологочанском интрузиве изучен по 5 образцам скважины ОВ-29, и характеризуется средним значением 7.1‰ (Табл. 4.3.4). Наиболее легкая сера зафиксирована в оливиновом габбро до 5.7‰, в габбро-троктолитах со шлирами меланотроктолитов и троктолитов с такситовой текстурой и метасоматитах сера утяжеляется до 8,5‰ и 7,8 соответственно.

Южнопясинский интрузив, локализован в северо-восточном борту Вологочанской мульды /Лосев 1970ф; Матвеев 2001ф/. Интрузив относится к зубовскому типу, изучен по 5 образцам скв. ОВ-25, имеет мощность ~100 м. и содержит почти по всему разрезу сульфидное платиноидно-медно-никелевое вкрапленное оруденение, местами рассеянное. Наиболее богатое оруденение приурочено к горизонту обогащенных оливином пород (гл. 990,5-1020,0 м) - меланотроктолитов и габбро-троктолитов.

Габбро-долериты и долериты характеризуются высокими содержаниями титана, повышенными калия, кремнезема, фосфора, а также циркония бария, ванадия. Интрузив содержит пять горизонтов вкрапленных руд в одном из которых (мощностью ~10 м) содержания полезных компонентов близки кондиционным вкрапленным рудам крупных месторождений (содержание никеля до 0.8%, меди до 1,31%, МПГ 1,01-5,87 г/т). Оруденелые габбро-троктолиты и меланотроктолиты видимо, являются реликтами более магнезиальных ультрамафитов (рис. 4.3.5). Они недосыщены SiO₂, содержат хромит, что вместе с наличием богатого оруденения является свидетельством более глубинного источника вещества для этого интрузива, чем для безрудных долеритов. Не исключено, что ультрамафиты с хромом и МПГ были габброизованны в процессе подъема магматических продуктов (совместно с базальтами) к поверхности и подверглись перекристаллизации с увеличением количества плагиоклаза и пироксена. Возможно, при доразведке связанного с интрузивом месторождения, могут быть выявлены ультрамафиты и более богатые сульфидные руды. Условно интрузив можно отнести к талнахско-норильскому типу. Южнопясинский интрузив характеризуется невысоким (1.0%) средним содержанием мантийного гелия. Сверху вниз по разрезу наблюдается снижение содержания мантийного гелия от оливинсодержащего габбро с максимумом (1,2%) к минимуму (0,85) в оливиновом лейкогаббро с последующим возвратом к максимуму (1,2%) в оливинсодержащем габбро и уменьшение мантийного гелия в нижних и верхних меланотроктолитах до (0,9%). Среднее содержание воздушного аргона для Южнопясинского интрузива составляет (70,5%). Сверху вниз по разрезу отмечено снижение радиогенного аргона с максимумом (48,2%) в оливинсодержащем габбро до минимума (16,5%) в оливиновом лейкогаббро с дальнейшим увеличением радиогенного аргона до (31,9%) в оливинсодержащем габбро и последующим снижением его количества в верхних (23,9%) и незначительным увеличением в нижних (27,1%) меланотроктолитах (табл. 4.3.6)

Южнопясинский	д34S
25_4	8,0
25-20	4,3
25-31	8,1
25-35	8,5
25-36	10,5
25-41	9,6
25-44	9,5

Изотопный состав серы в Южнопясинском интрузиве изучен по 7 образцам скважины ОВ-25, характеризуется средним значением 8.3‰. В оливинсодержащем габбро в верхах разреза сера имеет значение 8.0‰, а в оливиновом лейкогаббро сера значительно легче 4,3‰. В меланотроктолитах 8,5‰, в габбро-троктолитах сера наиболее тяжелая 10,5‰. В низах разреза в габбро-троктолитах и оливиновом габбро сера почти одинакова и имеет значение 9,5‰. Вопрос о степени самостоятельности Вологочанской и Южнопясинской ветвей Пясино-Вологочанского интрузива окончательно не решен, однако весьма схожий вещественный состав, изотопные характеристики гелия и аргона, а также серы являются существенными признаками их родства.

Таблица 4.3.6 Изотопы гелия, неона и аргона в газово-жидких включениях пород интрузий Норильско-Таймырского района.

Изотопы гелия и неона
№ п/п	Объ- ект	№ пробы	Не 10-6, см3/г	3Не/4Не 10-6 измер.	4Не/ 20Ne измер.	3Не/4Не 10-6 корр.	RA корр.	Hem/He %	4He/ 40Arrad
Южнопясинский скв. ОВ-25
1	Ю-П	25-17	1,14	0,170	527	0,17	0,12	1,2	5,7
2	Ю-П	25-20	0,69	0,113	350	0,11	0,078	0,8	3,8
3	Ю-П	25-22	1,06	0,164	510	0,16	0,11	1,2	10,5
4	Ю-П	25-29	0,88	0,128	656	0,13	0,093	0,9	7,8
5	Ю-П	25-38	1,60	0,124	803	0,12	0,086	0,9	10,5
Изотопы аргона
№ п/п	Объ- ект	№ пробы	Ar 10-6, см3/г	40Ar/36Ar измер.	38Ar/36Ar измер.	40Ar/36Ar корр.	Ara/Ar %	Arr/Ar %	40Arrad 10-6, см3/г
Южнопясинский скв. ОВ-25
1	Ю-П	25-17	0,42	544,3	0,1835	571	51,8	48,2	0,22
2	Ю-П	25-20	1,16	354,6	0,1881	354	83,5	16,5	0,19
3	Ю-П	25-22	0,32	431,7	0,1875	434	68,1	31,9	0,10
4	Ю-П	25-29	0,49	379,9	0,1857	389	76,1	23,9	0,12
5	Ю-П	25-38	0,59	398,2	0,1863	405	72,9	27,1	0,16

Рис. 4.3.5 Вариации изотопного состава He, Ar и S по разрезу Южнопясинского интрузива (скв. ОВ-25)

Зуб-Маркшейдерский интрузив был открыт Ю.М. Шейманном в 1940 г. и расположен в северо-западной части Норильского рудного узла, где контролируется Далдыканской зоной разломов. В 1943-1957 гг. производились поисково-разведочные работы с бурением /Колокольчиков, 1957ф/. Рудная залежь была прослежена на пять километров. Мощность рудной зоны от 2 - 20 м до 30 - 40 м. Выделены два горизонта вкрапленных сульфидных руд. В подстилающих ороговикованных породах девона присутствуют массивные сульфидные жилки мощностью 10-15 см. Вкрапленная рудная минерализация прослежена на 15-20 м (по мощности) в подстилающих породах.

Интрузив представляет собой сложнопостроенную субпластовую залежь с раздувами, пережимами и ответвлениями. Мощность основного тела в горизонтальном залегании колеблется от первых десятков до 220 метров. Длина более 6 км, ширина от 0,5 - 0,7 км в южной части до 2,5 на севере.

С интрузивом связано забалансовое месторождение. Среднее содержание полезных компонентов в рудах (в %): меди 0,44, никеля 0,23, кобальта 0,015; платиноидов 2,23 г/т. Забалансовые запасы: никеля 102,2 тыс. т, кобальта 67 тыс. т, меди 159,1 тыс. т, платиноидов 99,7 т /Металлогеническая карта, 1987 и др./.

Как зубовский тип Зуб-Маркшейдерский интрузив был выделен М.Н. Годлевским в 1959 году. Он отличается от норильско-талнахского типа мощными зонами (40-100 м) гибридных пород (габбро-диоритов, диорито- и сиенитоподобных пород) вплоть до образования метасоматитов (рис.4.3.6), а также небольшим развитием ультрамафитов.

В частности, в породах интрузива, судя по скважине МП-27 (рис. 4.3.7), верхний горизонт мощностью ~40 м (гл.<11.0- 42,2 м, обр. 27-1-27-5) сложен метасоматически измененными породами, содержащими альбит, калиевый полевой шпат и кварц (щелочные метасоматиты); и диоритами или диоритоподобными породами, образовавшимися при ассимиляции магматическими основными породами вмещающих осадочных пород девона.

Рис.4.3.6 Геологический разрез Зуб-Маркшейдерского интрузива c местоположением скв. МП-27

Ниже расположен горизонт оливинсодержащих габбро мощностью ~30 м (глубина 42,2-70,0 м, образцы 26-6, 27-7). Содержание меди - до 0,2 %, никеля - 0,08, кобальта - 0,007, платиноидов <0,03 г/т. В нижней части разреза скважины вскрыты габбро-троктолиты (гл. 81,0-88,0 м, обр. 27-11 - 27-13) и оливинсодержащее габбро (гл. 88,0-99,0 м, обр. 27-14, 27-15) с повышенным количеством сульфидов до 12%. При метасоматозе произошла перекристаллизация и концентрирование сульфидов меди и никеля, сопровождавшееся увеличением содержания платиноидов в горизонте габбро-троктолитов и оливинсодержащих габбро, и увеличилось количество биотита, амфибола, хлорита и других водных минералов. Таким образом, магматическое происхождение платиноидов сочеталось с флюидно-метасоматическим. Зуб-Маркшейдерский интрузив изучен по 4 образцам скв. МП-27 и характеризуется повышенным (2,0%) средним содержанием мантийного гелия. Сверху вниз по разрезу наблюдается повышение содержания мантийного гелия от диоритов с титаномагнетитом (0,7%) к оливинсодержащему габбро (2,3%) и к оруденелому плагиоверлиту с максимумом (4,8%) и с резким падением к минимуму (0,1%) в оруденелом оливинсодержащем измененном габбро. Среднее содержание воздушного аргона для Зуб-Маркшейдерского интрузива составляет (81%). Сверху вниз по разрезу наблюдается снижение радиогенного аргона с максимумом (36,5%) в диоритах с титаномагнетитом к оливинсодержащему габбро (14,7%) и к оруденелому плагиоверлиту с минимумом (9,4%) и последующим небольшим увеличением в оруденелом оливинсодержащем измененном габбро (15,7%). Изотопный состав серы в Зуб-Маркшейдерском интрузиве изучен по 7 образцам скважины МП-27, также как и другие интрузивы средней группы, характеризуется более легким средним значением 2,6‰.

Сера наиболее тяжелая в верхах разреза (до 5.7‰) в щелочных метасоматитах с кварцем, сера в диоритах с титаномагнетитом становится значительно легче 0,8 - 3,7‰. В оруденелом плагиоверлите с участками меланотроктолитов сера имеет значение 4,7‰. Резко изменяются значения серы в оруденелом габбро-троктолите и оруденелом оливин содержащем габбро до -0,4 и 0,2‰ соответственно.

Зуб-Маркшейдерский	д34S
27_1	5,7
27_3	0,8
27_4	3,7
27_5	4,7
27_10	3,9
27_13	-0,4
27_14	0,2

изотоп флюид стратиграфия рудоносность

Таблица 4.3.7 Изотопы гелия, неона и аргона в газово-жидких включениях пород интрузий Норильско-Таймырского района.

Изотопы гелия и неона
№ п/п	Объ- ект	№ пробы	Не 10-6, см3/г	3Не/4Не 10-6 измер.	4Не/ 20Ne измер.	3Не/4Не 10-6 корр.	RA корр.	Hem/He %	4He/ 40Arrad
Зуб-Маркшейдерский скв. МП-27
1	Зуб	МП-27- -5	0,182	0,105	90,9	0,10	0,07	0,7	0,3
2	Зуб	МП-27- -6	0,114	0,307	63,9	0,30	0,21	2,3	1,0
3	Зуб	МП-27 27-10	0,128	0,60	61,7	0,60	0,43	4,8	0,8
4	Зуб	МП-27 27-14	0,138	0,040	61,8	0,033	0,024	0,1	1,0
Изотопы аргона
№ п/п	Объ- ект	№ пробы	Ar 10-6, см3/г	40Ar/36Ar измер.	38Ar/36Ar измер.	40Ar/36Ar корр.	Ara/Ar %	Arr/Ar %	40Arrad 10-6, см3/г
Зуб-Маркшейдерский скв. МП-27
1	Зуб	МП-27- -5	1,45	463,3	0,1875	466	63,5	36,5	0,53
2	Зуб	МП-27- -6	0,81	345,7	0,1878	346	85,3	14,7	0,12
3	Зуб	МП-27 27-10	1,65	327,2	0,1883	326	90,6	9,4	0,16
4	Зуб	МП-27 27-14	0,85	351,9	0,1883	351	84,3	15,7	0,13

Рис. 4.3.7 Вариации изотопного состава He, Ar и S по разрезу Зуб-Маркшейдерского интрузива (скв. МП-27)

4.4 Слаборудоносные интрузивы

Зеленогривский интрузив расположен в южной части Норильской мульды, к западу от г. Буркан в Зеленогривской впадине /Туровцев, 2002/. Он вскрыт рядом поисковых скважин в отложениях тунгусской серии (рис. 2.50 4.4.1), вмещающих также интрузивы трахидолеритов ергалахского и долеритов оганерского типов. Его мощность варьирует от 75 до 180 м. Вмещающие породы (песчаники и алевролиты) ороговикованы, мощность роговиков составляет первые метры, незначительно развиты низкотемпературные метасоматиты. Зеленогривский интрузив отнесен М.З. Комаровой с соавторами /Комарова и др., 2000/ к нижненорильскому типу и рассматривается в качестве предвестника присутствия в районе промышленно-рудоносных интрузивов.

Зеленогривский интрузив, также как и считающиеся слаборудоносными, Нижнеталнахский и Нижненорильский интрузивы, расположен в зоне Норильско-Талнахского разлома. Интрузив изучен по 5 образцам скв. Ф-233, имеет мощность около 110 м (рис. 4.4.2).

В его верхней части на глубинах 270,0-298,0 м находятся сильно метасоматически измененные (на 80 %) безоливиновое и оливинсодержащее габбро, переходящие на глубине 295,0-298,0 м в метасоматиты, почти не содержащие реликтов первичных пород.

Ниже по разрезу находятся габбро-троктолиты с существенным количеством (25-40%) оливина, содержащие небольшое количество (~1%) сульфидов платиноидно-медно-никелевого парагенезиса. В верхней части этого интервала на глубине 308,8 м выявлен маломощный горизонт или шлир плагиоверлитов.

На глубинах 344,0-356,0 м (обр. 233-10) располагаются оруденелые (сульфидов до 27%) меланократовые породы, называемые меланотроктолитами.

Рис. 4.4.1 Геолого-структурная схема Зеленогривского интрузива с местоположением скв. Ф-233

На глубине 356,0-360,5м вскрыты карбонатизированные и пренитизированные плагиоверлиты.В интервале 360,5-371,0 м залегает измененное оливиновое габбро, количество оливина снижается до 15-18 % и ещё ниже на глубине 368,2 м - до 12 % (обр. 233-14) с повышенным количеством сульфидов (до 5 %). На глубинах 375,0-380,0 м располагается сильно измененное безоливиновое габбро с незначительным количеством Cu, Co (тысячные доли %) и Ni до 0,02%. Зеленогривский интрузив характеризуется высоким (5,9%) средним содержанием мантийного гелия. Сверху вниз по разрезу наблюдается уменьшение содержания мантийного гелия от оливинсодержащего габбро и метасоматитов с (5,1%) к минимуму (4,2%) в габбро-троктолитах с дальнейшим повышением мантийного гелия в оруденелых меланотроктолитах (7,3%) и в оливиновом габбро с максимумом (8,1%). Среднее относительное содержание воздушного аргона для Зеленогривского интрузива составляет (75,9%). Сверху вниз по разрезу наблюдается последовательно увеличение содержания радиогенного аргона от минимума (8,6%) в оливинсодержащем к (14,8%) в метасоматитах, затем к (15,4%) в габбро-троктолитах, к (38,1%) в оруденелых меланотроктолитах до максимума (43,4%) в оливиновом габбро, причиной чему могут быть вторичные изменения. Изотопный состав серы в Зеленогривском интрузиве изучен по 4 образцам скважины Ф-233 и характеризуется тяжелым средним значением 8.6‰.

Зеленогривский	д34S
Ф-233-2	9,5
Ф-233-7	8,5
Ф-233-10	6,8
Ф-233-11	9,7

Состав серы облегчается от оливинсодержащего габбро (9,5‰) к (8,0‰) в габбро-троктолитам, к (6,5‰) в оруденелом меланотроктолите и утяжеляется к (10‰) в оливиновом габбро.

Таблица 4.4.2 Изотопы гелия, неона и аргона в газово-жидких включениях пород интрузий Норильско-Таймырского района

Изотопы гелия и неона
№ п/п	Объ- ект	№ пробы	Не 10-6, см3/г	3Не/4Не 10-6 измер.	4Не/ 20Ne измер.	3Не/4Не 10-6 корр.	RA корр.	Hem/He %	4He/ 40Arrad
Зеленогривский скв. Ф-233
1	Зел	Ф233-2	0,039	0,634	23	0,62	0,44	5,0	0,5
2	Зел	Ф233-4	0,041	0,653	15	0,64	0,46	5,1	0,19
3	Зел	Ф233-7	0,064	0,535	33	0,53	0,38	4,2	0,37
4	Зел	Ф233-10	0,18	0,89	95	0,89	0,64	7,3	0,5
5	Зел	Ф-13	0,14	1,00	101	0,99	0,71	8,1	0,4
Изотопы аргона
№ п/п	Объ- ект	№ пробы	Ar 10-6, см3/г	40Ar/36Ar измер.	38Ar/36Ar измер.	40Ar/36Ar корр.	Ara/Ar %	Arr/Ar %	40Arrad 10-6, см3/г
Зеленогривский скв. Ф-233
1	Зел	Ф233-2	1,05	324,3	0,1882	324	91,4	8,6	0,09
2	Зел	Ф233-4	1,56	336,5	0,1851	347	85,2	14,8	0,23
3	Зел	Ф233-7	1,19	344,5	0,1866	349	84,6	15,4	0,18
4	Зел	Ф233-10	0,94	479,2	0,1884	477	61,9	38,1	0,36
5	Зел	Ф233-13	0,80	526,0	0,1886	522	56,6	43,4	0,35

Рис. 4.4.2 Вариации изотопного состава He, Ar и S по разрезу Зеленогривского интрузива (скв. Ф-233)

Нижнеталнахский интрузив впервые выделен Д. М. Туровцевым /Туровцев, 1970/ в зоне Центрального грабена Талнахского рудного поля.

Нижеталнахский интрузив, установленный под северо-западной ветвью продуктивного Талнахского массива, описан Е. Н. Сухановой. Он обычно сопутствует рудоносным ветвям Талнахского массива, локализуясь гипсометрически ниже последнего. Нижнеталнахский интрузив относится к моронговскому типу интрузивов, хотя некоторые авторы выделяют его в собственный нижнеталнахский тип. Интрузив является сложно построенным телом, морфология которого подчинена пликативным и разрывным структурам, оперяющим Главный тектонический шов Норильско-Хараелахского разлома.

Интрузив картируется в скрытом залегании в западном крыле Норильско-Хараелахского разлома гипсометрически и стратиграфически ниже Талнахского интрузива, а также в подошве Хараелахского интрузива на Октябрьском месторождении (см. рис. 4.2.1). Вмещающими являются нижне- и среднедевонские сульфатно-карбонатные отложения. Контактовые изменения незначительны и распространены лишь в верхнем экзоконтакте (2-4 м) и представлены магнезиальными скарнами. Мощность интрузива меняется от 400 м в южной части рудного узла, где интрузив образует штокообразный выступ, до 20-25 м в пределах Северо-западной рудоносной ветви /Додин, Батуев, 1971/. Здесь для интрузива характерны раздувы и пережимы, и его мощность колеблется от 20 до 120 м, сокращаясь в наиболее дислоцированных участках до 6-10 м. В северной части Талнахского месторождения в Северо-западной и Хараелахской ветвях - по обоим бортам Норильско-Хараелахского разлома Нижнеталнахский интрузив сохраняет свое гипсометрическое положение, а в северной части Северо-восточной рудоносной ветви наблюдается последовательное сближение обоих массивов и пересечение продуктивного массива Нижнеталнахским. Вмещают его здесь терригенные угленосные отложения тунгусской серии.

В нижнеталнахской интрузии выделяются все горизонты, свойственные продуктивным интрузиям норильско-талнахского типа, но их объемы имеют иные соотношения. Для большей части пересечений интрузии типичен разрез, представленный оливиновыми габбро-долеритами, троктолитами и пикритами. Безоливиновые и оливинсодержащие разности развиты в основном в маломощных ответвлениях интрузива. Характерно отсутствие (или очень слабое развитие) горизонта такситовых габбро-долеритов.

Интрузивы моронговского типа характеризуются преобладанием пикритов, троктолитов и троктолит-долеритов. Незначительно развиты такситовые габбро-долериты, в маломощном верхнем эндоконтакте представлены кварцсодержащие габбро-долериты, габбро-диориты, лейкогаббро, призматическизернистые габбро-долериты. Меланократовый горизонт имеет монотонное строение, редко нарушаемое появлением мелких шлиров крупнозернистых более лейкократовых пород. В нем фиксируется сульфидная минерализация в виде мелкой вкрапленности. Внизу количесвто сульфидов незначительно нарастает, увеличивается содержание никеля. Промышленное медно-никелевое оруденение отсутствует /Геология и..., 1971/. Интрузивы моронговсокого типа отличаются от норильско-талнахского более значительным присутствием богатых оливином пород (плагиоперидотитов, меланотроктолитов и троктолитов) и ограниченным - оливинсодержащих и оливиновых габброидов. В них фиксируются низкие количества хрома и меньшая насыщенность флюидной фазой. Низкосернистая медно-никелевая сульфидная минерализация (практически без платиноидов) рассеяна по всему разрезу интрузива. В разрезе скважины ТГ-31 Нижнеталнахского интрузива (рис. 4.4.3) мощностью ~100 м (гл. 772,5 - 890,0 м) преобладают ультрамафиты (70%) с повышенным количеством оливина. Присутствие габброидов не превышает 30% мощности интрузива в верхней части, в центральной части они перемежаются с ультрамафитами и в небольшом количестве располагаются внизу. Нижнеталнахский интрузив не содержит значительных количеств никеля, меди и кобальта, а также имеет низкие содержания хрома (сотые и тысячные доли %), в отличие от промышленно-рудоносных интрузивов (Норильск-1, Талнахского и Хараелахского).

Нижнее-Талнахский интрузив изучен по 6 образцам скв. ТГ-31 характеризуется очень низким (0,6%) средним содержанием мантийного гелия. Сверху вниз по разрезу наблюдается последовательное уменьшение мантийного гелия от максимума (1,1%) в безоливиновом габбро до (0,7%) в чередующихся мелано-троктолитах и габбро-троктолитах, (0,5%) в плагиоверлитах со шлирами мелано-троктолитов, и минимума (0,2%) в габбротроктолитах и меланотроктолитах.

Среднее содержание воздушного аргона для Нижнее-Талнахского интрузива составляет (84,2%). Сверху вниз по разрезу наблюдается снижение радиогенного аргона с максимумом (22,7%) в безоливиновом габбро к чередующимся меланотроктолитам и габбро-троктолитам (20,1%) с плагиоверлитами (13,9%) к минимуму (8,1%) в плагиоверлитах со шлирами плагиооливинитов и меланотроктолитов с приближением к максимуму (22,2%) в габбротроктолитах и меланотроктолитах. Изотопный состав серы в Нижнеталнахском интрузиве изучен по 7 образцам скважины ТГ-31 и характеризуется средним значением 6,3‰ (табл. 4.4.3).

Нижнеталнахский	д34S
31_1	1,8
31_3	6,5
31_9	7,0
31_10	7,3
31_11	7,3
31_13	6,6
31_16	8,0

Наиболее легкая сера отмечена в верхах разреза в безоливиновом габбро на контакте с ороговикованными породами 1,8‰, сера в остальных породах ниже по разрезу относительно гомогенна. Так в меланотроктолитах чередующихся с габбро-троктолитами 6,5‰, в плагиоверлитах 7,3‰ и внизу разреза в габбро-троктолитах и меланотроктолитах 8,0‰.

От Талнахского интрузива Нижнеталнахский отличается меньшим содержанием мантийного гелия и более радиогенным составом аргона. Состав д³⁴S серы легче, что вполне может объясняться расположением интрузий относительно друг друга.

Таблица 4.4.4 Изотопы гелия, неона и аргона в газово-жидких включениях пород интрузий Норильско-Таймырского района.

Изотопы гелия и неона
№ п/п	Объ- ект	№ пробы	Не 10-6, см3/г	3Не/4Не 10-6 измер.	4Не/ 20Ne измер.	3Не/4Не 10-6 корр.	RA корр.	Hem/He %	4He/40Arrad
Нижнее-Талнахский скв. ТГ-31
1	Н-Т	31-1	0,58	0,149	267	0,15	0,11	1,1	1,8
2	Н-Т	31-3	0,76	0,108	434	0,11	0,079	0,7	3,7
3	Н-Т	31-7	0,34	0,086	211	0,084	0,06	0,5	6,5
4	Н-Т	31-11	0,81	0,062	372	0,061	0,044	0,3	5,0
5	Н-Т	31-13	0,56	0,078	468	0,077	0,055	0,5	6,7
6	Н-Т	31-16	1,5	0,041	625	0,040	0,029	0,2	6,0
Изотопы аргона
№ п/п	Объ- ект	№ пробы	Ar 10-6, см3/г	40Ar/36Ar измер.	38Ar/36Ar измер.	40Ar/36Ar корр.	Ara/Ar %	Arr/Ar %	40Arrad 10-6, см3/г
Нижнее-Талнахский скв. ТГ-31
1	Н-Т	31-1	1,4	380,8	0,1876	383	77,3	22,7	0,33
2	Н-Т	31-3	1,0	373,3	0,1881	373	79,3	20,1	0,20
3	Н-Т	31-7	0,64	323,7	0,1886	322	91,9	8,1	0,05
4	Н-Т	31-11	1,2	342,6	0,1878	341	86,1	13,9	0,16
5	Н-Т	31-13	1,0	323,3	0,1885	322	91,9	8,1	0,08
6	Н-Т	31-16	1,2	380,9	0,1883	380	77,8	22,2	0,26

Некоторые геологи противопоставляют рудоносные интрузии Норильск - I, Талнахскую и безрудные Нижненорильскую, Нижнеталнахскую и считают важным выявить критерии их разделения, а следовательно, и принадлежности к рудоносному или безрудному типам /Земскова, 1981/. Наряду с этим, существует представление о закономерной сопряженности проявлений безрудных высокомагнезиальных массивов Нижнеталнахского, Нижненорильского и рудоносных Норильск - I, Верхнеталнахского в пределах Норильского и талнахского рудных узлов. В связи с этим считается, что истощенные рудогенными элементами массивы нижнеталнахского (моронговского) типа являются обязательной составляющей рудно-магматической системы. Это не случайные магматические образования, а составные части рудных узлов, и обнаружение их можно рассматривать в качестве критерия рудоносных массивов /Рябов, 1980, 2000; Магнезиальные базиты…., 1984; и др./. При изучении Нижнеталнахской интрузии выяснилось, что в ней встречаются все основные типы пород, характерные для расслоенных интрузий норильско-талнахского типа, но большую часть разреза составляются троктолитовые габбро-долериты. Большой объем высокомагнезиальных пород в разрезе Нижнеталнахской интрузии и порфировидный по плагиоклазу их облик был основанием для отнесения ее к моронговскому типу /Комарова, Люлько, 1967; Додин, Садиков, 1967, 1982/. Позднее по мере накапливания данных стали выделять самостоятельный нижнеталнахский тип в составе норильского интрузивного комплекса. При выяснении возрастных взаимоотношений Талнахской и Нижнеталнахской интрузий одним из основных аргументов в пользу более позднего образования Нижнеталнахской считалось проникновение на северных флангах Талнахского месторождения инъекций Нижнеталнахской интрузии в Верхнеталнахскую, явления переработки ксенолитов оруденелых пикритовых габбро-долеритов последней и сохранения их теневых реликтов в породах Нижнеталнахского магматического тела /Сухарева, Кузнецова, 1983/. На основании этих и других приведенных в работе данных цитируемые авторы приходят к выводу о близком по времени последовательном внедрении интрузий и о более позднем образовании Нижнеталнахского массива.

Рис. 4.4.3 Вариации изотопного состава He, Ar и S по разрезу Нижнеталнахского интрузива (СКВ. ТГ-31).

Кроме этого U-Pb датировки полученные по трем генирациям цирконов из Верхнеталнахской и Нижнеталнахской интрузий имеют одинаковый в пределах ошибки возраст (250 млн. лет), что также свидетельствуют о единой магматогенной…системе.

Нижненорильский интрузив картируется в скрытом залегании к западу от интрузива Норильск-1 в зоне Далдыканского (Фокинско-Тангаралахского) разлома. В плане Нижненорильский интрузив имеет две ветви - западную и восточную, которые сходятся в юго-восточной части Норильского рудного поля (рис. 4.4.4). Локализуется интрузив в отложениях (аргиллиты, мергели) разведочнинской свиты D₁. В прогибах подошвы отмечаются контакты с породами курейской и зубовской свит D₁. Он представляет собой пластообразную залежь мощностью до 200 м, с разветвлениями и расщеплениями. Залегает конформно интрузиву Норильск - I на западе в осевой части Амбарнинской антиклинали, на востоке - в Норильской синклинали. Верхняя и нижняя его часть сложена габброидами, средняя (до 70 м) - ультраосновными породами, содержащими бедное медно-никелевое оруденение. По составу пород интрузив аналогичен Нижнеталнахскому. Экзоконтактовый ореол в среднем составляет 20-40 м, максимально достигая 120 м. Ореол сложен роговиками и мраморами с незначительным распространением щелочных метасоматитов /Туровцев, 2002/.

Интрузив изучен по 5 образцам скв. НП-37 (рис. 4.4.5), располагается на глубинах 1480,0-1624,4 м с учетом гибридных пород и метасоматитов.

В верхней части интрузива на глубине 1480,0-1514,0 м расположены кварцевые диориты, сменяющиеся горизонтами безоливинового габбро (в интервале 1514,0-1536,0 м) и оливинсодержащего габбро (на глубинах 1536,0-1546,0 м - обр. 37-4). Количество оливина в породах варьирует от 3 до 5%. Сульфиды присутствуют в виде единичных мелких (<1 мм) вкрапленников. На глубинах 1566- 1598,0 м находится горизонт оливинового габбро (обр. 37-6, 37-7, 37-8, 37-8б) с троктолитовыми участками с содержанием оливина 15-20 % и редкой мелкой вкрапленностью сульфидов (2-2,5 %).

1-9 - породы интрузива: 1 - габбро-диориты, 2-8 - габбродолериты: 2 - безоливиновые, 3 - оливинсодержащие, 4 - оливиновые, 5 -пикритовые, 6 - троктолиты, 7 - такситовые, 8 - контактовые, 9 - микро долериты и долериты; 10 - предполагаемый контур интрузива; 11 - изопахиты интрузива; 12 - изогипсы подошвы интрузива; 13 - осевые линии; 14 - ареалпикритов; 15 - рудопроявления; 16-18 - подстилающие породы, свиты: 16 - разведочнинская, 17 - курейская, 18 - зубовская; 19 - колонки скважин с интрузивными подсечениями; 20 - дизъюнктивы.

Рис. 4.4.4 Геолого-структурная схема Нижненорильского интрузива

Ниже, на глубинах 1588,0-1599,45 м присутствуют наиболее обогащенные оливином породы - плагиоверлиты, содержащие до 60 % оливина и бедную сульфидную вкрапленность.

На глубине 1599,45 - 1600,0 м встречен маломощный дайкообразный интрузив мелкозернистых долеритов. На глубинах 1600,0 - 1608,0 м находятся меланотроктолиты, приближающиеся к плагиоверлитам с вкрапленным сульфидным оруденением, не имеющим практического значения.

С глубины 1608,0 м до 1617,5 м начинается горизонт метасоматитов, который содержит вкрапленность и прожилки сульфидов пентландит-халькопирит- пирротинового парагенезиса.

Самый нижний приподошвенный горизонт (1620,3-1624,2 м) особенно сильно изменен и превращен в агрегат вторичных минералов: пренита, серицита, хлорита, амфибола, биотита с редкими реликтами клинопироксена и плагиоклаза и значительным до (до 40 %) количеством сульфидов (пирротина, халькопирита, пентландита и др.).

На глубине 1624,4 м залегает щелочной метасоматит, образовавшийся по мергелям курейской свиты девона. Порода содержит значительное количество щелочей (в сумме 5,42%, особенно К₂О - 3,99%).

Таким образом, интрузив, вскрытый скважиной НП-37, без учета довольно мощного (46 м) верхнего горизонта гибридных пород (не исключено, что это самостоятельная интрузивная фаза), с глубины 1538,0 м до 1588,0 м (около 60 м) сложен оливинсодержащим и оливиновым габбро с троктолитовыми участками и маломощными горизонтами или шлирами с бедной сульфидной вкрапленностью.

Наиболее богатое оруденение присутствует в низах интрузива, сложенного метасоматически измененными породами (гл. 1609,4-1617,0 м) с 'богатым' сульфидным вкрапленным и прожилковым оруденением.

Нижнее-Норильский интрузив характеризуется самым низким (0,3%) средним содержанием мантийного гелия. Сверху вниз по разрезу наблюдается уменьшение мантийного гелия от безоливинового габбро (0,2%) к минимуму в оливиновом габбро (0,1%) с последующим увеличением к максимуму (0,46%) в оливиновом габбро с дальнейшим уменьшением к метасоматитам (0,19%) и увеличением в оливинсодержащем долерите (0,38%).

Средняя доля воздушного аргона для Нижнее-Норильского интрузива составляет 87,0%. Сверху вниз по разрезу наблюдается увеличение содержания радиогенного аргона от (12,0%) в безоливинового габбро к максимуму (21,5%) в оливиновом габбро с последующим уменьшением в оливиновом габбро до (11,5%) и повышении в метасоматитах (15,1%), с дальнейшим снижением содержания радиогенного аргона к минимуму (5,5%) в оливинсодержащем долерите. (табл. 4.4.6)

Изотопный состав S в Нижненорильском интрузиве изучен по 13 образцам скважины НП-37, характеризуется средним значением 4,7‰.

Нижненорильский	д34S
37_1	3,8
37_2	3,9
37_3	4,9
37_4	5,1
37_5	3,9
37_6	5,6
37_7	4,0
37_8	4,6
37_9	4,9
37_10	5,2
37_11	5,7
37_12	5,2
37_13	5,1

Наиболее тяжелая сера имеется в оливинсодержащем долерите на глубине 1622 м со значение 5,7‰. От интрузии Норильск - I Нижненорильская интрузия отличается менее мантийным составом гелия и более радиогенным составом аргона, а также легким изотопным составом серы. По изотопным характеристикам гелия и аргона Нижненорильская интрузия практически идентична Нижнеталнахской, а по значению д³⁴S разница составляет в среднем 2‰, что скорее всего, объясняется единым источником и условиями их формирования.

Таблица 4.4.6 Изотопы гелия, неона и аргона в газово-жидких включениях пород интрузий Норильско-Таймырского района.

Изотопы гелия и неона
№ п/п	Объ- ект	№ пробы	Не 10-6, см3/г	3Не/4Не 10-6 измер.	4Не/20Ne измер.	3Не/4Не 10-6 корр.	RA корр.	Hem/He %	4He/ 40Arrad
Нижнее-Норильский скв. НП-37
1	НН	НП 37 1514,5	0,76	0,055	100	0,051	0,036	0,2	2,6
2	НН	НП 37 1542,3	1,03	0,031	462	0,030	0,021	0,1	7,2
3	НН	НП-37 1584	1,59	0,076	464	0,075	0,053	0,46	11
4	НН	НП-37 1614	0,43	0,046	134	0,043	0,031	0,19	1,7
5	НН	НП-37 1620,3- -1622,2	0,41	0,070	97	0,065	0,046	0.38	3,2
Изотопы аргона
№ п/п	Объ- ект	№ пробы	Ar 10-6, см3/г	40Ar/36Ar измер.	38Ar/36Ar измер.	40Ar/36Ar корр.	Ara/Ar %	Arr/Ar %	40Arrad 10-6, см3/г
Нижнее-Норильский скв. НП-37
1	НН	НП 37 1514,5	2,46	331,3	0,1867	336	88,0	12,0	0,30
2	НН	НП 37 1542,3	0,67	373,5	0,1872	377	78,5	21,5	0,14
3	НН	НП-37 1584	1,23	336,0	0,1886	334	88,5	11,5	0,14
4	НН	НП-37 1614	1,72	346,4	0,1875	348	84,9	15,1	0,26
5	НН	НП-37 1620,3- -1622,2	2,31	312,3	0,1878	313	94,5	5,5	0,13

Рис. 4.4.5 Вариации изотопного состава He, Ar и S по разрезу Нижненорильского интрузива (скв. НП-37)

4.5 Слабоизученные интрузивы - объекты прогнозной оценки

Микчангдинский интрузив, вскрытый скважиной МД-48 (рис. 4.5.1), изучен по 8 образцам, расположен в среднем течении реки Южный Икэн, впадающей в реку Микчангда (бассейн оз. Лама). Скважина МД-48 пересекает два интрузива. Под мощным силлом долеритов оганерского типа вскрыт расслоенный Микчангдинский ультрамафит-мафитовый интрузив мощностью ~100 м. Подстилающими его породами являются аргиллиты и мергели зубовской свиты D₁.

Микчангдинский интрузив отличается от верхнего присутствием горизонтов с сульфидной медно-никелевой (с платиноидами) минерализацией и повышенной магнезиальностью (плагиоверлиты и меланотроктолиты) на гл. 1159,5-1162,0 м (обр. 48-9) и гл. 1212,3-1242,5 м (обр. 48-25 - 48-30). Потери воды при прокаливании, особенно в наиболее основных (ультраосновных) горизонтах, сложенных меланотроктолитами и плагиоверлитами, достигают до 3,45 % в первых, во вторых - до 5,7 %, т.е. магма была обогащена флюидом, что привело к ее существенному вторичному изменению.

Ниже приведен разрез Микчангдинского интрузива по скв. МД-48 (рис. 4.5.2).

Верхняя часть интрузива (глубина 1161,5-1161,8 м) сложена меланотроктолитами с сульфидной вкрапленностью медно-никелевого парагенезиса в количестве ~5 %. Ниже залегает оливиновое габбро с сульфидной вкрапленностью от 1 до 4 %. С глубины 1163,0 м породы переходят в оливинсодержащее габбро, измененное на 60-70 %, с такситовой текстурой, почти без сульфидов.

На глубине 1194,5-1194,8 м располагается маломощный горизонт (шлир?) меланотроктолитов. Ниже они сменяются оливиновым габбро с содержанием сульфидов до 4 %. На глубине 1219,1-1219,4 м находятся меланотроктолиты, переходящие в плагиоверлиты с сульфидами с наибольшими содержаниями полезных компонентов.

Рис.4.5.1 Геологический разрез Микчандинской площади c местоположением скв. МД-48

Масштаб горизонтальный 1:50000, вертикальный 1:25000. Составлен геологами ПО 'Норильскгеология'

Породы также характеризуются повышенным количеством серы (до 0,73-0,88 %).

На глубинах 1233,7-1242,5 м выявлены меланотроктолиты, которые содержат бедную сульфидную вкрапленность ~1%, а на глубине 1250,8 м вскрыто оливиновое габбро с густой вкрапленностью медно-никелевых сульфидов, достигающих 8 %.

Микчандинский интрузив характеризуется очень низким (0,7%) средним содержанием мантийного гелия. Сверху вниз по разрезу наблюдается уменьшение мантийного гелия от максимума (2,0%) в верхних меланотроктолитах последовательно снижаясь к минимуму (0,2%) в нижних меланотроктолитах. Затем незначительный рост в оливиновом габбро (0,4%).

Среднее содержание воздушного аргона для Микчандинского интрузива составляет 65,0%. Сверху вниз по разрезу наблюдается увеличение содержания радиогенного аргона от минимума (12,1%) в верхних меланотроктолитах последовательно увеличиваясь с глубиной сначала до (47,1%) в оливиновом габбро, затем до (30,3%) в меланотроктолитам и до максимума (55,7%) в оливиновом габбро с такситовой текстурой. (табл.4.5.2)

Изотопный состав серы в Микчандинском интрузиве изучен по 4 образцам скважины МД-48 и характеризуется тяжелым средним значением 12,7‰.

Микчандинский	д34S
48-9	12,8
48-25	11,0
48-27, 28	13,3
48-32, 33	14,0

Сера в верхах разреза имеет значение 12,8‰ в меланотроктолитах, в меланотроктолитах в сере-дине разреза 11,0‰, в плагиоверлитах 13,3‰ и самая тяжелая сера 14,0‰ в ливиновом габбро с такситовой текстурой в низах разреза.

В Микчандинском интрузиве не происходило гравитационной и кристаллизационной дифференциации, поскольку наиболее богатые оливином и сульфидами породы располагаются не только в нижней, но и в верхней и средней его частях.

Таблица 4.5.2 Изотопы гелия, неона и аргона в газово-жидких включениях пород интрузий Норильско-Таймырского района

Изотопы гелия и неона
№ п/п	Объе кт	№ пробы	Не 10-6, см3/г	3Не/4Не 10-6 измер.	4Не/20Ne измер.	3Не/4Не 10-6 корр.	RA корр.	Hem/He %	4He/40Arrad
Микчандинский скв. МД-48
1	Мик	МД 48-9	0,35	0,258	197	0,256	0,183	2,0	2,5
2	Мик	МД 48-16	4,98	0,129	1380	0,128	0,091	0,9	24
3	Мик	МД 48-18	3,77	0,096	1200	0,095	0,068	0.6	24
4	Мик	МД 48-23	4,78	0,065	1250	0,065	0,046	0,4	15
5	Мик	МД 48-25	0,57	0,050	352	0,049	0,035	0,2	2,8
6	Мик	МД 48-27	0,98	0,091	467	0,090	0,064	0,6	3,6
7	Мик	МД 48-30	7,42	0,051	1220	0,051	0,036	0,3	12
8	Мик	МД 48-32	1,55	0,066	659	0,066	0,047	0,4	2,9
Изотопы аргона
№ п/п	Объект	№ пробы	Ar 10-6, см3/г	40Ar/36Ar измер.	38Ar/36Ar измер.	40Ar/36Ar корр.	Ara/Ar %	Arr/Ar %	40Arrad 10-6, см3/г
Микчандинский скв. МД-48
1	Мик	МД 48-9	1,13	333,6	0,1873	336	87,9	12,1	0,14
2	Мик	МД 48-16	0,53	489,2	0,1880	489	60,4	39,6	0,21
3	Мик	МД 48-18	0,51	416,6	0,1860	425	69,5	30,5	0,16
4	Мик	МД 48-23	0,69	553,3	0,1870	559	52,9	47,1	0,33
5	Мик	МД 48-25	0,67	422,3	0,1877	424	69,7	30,3	0,20
6	Мик	МД 48-27	0,97	412,0	0,1881	412	71,8	28,2	0,27
7	Мик	МД 48-30	1,15	620,1	0,1875	624	47,4	52,6	0,61
8	Мик	МД 48-32	0,95	665,4	0,1878	667	44,3	55,7	0,53

Рис. 4.5.2 Вариации изотопного состава He, Ar и S по разрезу Микчандинского интрузива (скв. МД-48).

Возможно, при дальнейших поисково-разведочных работах в Микчангдинском интрузиве будут выявлены более существенные содержания полезных компонентов и особенно платиноидов, что позволит добиться практических результатов. Не исключено, что с интрузивом связаны малосульфидные платиноидные руды, черты которых намечаются на глубинах 1161,5-1165,4 (обр. 48-9 - 48-13), характеризующихся содержаниями палладия (0,061-0,1 г/т), присутствием хромита и минералов платиновой группы (сперрилита и Pd- содержащих минералов).

Бинюдинский интрузив расположен в западной части Таймырского полуострова в бассейне р. Бинюды (рис. 4.5.3). Он имеет пластинообразную форму мощностью 250-320 м /Дюжиков и др., 1995; Курбатов, Романов, 2008 и др./. Бинюдинский интрузив относится к формации коматиитов.

Разрез Бинюдинского интрузива изучен по 4 образцам скв. С-1, составляет 128 м (рис.4.5.4). Верхняя часть интрузива сложена оливинитами. Ниже залегают плагиооливиниты. На глубинах 53,8, 58,0 и 63,2 м вскрыты плагиоверлиты и в нижней части разреза скв. С-1 - меланотроктолиты и троктолиты.

Интрузив не содержит габброидов, сложен только ультрамафитами близкими по составу ультраосновному горизонту в интрузивах талнахско-норильского типа, правда с ним (в Бинюдинском интрузиве) не ассоциирует богатая сульфидная вкрапленность меди, никеля, кобальта и платиноидов, как в Норильске, но также содержится повышенное количество хрома.Бинюдинский интрузив характеризуется повышенным (3,5%) средним содержанием мантийного гелия. Сверху вниз по разрезу наблюдается увеличение мантийного гелия от оливинита (3,2%) к плагиооливиниту с максимумом (5,3%) и дальнейшим снижением к минимуму в плагиоверлитах (1,6%) и далее увеличению меланотроктолитах (3,8%).

Среднее содержание воздушного аргона для Бинюдинского интрузива составляет (89,7%). Сверху вниз по разрезу наблюдается последовательное увеличение с глубиной содержания радиогенного аргона от оливинита (7,8%) и плагиооливинита (9,1%) к плагиоверлиту с максимумом (18,3%) и резкому уменьшению к минимуму (6,1%) в меланотроктолитах (табл. 4.5.4).

Изотопный состав сера в Бинюдинском интрузиве изучен по 4 образцам скважины С-1 и отличается облегченным средним значением 1,5‰ (Табл. 4.5.3).

Рис. 4.5.3 Геологический разрез Бинюдинского интрузива с местоположением скв. С-1.

Рис. 4.5.4 Вариации изотопного состава He, Ar и S по разрезу Бинюдинского интрузива (скв. С-1).

Бинюдинский	д34S
C1-1	2,0
C1-2	1,6
C1-3	1,7
С-1-5 (N 52)	0,7

В верхах разреза д³⁴S имеет значение 2‰ в оливинитах, 1,6‰ в плагиооливинитах, 1,7‰ в середине разреза в плагиоверлитах и в низах разреза д³⁴S имеет значение 0,7‰.

Таблица 4.5.4 Изотопы гелия, неона и аргона в газово-жидких включениях пород интрузий Норильско-Таймырского района.

Изотопы гелия и неона
№ п/п	Объ- ект	№ пробы	Не 10-6, см3/г	3Не/4Не 10-6 измер.	4Не/ 20Ne измер.	3Не/4Не 10-6 корр.	RA корр.	Hem/He %	4He/ 40Arrad
Бинюдинский скв. С-1
1	Бин	С 1-5,5	0,035	0,408	31	0,40	0,286	3,2	0,7
2	Бин	С 1-38	0,028	0,669	19	0,66	0,471	5,3	0,8
3	Бин	С 1-58	0,032	0,232	23	0,22	0,157	1,6	0,5
4	Бин	С 1-5	0,068	0,489	33	0,48	0,343	3,8	0,9
Изотопы аргона
№ п/п	Объ- ект	№ пробы	Ar 10-6, см3/г	40Ar/36Ar измер.	38Ar/36Ar измер.	40Ar/36Ar корр.	Ara/Ar %	Arr/Ar %	40Arrad 10-6, см3/г
Бинюдинский скв. С-1
1	Бин	С 1-5,5	0,62	320,2	0,1879	321	92,2	7,8	0,05
2	Бин	С 1-38	0,41	324,2	0,1877	325	90,9	9,1	0,04
3	Бин	С 1-58	0,36	360,1	0,1876	362	81,7	18,3	0,07
4	Бин	С 1-5	1,21	314,0	0,1878	315	93,9	6,1	0,07

Слабоизученный Бинюдинский интрузив также нуждался в уточнении принадлежности к той или иной рудоносной группе. Свое местоположения на графике он занял между богатой и бедной критериальными зонами. Имея такую изотопно легкую серу следует ожидать что Бинюдинский интрузив будет отнесен к слаборудоносной группе интрузивов. Масловский интрузив расположенный в 15 км к югу от г. Норильска, поисковыми работами 1975-77г.г. /Винницкий и др., 1977ф/ впервые был вскрыт СКВ. ЮН, на юго-восточных флангах месторождения Норильск - I и позднее прослежен на 2-5 км в субширотном направлении. Рудопроявление получило название Масловское, в честь Героя Социалистического Труда СССР геолога Г.Д. Маслова, который первый указал на перспективы этой площади в 1962 году.Предполагалось, что Масловская интрузия является восточно-норильской ветвью интрузива Норильск - I, благодаря чему получила второе имя - Восточно-Норильской. Масловское интрузивное тело отнесено к так называемому норильско-талнахскому типу (комплексу), с которым связаны все промышленные месторождения сульфидных медно-никелевых руд Норильского рудного района. Масловский интрузив имеет значительное сходство с интрузивом Норильск-1 по строению, составу пород и характеру оруденения. Возможно, он является непосредственным продолжением на юг интрузии Норильск-1 и соединяется с ней перемычкой оливиновых габбро-долеритов /Кокори, 2004ф/. В придонной части интрузива залегает рудоносная зона, образованная вкрапленными и прожилково-вкрапленными рудами с промышленными содержаниями никеля, меди и металлов платиновой группы. Интрузия локализована в нижней части разреза туфолавовой толщи, в пределах ивакинской - надеждинской свит. Лишь наиболее погруженная её часть в редких случаях может достигать пород тунгусской серии. В плане интрузия представляет собой лентовидное тело, размерами 3х6 км, мощность которого в осевой части достигает 300м и более. В поперечном сечении она обладает корытообразной, сплющенной трубообразной, а в маломощных окраинах - уплощенно-линзовидной формой, имея в западной и центральных своих частях согласное или полого секущее залегание с вмещающими породами рамы и секущее в восточной. Подошва интрузии постепенно погружается с востока на запад. В продольном разрезе интрузия представляет собой пластообразное тело с глубокими прогибами дна в северной и южной своих частях и пережимом в центральной части, а также с постепенным воздыманием ее подошвы в южном направлении. Глубина залегания подошвы колеблется от 432.2 м (скв.ЮН-6) до 1174.55 м (скв.ЮН-11). Характерной особенностью интрузива является переход его на флангах в межпластовые силлоподобные (на западе) и пологосекущие дайкообразные (на востоке) тела - апофизы, имеющие мощность 5-20 м, прослеженные на расстояния до 1.5-2 км и сложенные оливиновыми и оливинсодержащими габбро-долеритами с участками лейкократового габбро. Такие же, но быстро выклинивающиеся образования встречены вблизи кровли южной части интрузива, где они концентрируются вдоль его восточного поднятого борта. Масловский интрузив полно дифференцирован. Сложен он породами шести горизонтов (сверху вниз):

- верхних контактовых пород - 7.5% объема интрузива;

- габбро-диоритов, кварцевых, кварцсодержащих и безоливиновых габбро-долеритов - 22% объема;

- оливинсодержащих, оливиновых и оливин-биотитовых габбро-долеритов - 43.5% объема;

- пикритовых, троктолитовых габбро-долеритов и других ультраосновных пород (пикритовый горизонт) - 16% объема интрузива;

- такситовых и равномернозернистых оливиновых и оливинсодержащих (нижних) габбро-долеритов (такситовый горизонт) - 10% объема;

- нижних контактовых габбро-долеритов - 1% объема.

Отчетливое расслоение массива на эти горизонты сохраняется повсеместно и нарушается только на участках выклинивания интрузива. Соотношение же мощностей отдельных дифференциатов, сочетание пород внутри горизонтов, пространственное распространение их (особенно в горизонтах верхних контактовых пород - пикритовом и такситовом) в отдельных сечениях интрузива не постоянны. В упрощенном виде в строении интрузии сверху вниз можно выделить условно три горизонта. Верхняя часть интрузии (верхняя габбровая серия) объединяет контактовые габбро-долериты, лейкогаббро, верхние такситовые габбро-долериты. К данному горизонту приурочено малосульфидное платинометальное оруденение. Средняя часть интрузии представлена безоливиновыми, оливинсодержащими и оливиновыми габбро-долеритами. Оруденения средней части обычно не имеют промышленного значения. Нижняя зона интрузии представлена пикритовыми, такситовыми и контактовыми габбро-долеритами. К данному горизонту приурочено вкрапленное и жильное сульфидное оруденение, непосредственно представляющее экономический интерес (рис.4.5.7). В пределах нижней рудоносной зоны месторождения выделено два горизонта вкрапленных сульфидных медно-никелевых руд. Основной горизонт вкрапленных руд локализован в оливин-биотитовых, пикритовых, такситовых и контактовых габбро-долеритах. Мощность его доходит до 40 м. Верхняя граница расположена в оливин-биотитовых габбро-долеритах на расстоянии 0.5-1.5 м, реже 7-8 м от их контакта с пикритовыми габбро-долеритами, а нижняя определяется положением подошвы интрузии. В плане он повторяет контур распространения пикритовых и такситовых габбро-долеритов. В пределах основного вкрапленного горизонта выделяется два рудных тела: Северное и Южное.

Рис. 4.5.6 Геологический разрез Масловского интрузива по линиям XI-XI с месторасположением скв. ОМ-31 данные Ковальчука К. К. и Ситникова В. В.

Нижний горизонт вкрапленных руд локализован в подошве интрузии. При мощности 3-5 м он имеет фрагментарное распространение как в северной, так и в южной части Масловского интрузива, вблизи его осевой части. В пределах основного и нижнего горизонтов вкрапленных руд в разрезах поисковых скважин и в плане выделяется серия рудных тел вкрапленных и прожилково-вкрапленных руд с промышленным содержанием полезных компонентов. Их границы, также как и границы горизонтов в целом, не имеют четкого литологического (структурно-геологического) контроля и определяются только по данным опробования керна скважин и параметрам применяемых кондиций, при этом наблюдается чередование прослоев с промышленными и некондиционными рудами, которые включены в рудное тело. Наибольшее значение имеют руды в пределах основного горизонта. Породы несут платиноидное оруденение с относительно высокими содержаниями благородных металлов, сопоставимыми с таковыми на разведанном участке месторождения Норильск-1. Поэтому Масловское рудопроявление можно представить не как собственно медно-никелевое, а как комплексное платино-металльно-медно-никелевое). Области распростра-нения металлов платиновой группы практически повторяют контуры вкрапленных сульфидных медно-никелевых руд. Помимо этого под и над рудным телом отмечены маломощные непротяженные участки с повышенным содержанием платиноидов во вмещающих породах.

Верхняя зона малосульфидного оруденения, перспективная на наличие металлов платиновой группы, приурочена к породам 'габбровой' серии верхним контактовым породам Масловского интрузива. Она изучена слабо, не опробована и требует дополнительного исследования.

Масловский интрузив охарактеризован низким (0,7%) средним содержанием мантийного гелия. Сверху вниз по разрезу фиксируется снижение количества мантийного гелия от лейкогаббро зеленовато-серого цвета с максимумом (1,6%) к минимуму в оливиновом габбро-долерите (0,2%) с дальнейшим увеличением к пикритовому габбро-долериту (1,1%) и постепенному снижению количества мантийного гелия к контактовому габбро-долериту (0,3%).

Среднее содержание воздушного аргона в Масловском интрузиве составляет 84,8%. Сверху вниз по разрезу видно снижение количества радиогенного аргона от лейкогаббро зеленовато-серого цвета с максимумом (29%) к оливиновому габбро долериту (15,6%), затем увеличение к габбро-долериту с убогой сульфидной вкрапленностью (9,8%) и постепенное снижение к минимуму в оливиновом габбро-долерите (6,1%) с дальнейшим увеличением радиогенного аргона к такситовому (16,8%) и контактовому габбро-долеритам (21,9%) (табл.4.5.5).

Масловский интрузив имеет значительно сходство с интрузивом Норильск - I, однако полностью идентичными их назвать затруднительно.

Сопоставление изотопных данных по интрузиям Норильск-1 /Завилейский, Прасолов, 2004/ и Масловской показывает их заметное различие. В первой из них доля мантийного гелия выше, а аргон почти нацело (98-100%) представлен атмосферной компонентой. Эти различия хорошо видны на графиках в координатах m и a (r), на которых поле, отвечающее Масловской интрузии, ложится на тренд, образованный группой богатых расслоенных интрузий (рис. 8, 10). Положение двух упомянутых интрузий соотносится с таковым у богатых интрузий и их сателлитов (Нижнеталнахская, Нижненорильская). Анализ изотопных и геохронологических данных по этим интрузиям убедил нас в том, что интрузии-сателлиты материализуют разные этапы функционирования единой (для каждой пары) магмато-флюидной системы /Prasolov, Khalenev, 2008/. Хотя эти этапы не были сильно разобщены во времени (менее 5 млн.лет), но они характеризовались различающимися флюидными режимами. Таким образом, интрузии Норильск-1 и Масловская не являются полностью идентичными.

Рис. 4.5.7 Вариации изотопного состава He, Ar и S по разрезу Масловского интрузива (скв. ОМ-31)

Таблица 4.5.5 Изотопы гелия, неона и аргона в газово-жидких включениях пород интрузий Норильско-Таймырского района.

Изотопы гелия и неона
№ п/п	Объ- ект	№ пробы	Не 10-6, см3/г	3Не/4Не 10-6 измер.	4Не/20Ne измер.	3Не/4Не 10-6 корр.	RA корр.	Hem/He %	4He/ 40Arrad
Масловский скв. ОМ-31
1	Мас	ОМ31_1	0,54	0,21	491	0,21	0,15	1,6	2,1
2	Мас	ОМ31_2	0,37	0,044	476	0,043	0,031	0,2	6,3
3	Мас	ОМ31_3	1,02	0,068	831	0,068	0,049	0,4	8,1
4	Мас	ОМ31_4	1,04	0,16	1360	0,16	0,11	1,1	22
5	Мас	ОМ31_5	2,30	0,075	1960	0,075	0,054	0,5	25
6	Мас	ОМ31_6	0,48	0,10	521	0,10	0,071	0,7	7,3
7	Мас	ОМ31_7	2,06	0,093	1460	0,093	0,066	0,6	14
8	Мас	ОМ31_8	0,59	0,059	937	0,059	0,042	0,3	5,2
Изотопы аргона
№ п/п	Объ- ект	№ пробы	Ar 10-6, см3/г	40Ar/36Ar измер.	38Ar/36Ar измер.	40Ar/36Ar корр.	Ara/Ar %	Arr/Ar %	40Arrad 10-6, см3/г
Масловский скв. ОМ-31
1	Мас	ОМ31_1	0,88	403,2	0,1849	416	71,0	29,0	0,25
2	Мас	ОМ31_2	0,53	323,4	0,1853	333	88,9	11,1	0,06
3	Мас	ОМ31_3	0,81	338,5	0,1848	350	84,4	15,6	0,13
4	Мас	ОМ31_4	0,49	316,2	0,1846	328	90,2	9,8	0,05
5	Мас	ОМ31_5	0,85	319,6	0,1847	331	89,4	10,6	0,09
6	Мас	ОМ31_6	1,06	302,1	0,1840	315	93,9	6,1	0,07
7	Мас	ОМ31_7	0,85	342,0	0,1844	355	83,2	16,8	0,14
8	Мас	ОМ31_8	0,51	367,9	0,1852	379	78,1	21,9	0,11

ГЛАВА 5. РЕЗУЛЬТАТЫ ИЗОТОПНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

5.1 Закономерности распределения изотопов гелия и аргона в интрузивах Норильского рудного района

Результатом выполненных работ стало выявление изотопно-геохимического сходства ряда интрузивов Норильского рудного района. Изотопный анализ ультрамафит-мафитовых интрузивов Норильской и Таймырской провинций, позволяет идентифицировать по степени рудоносности следующие интрузивные типы:

- промышленно-рудоносный, включающий интрузивы норильско-талнахского типа с четкой расслоенностью ультрамафитовых и основных производных, с повышенной хромистостью и промышленными содержаниями ассоциирующих с ними цветных и благородных металлов в виде богатых массивных, прожилково-вкрапленных и вкрапленных руд;

- рудоносный, представленный расслоенными интрузивами с преобладанием в их разрезах основных и ультраосновных пород, с концентрацией цветных и благородных металлов в виде прожилково-вкрапленных руд, которые представляют промышленный интерес только в случае изменения конъюнктуры по этим компонентам.

- слаборудоносный, представленный интрузивами с преобладанием в их разрезах низкохромистых ультрамафитов с Cu - Ni сульфидной минерализацией без платиноидов, не представляющих промышленный интерес.

-сателлиты промышленно-рудоносных, представленный интрузивами, имеющими схожий вещественный состав, возраст и место локализации, характеризующиеся близкими изотопными значениями гелия и аргона.

Из анализа изотопных данных, приведенного в четвертой главе, следует, что в целом интрузии близки между собой: в них мало мантийного гелия и много воздушного аргона. Тем не менее, можно отметить, что каждая интрузия своеобразна и обладает некоторым 'спектром' изотопных характеристик. Для выяснения различий интрузий между собой необходимо произвести сравнение пообъектных средних значений изотопных соотношений. Эта процедура представляется правомерной благодаря двум выясненным в четвертой главе обстоятельствам. Во-первых, вариации изотопного состава гелия и аргона в отдельной интрузии сравнительно невелики, и, следовательно, мы можем использовать средние характеристики и при небольшом количестве исследованных проб. Во-вторых, по изотопному составу руды мало отличаются от пород, слагающих интрузии. Это указывает на единство флюидальных систем пород и руд, дает возможность включать в общую выборку данные и по породам, и по рудам и распространять полученные выводы на рудообразующие системы. Результаты определения количества и изотопного состава гелия и аргона во включениях из пород и руд, представлены в таблицах по каждой отдельной интрузии, а в обобщающей таблице даны основные усредненные изотопные характеристики изученных интрузивах. Были построены гистограммы распределения изотопов гелия и аргона в изучаемых интрузивах, позволяющие увидеть отличия во вкладе мантийного гелия и атмосферного аргона. В данной главе фигурируют среднеарифметические, а не среднелогарифмические значения в связи с малостью вариаций осредняемых характеристик в каждой интрузии. При составлении таблиц и построении рисунков были использованы также данные полученные в работах.

Табл. 5.1.1 Изотопы благородных газов гелия и аргона в интрузивах Норильско-Таймырского района.

№	Названия интрузий	N число проб	Гелий	Аргон
			3Не/ 4Не 10-6	m% доля мант.	д i %	д ср. %	40Ar/ 36Ar	a% доля возд.	д i %	д ср. %
Промышленно-рудоносные интрузии
1	Хараелахская	7	0,17	1,3	0,82	0,31	335	88,3	5,8	2,2
2	Талнахская	29	0,32	2,7	1,8	0,38	315	94,0	4,0	0,8
3	Норильск-1	7	0,45	3,7	1,2	0,43	299	98,9	0,83	0,32
Рудоносные интрузии
4	Черногорская	4	0,52	4,3	2,9	1,3	371	79,8	7,7	3,8
5	Вологочанская	4	0,07	0,6	0,25	0,12	449	65,9	9,9	5,0
6	Южно-Пясинская	5	0,12	1,0	0,19	0,08	420	70,5	12	5,3
7	Зуб-Маркшейдерская	4	0,26	2,0	2,24	1,12	365	81	12	6
Слабо-рудоносные интрузии
8	Зеленогривская	5	0,73	5,9	1,7	0,74	390	75,9	15,6	7
9	Тулай-Киряка	4	1,20	9,8	7	3,6	340	87,0	4	2
10	Боотанкагская	2	2,60	22	1,2	0,8	435	68,0	3	2
11	Нижнефокинская	7	1,10	9,2	1,5	0,61	320	92,5	5	2
Cателлиты промышленно-рудоносных интрузий
12	Масловская	8	0,10	0,7	0,3	0,1	349	84,8	5,8	2,1
13	Нижнеталнахская	6	0,07	0,6	0,32	0,13	351	84,2	6,8	2,8
14	Нижненорильская	5	0,06	0,3	0,15	0,07	340	87,0	5,8	2,6
Потенциально рудоносные интрузии
15	Микчандинская	8	0,10	0,7	0,54	0,19	455	65	15	5,3
16	Бинюдинская	4	0,42	3,5	1,5	0,75	329	89,7	5,4	2,7

Установленное отличие изотопного состава гелия в богатых (промышленно рудоносных) интрузивах подтвердилось. В изученных объектах такого типа (интрузии Хараелахская, Талнахская и Норильск -I) соотношение изотопов также низкое и находится в пределах от 0,06 до 0,43 * 10^-6, что соответствует доле мантийного гелия m от 0,3 до 3,4%. Значение m уменьшается в ряду Норильск - I - Талнах - Хараелах от 3,7% - 2,7 - до 1,3%. Наименьшие значения присущи интрузивам-сателлитам промышленно-рудоносных (Нижнеталнахский, Нижненорильский и Масловский). Диапазон вариаций состава гелия в интрузивах со средней рудоносностью примерно такой же, как и выше названных. Как видно из гистограммы распределения изотопов гелия в интрузивах Норильского района, интрузии трех указанных групп неразличимы, в противоположность этому в бедных интрузиях доля мантийного гелия гораздо выше; значение m изменяется от 5,9% до 22%, что может быть использовано как индикатор различия этих групп интрузивов.

Рис. 5.1.1. Гистограмма распределения изотопов He в интрузивах Норильского района

Из полученных данных следует, что формирование наиболее масштабных месторождений связано с весьма высоким вкладом коровой компоненты во флюидной среде. Коровый гелий мог поступать в магматические расплавы или в виде флюидной составляющей непосредственно из вмещающих пород, или в результате контаминации магмой пород коры в промежуточных очагах, как это предполагали В. К. Котульский (1948), М. Н. Годлевский (1959); Н. Н. Урванцев (1962) и др. Мобилизации коровых флюидов и формированию малоглубинных промежуточных очагов могли способствовать тектоно-магматические процессы распада трапповых полей на мульды (Люлько, 1975; Петров, 1985). Не случайно упомянутые авторы рассматривали приуроченность промышленных рудных полей к центриклиналям трапповых мульд в качестве структурно-тектонического поискового признака норильских месторождений. В Норильском рудном районе преобладает коровый изотопный состав гелия, что позволяет сформулировать первое защищаемое положение: Формирование расслоенных мафитовых интрузий Норильского района происходило при активном участии коровых флюидов, индикатором присутствия которых является величина изотопного отношения ³He/⁴He. Установленные вариации отношения ³He/⁴He в палеофлюидах из пород и руд (0,05 - 2,5)х10^-6 свидетельствуют о низкой (1-22%) доле мантийного гелия.

Если по изотопному составу гелия богатые и средние интрузии не отличаются, то по составу аргона они определенно дифференцированы. В богатых (промышленно рудоносных) интрузиях относительно много воздушного аргона: а = 88-99% (соответственно, мало радиогенного r = 12-1%). В противоположность этому в рудоносных (средних) доля воздушного аргона гораздо ниже - от 66% до 81% (средние значения, табл.5.1.1). Можно сделать вывод о том, что изотопный состав аргона в газово-жидких микровключениях в минералах промышленно-рудоносных интрузивов существенно атмосферный. Как видно из гистограммы распределения изотопов аргона в интрузивах Норильского района (рис.5.1.2), группы богатых и средних объектов могут быть разделены по соотношению изотопов ⁴⁰Ar/³⁶Ar. Интрузии-сателлиты по этому параметру занимают промежуточное положение (а = 84-87%). В бедных объектах средняя доля атмосферного аргона варьирует в наиболее широких пределах (от 68 до 92%), оставаясь обычно ниже, чем в промышленно рудоносных. Это дает основание предполагать более высокую степень взаимодействия магматических пород (расплавов) с флюидным веществом коры в богатых интрузивах, возможно происходящей в промежуточных очагах, но с участием инфильтрационных и седиментационных вод из вмещающих отложений. Изотопный состав аргона современной атмосферы Земли (⁴⁰Ar/³⁶Ar = 296, ³⁸Ar/³⁶Ar = 0,1880) сформировался еще в докембрийское время и оставался неизменным в последние 500 млн. лет. Соотношение изотопов ⁴⁰Ar/³⁶Ar в аргоне, возникающем в породах земной коры, гораздо выше (~ 5х10⁶). В связи с этим упоминаемое отношение ⁴⁰Ar/³⁶Ar является однозначным и практически единственным индикатором присутствия воздушных газов в подземных флюидах, возникших в фанерозое. Основной путь проникновения атмосферных газов в недра - миграция в составе близповерхностных вод.

Рис. 5.1.2. Гистограмма распределения изотопов Ar в интрузивах Норильско-Таймырского рудного района (условные обозн. см рис. 5.1.1.)

Вышеозначенное позволяет сформулировать второе защищаемое положение: Преобладание атмосферной компоненты аргона в палеофлюидах из пород и руд свидетельствует, что магматические системы при формировании рудоносных расслоенных интрузивов Норильского района были открыты по отношению к близповерхностным флюидам. Учитывая полученные результаты, целесообразно рассматривать комплекс изотопных данных обо всех интрузивах на графиках, совмещающих сведения, как о гелии, так и об аргоне. Для удобства мы предпочли оперировать не непосредственно изотопными отношениями, а рассчитанными долями генетических компонентов трех глобальных резервуаров Земли (мантии, коры и атмосферы). При необходимости эти величины легко могут быть трансформированы в исходные изотопные отношения. Следует иметь в виду при этом, что доля гелия мантии r линейно зависит от отношения ³Не/⁴Не в образце. Величина же доли воздушного аргона а (в %), связана с отношением ⁴⁰Ar/³⁶Ar обратно; у величин a и r простая взаимосвязь: a + r = 100%. С целью упрощения визуальной оценки различий на представлены средние значения m, a, r ± соответствующие среднеквадратические отклонения среднего (у_средн). На овалы в центре, отображают области размещения средних значений с вероятностью около 70%, а большие овалы демонстрируют разброс измерений в отдельных пробах (у_x). На рисунках с координатами m, % (или ³Не/⁴Не) и a, % (или r, %, или ⁴⁰Ar/³⁶Ar) представлены данные обо всех 16 интрузивах. Богатые (промышленно рудоносные) интрузии занимают левый нижний угол на графике, не превышая значений m = 5% и r = 12% (a = 88% - доля воздушного аргона). При этом, как видно на, объекты располагаются в направлении вправо - вниз в следующей последовательности: Норильск-1, Талнах, Хараелах, что вероятнее всего, связано с их пространственной локализацией в разрезе и в плане, и некоторой корреляцией с глубиной. Средние (рудоносные) интрузии концентрируются в области, вытянутой вдоль оси абсцисс от r = 13 до r = 42% (или а от 87 до 58%) и не поднимающейся выше 4 - 5% мантийного гелия.

1 Хараелахский; 2 Талнахский; 3 Норильск-I; 4 Черногорский; 5 Вологочанский; 6 Южно-Пясинский; 7 Зуб-Маркшейдерский; 8 Зеленогривский; 9 Тулай-Кирякский; 10 Боотанкагский; 11 Нижнефокинский; 12 Масловский; 13 Нижнеталнахский; 14 Нижненорильский; 15 Микчандинский; 16 Бинюдинский.

Рис.5.1.3 Взаимосвязь изотопного состава He и Ar в Норильских интрузивах (средние значения). Эллипсы отображают пределы вариаций средних значений (д_х)

1 Хараелахский; 2 Талнахский; 3 Норильск-I; 4 Черногорский; 5 Вологочанский; 6 Южно-Пясинский; 7 Зуб-Маркшейдерский; 8 Зеленогривский; 9 Тулай-Кирякский; 10 Боотанкагский; 11 Нижнефокинский; 12 Масловский; 13 Нижнеталнахский; 14 Нижненорильский; 15 Микчандинский; 16 Бинюдинский.

Рис.5.1.4 Взаимосвязь изотопного состава He и Ar в Норильских интрузивах (средние значения). Малые эллипсы отображают пределы вариаций средних значений (д_х), большие эллипсы - пределы вариаций отдельных измерений (д_х).

1 Хараелахский; 2 Талнахский; 3 Норильск-I; 4 Масловский; 5 Нижненорильский; 6 Нижнеталнахский;

Рис.5.1.5 Интрузивы промышленно-рудоносной группы и их сателлиты.

Массивы-сателлиты занимают промежуточное положение между богатыми и средними группами интрузивов. Они характеризуются пространственной и возрастной близостью и вещественной схожестью с основными промышленно-рудоносными интрузивами, что позволяет говорить о единых условиях формирования этих объектов. Благородные газы из бедных интрузий размещены в верхней части графика, вытягиваясь в направлении к мантийным флюидам.

По данным определения U/Pb-возраста цирконов (табл. 5.1.2) на вторично-ионном масс-спектрометре SHRIMP-II, обработанным и обобщенным С.А.Сергеевым, возраст кристаллизации цирконов магматической генерации T₁, из полнодифференцированных промышленно-рудоносных интрузий неразличим в пределах ошибки метода (250 млн. лет) от возраста цирконов из той же генерации в их сателлитах - слабодифференцированных интрузивных тел, пространственно и структурно сходных между собой. Этот факт позволяет сделать заключение о том, что эти две группы интрузий относятся к одной общей магматогенной системе, а временой отрезок 20-25 млн. лет между магматической кристаллизацией T₁ (250 млн.) и пиком метосоматической активизации T₂ (230Ma) может быть охарактеризован интенсивной флюидной переработкой.

Интрузии	T1, Ma	T2, Ma	T3, Ma
№	Наименование
1	Норильск - I	251±2	228±1	1900
2	Нижненорильская	247±6	230	1900
3	Талнахская	256±1	221-231	zircons not found
4	Хараелахская	265±11	230-235	290, 300, 347±16
5	Нижнеталнахская	254±4	220-230	270, 300

T₁ - возраст магматической кристаллизации цирконов, T₂ - возраст метасоматической кристаллизации цирконов, T₃ - возраст ксеногенных цирконов.

Таблица 5.1.2 U/Pb возраст промышленно-рудоносных (основных) интрузий и их сателлитов.

Важно подчеркнуть, что выявленные критерии не являются чисто эмпирическими и потому носят неслучайный характер. Названные изотопные отличия благородных газов из наиболее рудоносных объектов, очевидно, отражают особенности флюидного режима. Наиболее масштабное рудоотложение осуществлялось при наименьшем непосредственном участии мантийных флюидов и при наиболее интенсивной циркуляции инфильтрационных вод из вмещающих толщ. При выборе наиболее адекватной модели формирования месторождений эти два обстоятельства должны быть учтены, как и факт подавляющего доминирования воздушного аргона в Cu-Ni и PGE рудах.

5.2 Изотопный состав серы сульфидов

В данном разделе кратко рассмотрены сведения об изотопах серы рудных минералов - сульфидов так как соединения серы, скорей всего, входили в состав рудообразующих растворов-расплавов, и выводы, полученные по данным об одних флюидных компонентах (He, Ar) должны, по крайней мере, не противоречить данным о других (S). Изотопные данные о сере рассматриваются в качестве дополнительных из-за некоторых принципиальных особенностей. Во-первых, для реализации изотопных технологий - получения изотопных данных о д³⁴S, того, необходимо обнаружить рудный минерал - сульфид (при изучении благородных газов используются валовые пробы пород). Во-вторых, что важнее, сера, в противоположность благородным газам, участвует в химических превращениях в недрах, сопровождаемых изотопным фракционированием. Поэтому изотопные вариации серы могут определяться разными процессами, а не только смешением изотопно отличающихся исходных веществ. Тем не менее в давно известных работах Л.Н. Гриненко /1966/ и В.А. Гриненко /1967/ демонстрировалась успешность использования данных о сере для прогноза рудоносности. В данном разделе мы привлекаем только данные, полученные в ЦИИ ВСЕГЕИ по той причине, что сера исследовалась в тех же объектах и даже пробах, что и благородные газы.

Из гистограммы распределения величины д³⁴S в 177 пробах (рис.5.2.1) видно, что сульфиды богатых интрузивов обладают наиболее тяжелой серой (8-14‰) и тем отличаются от других (с некоторым перекрытием). В ряду Норильск1 - Талнах - Хараелах д³⁴S возрастает от 8‰ до 12,5‰, возможно, отвечая увеличению вклада мантийной компоненты серы (как и гелия). Диапазоны вариации величины д³⁴S в средних и бедных массивах совпадают; в них сера гораздо изотопно легче (д³⁴S = 0-10‰).

Таким образом различить богатые и средние интрузии по изотопному составу серы невозможно, что является недостатком такого подхода.

Средние изотопные значения д³⁴S по отдельным интрузивам приведены в таблице 5.2.1.

Рис.5.2.1. Вариации д³⁴S в интрузивах Норильско-Таймырского района.

Табл. 5.2.1. Средние значения ³⁴S в отдельных интрузивах.

Интрузив, № скважины	Минералы	д 34 S, ‰
Норильск-1, MН-2	Cu-Ni сульфиды	10,2
Норильск-1, карьер Медвежий ручей	Cu-Ni сульфиды	8,7
Талнах ОУГ-2	Cu-Ni сульфиды	10,7
Хараелахский, КЗ-963	Cu-Ni сульфиды	12,5
Черногорский, МП-2 бис	Cu-Ni сульфиды	8,4
Зуб-Маркшейдерский, МП-27	Cu-Ni сульфиды	2,6
Вологочанский, ОВ-29	Cu-Ni сульфиды	7,1
Южнопясинский, ОВ-25	Cu-Ni сульфиды	8,4
Нижнеталнахский, ТГ-31	Cu-Ni сульфиды	6,4
Нижненорильский, НП-37	Cu-Ni сульфиды	4,9
Зеленогривский, Ф-233	Cu-Ni сульфиды	8,4
Микчангдинский, МД-48	Cu-Ni сульфиды	12,8
Бинюдинский, С-1	Cu-Ni сульфиды	1,5

5.3 Изотопный критерий рудоносности интрузивов Норильского рудного района

Закономерности размещения фигуративных точек на графике с координатами ³He/⁴He х 10^-6 и ⁴⁰Ar/³⁶Ar в областях, отвечающих каждому из выделенных типов интрузивов, дают основание для выявления изотопных гелий-аргоновых критериев рудоносности. Каждая из трех основных групп изученных объектов образует определенные критериальные области на графике (рис.5.3.1), представляя тем самым изотопный критерий рудоносности. Промышленно рудоносные (богатые) интрузивы образуют красную область, локализованную в левом нижнем углу, рудоносные (средние) интрузивы концентрируются в желтой области, вытянутой вдоль оси абсцисс. Слаборудоносные (бедные) интрузивы образуют зеленую область в верхней части графика. Нижнеталнахский, Нижненорильский и Масловский интрузивы-сателлиты занимают промежуточное положение между богатыми и средними. Графические взаимосвязи могут быть также отражены в табличном виде (табл.5.3.1).

Табл. 5.3.1 Изотопный критерий рудоносности интрузивов (типизация по геолого-экономическим группам /Малич... 2008ф/).

Применение изотопного критерия осуществлялось путем изучения газов из двух массивов с неизвестной степенью рудоносности. Микчандинский интрузив (Норильский участок) попал в область, отвечающую интрузивам со средней рудоносностью, в которых следует ожидать присутствие рассеянных вкрапленных руд. Бинюдинский интрузив (Таймырский участок) на гелий-аргоновой диаграмме размещается в пограничной зоне между областями с разной степенью рудоносности. Для ликвидации возникшей неопределенности были привлечены дополнительные изотопные данные - сведения о распределении величины д³⁴S.

Рис.5.3.1 Критериальные зоны Норильско-Таймырских интрузивов.

Привлечение данных об изотопах серы позволяет в этом случае уточнить рудную специализацию интрузивных тел. Успешность такого подхода была продемонстрирована в работах Л.Н.Гриненко.

В Бинюдинской интрузии сера одна из наиболее легких (около 2‰). По данным о сере интрузия не может быть отнесена к богатым. Другая малоизученная интрузия - Микчандинская, напротив, характеризуется широким диапазоном д³⁴S = 10,5-14‰, свойственным богатым объектам. Используя совместно данные о сере и благородных газах, можно заключить, что Микчандинский интрузив перспективен на обнаружение вкрапленного оруденения, а перспективы рудоносности Бинюдинского интрузива сомнительны.

Таким образом, представляется, что выделение интрузивов Норильской провинции по степени рудоносности, основанное на данных об изотопном составе гелия и аргона, возможно, что обуславливает третье защищаемое положение: Интрузивы разного масштаба рудоносности (промышленно-рудоносные, рудоносные и слаборудоносные) отличаются величинами ³He/⁴He, ⁴⁰Ar/³⁶Ar и отчасти д³⁴S, что позволяет оценивать потенциальную рудоносность интрузивов Норильского района на начальных этапах геологоразведочных работ.

Привлечение изотопных данных по сере и другим системам может внести большую ясность и убедительность в геолого-оценочных исследованиях.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Комплексные изотопные критерии, использующие данные об изотопном составе гелия, аргона, а также серы, могут эффективно применяться для предварительной оценки степени рудоносности мафитовых расслоенных интрузий в Норильско-Таймырском и, возможно, других районах Восточно-Сибирской платформы. В результате работ выявлен гелий-аргоновый комплекс изотопно-геохимических критериев, направленный на прогнозирование промышленного оруденения на платиноиды, медь, никель, что позволяет рекомендовать его для оценки рудоносности неопробированных ультрамафит-мафитовых интрузивов Норильско-Таймырского района на первых этапах геологоразведочных работ экономически выгодным методом. Помимо основных результатов получены некоторые важные дополнительные выводы. Наиболее масштабное рудоотложение осуществлялось при наименьшем непосредственном участии мантийных флюидов и при наиболее интенсивной циркуляции инфильтрационных и седиментационных вод из вмещающих отложений. Участие коровых компонентов во многом определяет степень рудоносности интрузивов Норильского района. Процессы формирования наиболее рудоносных интрузивов осуществляются при максимальной открытости магматических систем. Взаимодействие флюидов с расплавом/породами могло осуществляться как in situ, так и в промежуточных очагах. Эти очаги должны были располагаться в самых верхних горизонтах земной коры, что значительно повышает вероятность обнаружения новых залежей богатых медно-никелевых руд в пределах фланговых зон и более глубоких горизонтов известных рудных полей. Наиболее адекватными моделями формирования промышленных руд Норильского района применительно к результатам изотопных исследования, являются модели использующие в своей основе гидротермально-метаморфогенным концепции, где доминантой признается флюидно-коровое взаимодействие.

СПИСОК ИСПОЛЬЗУЕМОЙ ЛИТЕРАТУРЫ

1. Аветисов Г.П., Голубков В.С. Глубинное строение Норильского рудного района по данным МОВ - ГСЗ / Советская геология, 1984, № 10, с. 86-94.

2. Аплонов В.С. Флюидный режим и проблемы платиноносности дифференцированных интрузий основного состава / Платина России. Т. 2, кн. 1, 1995. с. 102-107.

3. Аплонов В.С. Термобарогеохимическая модель талнахского платиноидного-медно-никелевого месторождения. СПб, ВНИИОкеангеология, 2001, 234 с.

4. Артюшков Е.В. Геодинамика. М., Наука, 1979, 327 с.

5. Белов М.И. Мангазея: Материальная культура русских полярных мореходов и землепроходцев XVI-XVII вв. Ч. 1-2. М., 1981.

6. Виленский А.М., Кавардин Г.И., Кравцова Л.И. и др. Значение петрохимических особенностей дифференцированных трапповых интрузий для оценки перспектив их рудоносности / Геология северо-запада Сибирской платформы. М.: Госгеолтехиздат, 1963, с. 112-126.

7. Виноградов А. П. Газовый режим Земли. - В кн.: Химия земной коры. Т II. М., 1964, с. 5 - 21.

8. Виноградов В. И., Кононов В. И., Поляк Б. Г. Изотопный состав серы в термопроявлениях Исландии - Докл. АН СССР, 1974, т. 217, № 5, с. 1149 - 1152.

9. Гелецян Г.Г. Вулканогенно-осадочный литогенез рифейских отложений Игарско-Туруханского района. Новосибирск: Наука, 1974. 167 с. (АН СССР, Сиб. отд. Тр. Ин-та геологии и геофизики. Вып. 197)

10. Геология и полезные ископаемые России. Том 3. Восточная Сибирь /Под ред. Н.С. Малича, Е.П. Миронюка, Е.В. Тугановой. СПб. ВСЕГЕИ, 2002. с.396

11. Геология и рудные месторождения Норильского района. Путеводитель VII Международного симпозиума по платине / Под ред. Дистлера В.В., Кунилов В.Е. М., Изд-во Московский контакт, 1994, 43 с.

12. Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых.Т. 4. Сибирская платформа. Т. 4 / Под ред. Н.С. Малича и др. Л.: Недра, 1987. 448 стр. (Авторы Н.С. Малич, Е.П. Миронюк, Е.В. Туганова и др.).

13. Годлевский М.Н. Траппы и рудоносные интрузии Норильского района. М.: Гостехметиздат, 1959. с. 68.

14. Годлевский М.Н. Медно-никелевые месторождения мира и проблемы их генезиса. М.: ЦНИГРИ, 1963. 22 с.

15. Годлевский М.Н. Магматические месторождения / Генезис эндогенных рудных месторождений. М.: Недра, 1968, с. 7-83.

16. Годлевский М.Н. О характере связи сульфидного медно-никелевого оруденения с формациями базитов и гипербазитов / Магматизм и полезные ископаемые. М.: Наука, 1975, с. 43-47.

17. Годлевский М.Н., Лихачев А.П. Эксперементальные и физико-химические данные о формировании медно-никелевых месторождений // Проблемы петрологии в связи с сульфидным медно-никелевым рудообразованием. М.: Наука, 1981а, с. 138-147.

18. Годлевский М.Н. Принципы расчленения базальтовой толщи Норильского района и задачи дальнейших исследований / Генезис и условия локализации Сu-Ni оруденения. Тр. ЦНИГРИ, вып. 162, М., 1981.

19. Гориянов И.Н. О генезисе Талнахского месторождения // Петрология и рудоносность Талнахских и Норильских дифференцированных интрузий. Л., Недра, с. 182-196.

20. Горяинов И.Н., Аплонов В.С., Москалюк А.А. Состав газово-жидких включений в породах Талнахской интрузии / Северосибирский район и его промышленные перспективы. Л.: Тр. НИИГА, 1973, с. 97-103.

21. Горяинов И.Н. Вязкость базальтовых расплавов в связи с проблемой гравитационного фракционирования / Медно-никелевые руды северо-запада Сибирской платформы. Л., Труды НИИГА, 1975, с. 108-116.

22. Гриненко Л.Н. Изотопный состав серы сульфидов Талнахского медно-никелевого месторождения в связи с вопросами его генезиса // Геология рудных месторождений, № 4, 1966, с. 15-31.

23. Гриненко В.А., Гриненко Л.Н. Фракционирование изотопов серы при высокотемпературном разложении сульфидов парами воды // Геохимия, № 9, 1967, с 1049-1056.

24. Гриненко В.А., Гриненко Л.Н. Геохимия изотопов серы. М.: Наука, 1974. с. 274.

25. Гриненко Л.Н., Артеменко В.М., Широбокова Т.И. Изотопы серы, кислорода и элементы-примеси свинцово-цинково-цинковых месторождений. В: VIII Всесоюзный симпозиум по стабильным изотопам в геохимии. М.: 1980. с. 21-23.

26. Дистлер В.В. Петролого-геохимические закономерности формирования платиноносных медно-никелевых руд. Автореф. дис. … докт. геол.-мин. наук. М., 1985. с. 51.

27. Дистлер В.В. Платиновая минерализация Норильских месторождений / Геология и генезис месторождений платиновых металлов. М.: Наука, 1994, с. 7-35.

28. Дистлер В.В., Дюжиков О.А., Тарасов А.В. Норильский рудный район / Глубинное строение и условия формирования эндогенных рудных районов, полей и месторождений. М.: Наука, 1983. с. 103-130.

29. Дистлер В.В., Илупин Н.П., Лапутина И.П. Глубинные сульфиды кимберлитов и некоторые особенности медно-никелевого образования / Изв. АН СССР. Сер. геол., 1987, № 4, с.78-87.

30. Дистлер В.В., Служеникин С.Ф., Кабри Л.Дж. и др. Платиновые руды Норильских расслоенных интрузивов: соотношение магматического и флюидного концентрирования / Геология рудных месторождений, 1999, № 3, с. 241-265.

31. Додин Д.А., Голубков В.С. К проблеме траппового магматизма северо-западной окраины Сибирской платформы / 'Инф. сб. НИИГА', 1962, вып. 28, с. 28-37.

32. Додин Д.А., Садиков М.А. Некоторые вопросы дифференциации траппов на примере Хараелахских гор // Петрология траппов Сибирской платформы. Л, Недра, 1967, с 141-152.

33. Додин Д.А., Батуев Б.Н. Геология и петрология Талнахских дифференцированных интрузий и их метаморфического ореола / Петрология и рудоносность талнахских и норильских дифференцированных интрузий. Л.: Недра, 1971, с. 31-100.

34. Додин Д.А., Садиков М.А., Шатков В.А. Геохимические критерии поисков медно-никелевых месторождений. Л.: Недра, 1982. 168 с.

35. Драгунов В.И. Туруханский и Игарский районы / Стратиграфия СССР. Верхний докембрий. М.: Наука, 1963, с. 318-330.

36. Дюжиков О.А., Дистлер В.В., Струнин Б.М. и др. Геология и рудоносность Норильского района. М., Недра, 1988, 279 с.

37. Дюжиков О.А., Курбатов И.И., Лапутина И.П. и др. Платиноидные плагиооливиниты - новая рудоносная магматическая формация Таймыра / Докл. АН, 1995, Т. 340, №2, с. 212-217.

38. Егоркин А.В., Зюганов С.К., Чернышев Н.М. Верхняя мантия Сибири / 27 МГК Геофизика. т. 8, М., 1984, с. 27-42.

39. Елисеев Э. Н. Геохимия главнейших сульфидных медно-никелевых провинций СССР // Проблемы геохимии. Вып. 1. Львов, Изд-во Львов. Ун-та., с. 5-184.

40. Завилейский Д. И., Прасолов Э. М. Источники рудного вещества и флюидов малосульфидного платинометального горизонта интрузии Норильск-1. XVII Симпозиум по геохимии изотопов с.89. Москва 2004.

41. Земскова Г.В. Петрографическая характеристика интрузивов 'нижнеталнахского' типа (Норильский район) // Генезис и условия локализации медно-никелевого оруденения. М., ЦНИГРИ, 1981, с. 28-24.

42. Золотухин В.В. Основные закономерности прототектоники и вопросы формирования рудоносных трапповых интрузий. М.: Наука, 1964, 177 с.

43. Золотухин В.В., Васильев Ю.Р. Особенности формирования некоторых трапповых интрузий северо-запада Сибирской платформы. М., Наука, 1967. 229 с.

44. Золотухин В.В. О генезисе так называемых 'ликвационных' медно-никелевых руд в свете новых данных (об инфильтрационно-автометасоматической гипотезе) // Геология и геофизика, № 9, 1971, с 12-22.

45. Золотухин В.В. Проблема генезиса сульфидного медно-никелевого оруденения в базит-гипербазитовых комплексах // Генезис оруденения в базитах и гипербазитах. Свердловск. 1979, с. 48-57.

46. Золотухин В.В. Обобщенная модель сульфидного медно-никелевого рудообразования как процесс сульфуризации // Рудообразование и генетические модели эндогенных рудных формаций. Новосибирск, Наука, 1988, с. 172-181.

47. Золотухин В.В., Васильев Ю.Р., Дюжиков О.А. Многообразие траппов и исходные магмы (на примере Сибирской платформы) // Труды Ин-та геологии и геофизики СО АН СССР, 1989, вып. 739. 245 с.

48. Иванов М.К, Иванова Т.К., Тарасов А.В., Шатков В.А. Особенности петрологии и оруденения дифференцированных интрузий Норильского рудного поля (месторождения Норильск-1, Норильск-2, горы Черной) / Петрология и рудоносность талнахских и норильских дифференцированных интрузий. Л.: Недра, 1971, с. 197-304.

49. Изотопы аргона и гелия в природных углеводородных газах Э. К. Герлинг, И. Н. Толстихин, Ю. А. Шуколюков и др. - Геохимия, 1967, № 5, с. 608 - 617.

50. Изотопы гелия в газах гидротерм Исландии / В. И. Кононов, Б. А. Мамырин, Б. Г. Поляк и др. - Докл. АН СССР, 1974а, т. 217, № 1, с. 172 - 175.

51. Изотопный состав гелия и аргона во флюидах Альпийско-Апеннинского региона и его связь с вулканизмом / Б. Г. Поляк, Э. М. Прасолов, Г. И. Буачидзе и др. - Докл. АН СССР, 1979, т. 247, № 5, с. 1220 - 1225.

52. Икорский С.В., Нивин В.А., Припачкин В.А. Геохимия газов эндогенных образований. СПб.: Наука, 1992, 179 с.

53. Икорский С.В.,.Каменский И.Л., Нивин В.А., Мамонтов В.П. Миграция ювенильного Не во вмещающие породы при формировании щелочно-ультраосновных интрузий центрального типа (на примере массива Озерная Варака, Кольский полуостров) // Докл. АН (Россия).- 1998а.- Т. 362.- № 2.- С.242-244.

54. Икорский С.В., Каменский И.Л. Метод дробления горных пород и минералов в стеклянных ампулах при изотопных исследованиях благородных газов // XV cимпозиум по геохимии изотопов, 24-27 ноября 1998б г., Москва. Тезисы докладов. М., 1998б. С. 115.

55. Кавардин Г.И. Металлогения северо-запада Сибирской платформы. Л., Недра, 1976, 159 с.

56. Козлов А. В., Лохов К.И., Капитонов И.Н., Токарев И.В., Левский Л.К. Изотопно-геохимические индикаторы флюидного режима гидротермальных систем //Записки ВМО. 2004. №1. С. 3-22.

57. Комарова М.З., Люлько Т.П. О расчленении трапповых интрузий Норильского района // Петрология траппов Сибирской платформы. Л., Недра, 1967, с. 43-54.

58. Комарова М.З. Интрузивный магматизм северной части Норильского плато. Автореф. дис….. канд. геол.-мин. наук, 1974.

59. Конников Э.Г., Неручев С.С., Прасолов Э.М., Кислов Е.В., Орсоев Д.А. Флюидный режим формирования малосульфидной благороднометальной минерализации Довыренского дунит-троктолит-габбрового массиваПлатина России. Проблемы развития минерально-сырьевой базы платиновых металлов в XXI веке (минералогия, генезис, технология, аналитика). Сб. научн. трудов. т. IV. М.: ЗАО 'Геоинформмарк', 1999. С.169-176.

60. Конников Э.Г., Прасолов Э.М., Мюрер У.П., Кислов Е.В., Орсоев Д.А. Роль флюида в формировании 'малосульфидной' благороднометальной минерализации стратифицированных плутонов Матер. Всерос. научной конф. 'Геол., геохимия и геофизика на рубеже ХХ и ХХ1 веков', Москва 8-10 октября 2002 г. Т.2 'Петрология, геохимия, минералогия, геол. м-ний полезн. ископ., экология'. М.: ООО 'Связь-Принт', 2002. С.272-273.

61. Котульский В.К. Современное основание вопроса о генезисе сульфидных месторождений / Советская геология, 1948, № 29, с. 11-24.

62. Коржинский Д.С. Очерк метасоматических процессов. - В кн.: Основные проблемы в изучении магматогенных рудных месторождений. 2-е изд. М., АН СССР, 1953-1955, с. 335-456.

63. Коржинский Д.С. Метамагматические процессы / Изв. АН СССР, сер. геол., 1973, № 12, с. 3-6.

64. Кравцов В.Ф. Некоторые вопросы геологической структуры Талнахского рудного узла в Норильском районе / Северо-Сибирский никеленосный регион и его промышленные перспективы. Л.: НИИГА, 1973, с. 36-40.

65. Курбатов И.И., Романов А.П. Петротип бинюдинского ультрамафит-мафитового комплекса (Западный Таймыр). Новосибирск: СНИИГиМС, 2008. 169 с.

66. Лихачев А.П. Геология, генезис и прогнозирование медно-никелевых месторождений. Автореф. дис. … докт. геол.-мин. наук. М., 1980. 49 с.

67. Лихачев А.П. Условия образования медно-никелевых месторождений / Советская геология, 1982, № 6, с. 31-46.

68. Лихачев А.П. Генетические основы поисков медно-никелевых месторождений / Условия образования рудных месторождений. М.: Наука, 1986, с. 636-641.

69. Лихачев А.П. Структура распределения и условия накопления металлов платиновой группы и других рудных компонентов в талнахских интрузиях // Платина России. М.: Геоинформмарк, 1999. Т. IV. С. 86-100.

70. Лихачев А.П. Расслоенность и рудоносность магматических комплексов как результат сейсмических импульсов и сейсмограмма становления стратифицированных интрузий //Отечественная геология. 2000а. № 4.С.66-72.

71. Лихачев А.П. Расслоенность и рудоносность интрузивных копмлексов как результат становления магматической системы в условиях сейсмогравитационного воздействия // Петрология 2000б. № 6. С. 634-649.

72. Лихачев А.П. О возможности платино-медно-никелевого рудообразования в импактных структурах // Отечественная геология. 2004. № 6. С. 3-12.

73. Лихачев А.П. Платино-медно-никелевые и платиновые месторождения. - Москва: Эслан, 2006, 496 с.

74. Лурье М.Л., Масайтис В.Л., Полунина Л.Н. Интрузивные траппы западной окраины Сибирской платформы / Петрология Восточной Сибири. т. I, М.: изд. АН СССР, 1962, с. 5-70.

75. Лурье М.Л., Полунина Л.Н., Туганова Е.В. Принципы расчленения интрузивов позднепалеозойско-раннемезозойской 'трапповой' формации Сибирской платформы / Петрология и металлогения базитов. М.: Наука, 1973, 116-126.

76. Магнезиальные базиты запада Сибирской платформы и вопросы никеленосности. Ред. Золотухин В.В., Виленский А.М., Васильев Ю.Р. и др. Новосибирск, Наука, 208 с.

77. Малич Н. С. Тектоническое развитие чехла Сибирской платформы. М.: Недpa, 1975. 216 с.

78. Малич Н.С., Туганова Е.В., Гринсон А.С. Геодинамическая обстановка образования Cu-Ni месторождений норильского типа / Никеленосность базит-гипербазитовых комплексов Норильского региона. Апатиты: изд-во Кольского фил. АН СССР. 1988, с. 44-47.

79. Мамырин Б. А., Толстихин И. Н., Ануфриев Г. С., Каменский И. А. / Аномальный изотопный состав He в вулканических газах - Докл. АН СССР, 1969,т. 184, № 15, с. 1197.

80. Матвеева Э. С., Толстихин И. Н., Якуцени В. П. Изотопно-гелиевый критерий происхождения газов и выделения зон неотектогенеза (на примере Кавказа). - Геохимия, 1978, № 3, с. 307 - 317.

81. Митенков Г.А. Сульфидные медно-никелевые руды Талнахского месторождения (минералогия, генезис). Автореф. дис. … канд. геол.-мин. наук, Л. 1972.

82. Металлогеническая карта северо-запада Сибирской платформы масштаба 1:500 000 и объяснительная записка / Гл. ред. Н.С. Малич (карта на 16 л). Л. ВСЕГЕИ, 1987, 149 с.

83. Неручев С.С., Прасолов Э.М. Флюидно-геохимическая модель платинойдных месторождений, связанных с трапповым магматизмом //Платина России. М. Геоинформмарк, 1995. С.94-101.

84. Нивин В.А., Каменский И.Л., Толстихин И.Н. Изотопный состав гелия и аргона в породах рудных горизонтов Ловозерского массива // Геохимия. 1988. № 1. С. 33-39.

85. Олейников Б.В., Шарапов В.Н. Некоторые вопросы траппового вулканизма западной части Сибирской платформы / Геология и геофизика, 1961, № 6, с. 51-60.

86. Олейников Б.В. Геохимия и рудогенез платформенных базитов. Новосибирск: Наука, 1979. 263 с.

87. Петров О.В. Тектономагматическая модель формирования никеленосных рудных полей как основа металлогенического районирования трапповых провинций Сибирской платформы / Металлогения Сибири, тез. докл. XI Всесоюзного металлогенического совещания, Новосибирск, 1987, с. 180-182.

88. Петров О.В. Структурно-магматическая модель размещения медно никелевых месторождений на северо-западе Сибирской платформы как основа их прогноза и обнаружения / Никеленосность базит-гипербазитовых комплексов Норильского региона, Апатиты: изд-во Кольского фил. АН СССР, 1988, с.40-44.

89. Петрология и рудоносность Талнахских и Норильских дифференцированных интрузий / Под ред. Н. Н. Урванцева. Л. Недра, 1971. с. 305

90. Прасолов Э.М., Толстихин И. Н. Изотопный состав гелия и аргона из микровключений в рисчоррите. Геохимия, №2, 1969 с. 231

91. Прасолов Э. М. Избыточный Ar в газово-жидких включениях из минералов и горных пород. - В кн.: Развитие и применение методов ядерной геохронологии. Л.: Наука, 1976, с. 153 - 176.

92. Прасолов Э. М. Изотопная геохимия и происхождение природных газов. - Л.: Недра, 1990. - 283 с.: ил. - ISBN 5-247-01384-0

93. Проблемы развития минерально сырьевой базы платиновых металлов // Платина России. Сб. науч. Трудов. Гл. ред. В. П. Орлов М., АО 'Геоинформмарк', 1994. 248 с.

94. Радько В.А. Модель динамической дифференциации интрузивных траппов северо-запада Сибирской платформы // Геология и геофизика. 1991. № 11. С. 19-27.

95. Ремпель Г.Г. Геологические и геофизические критерии прогнозирования медно-никелевого оруденения на северо-западе Сибирской платформы / Методика геофизических поисков глубокозалегающих рудных месторождений Сибири. Новосибирск, 1983, с. 4-15.

96. Рифтогенез Сибирской платформы / Тектонические процессы. 28-я сессия МГК. М., Наука. 1989, с. 184-193 (Авторы Малич Н.С., Гринсон А.С., Туганова Е.В., Чернышев Н.М.)

97. Ржевский В.Ф., Чехович К.М. Стратиграфия докембрия Игарского района / Новое в стратиграфии и палеонтологии позднего докембрия восточных и северных районов Сибири. Новосибирск: ИГГ МО АН СССР, 1978, с. 10-113.

98. Роговер Г.Б. Месторождение Норильск - I. М., Госгеолтехиздат, 1959, 168 с.

99. Савушкин М.П. Стратиграфия докембрийских образований Игарско-Норильского региона / Недра Таймыра. Сб. научн. трудов. Вып. 4. Норильск, 2000, с. 11-32.

100. Рябов В.В. Новый перспективный платиноносный горизонт в верхней эндоконтактовой зоне норильских интрузий (Фонды Красноярского ВЦ СО АН СССР. Программа 'Сибирь', блок 1.7.1.1). Красноярск, 1980, с.3.

101. Рябов В.В. Особенности петрологии магнезиальных базитов Норильского района / Магнезиальные базиты запада Сибирской платформы и вопросы никеленосности. Новосибирск: Наука, 1984, с. 150-159.

102. Рябов В.В. Дифференциация магнезиальных расплавов на примере траппов Сибирской платформы. Автореф. дис. докт. геол-мин. наук. Новосибирск, 1990, 31 с.

103. Рябов В.В., Шевко А.Я., Гора М.П. Магматические образования Норильского района. Т.1. Петрология траппов. - Новосибирск: Изд-во Нонпарель, 2000, - 408 с.

104. Служеникин С.Ф., Дистлер В.В., Дюжиков О.А. и др. Малосульфидное платиновое оруденение в норильских дифференцированных интрузивах / Геология рудных месторождений, 1994, № 3, с. 195-217.

105. Служеникин С.Ф., Туровцев Д.М., Федоренко В.А. и др. Платиноносность Дюмпталейского гипербазит-базитового расслоенного титаноносного массива на центральном Таймыре / Платина России, 1996, с. 107-123.

106. Служеникин С.Ф., Дистлер В.В. Вкрапленные руды Талнахского рудного узла как источник платиновых металлов / Крупные и уникальные месторождения редких и благородных металлов. Сб. научн. статей. С-Пб: СПГГИ, 1998. с. 247-256.

107. Старицкий Ю.Г., Драгунов В.И., Туганова Е.В. Перспективы никеленосности северо-западной части Сибирской платформы / Материалы по геологии и полезным ископаемым Сибирской платформы. Тр. ВСЕГЕИ, новая серия, 1969, Вып. 31, с. 27-37.

108. Старицкий Ю.Г., Туганова Е.В. Генетические типы медно-никелевых руд Сибирской платформы / Геология рудных месторождений, 1965, № 1, с. 37-44.

109. Степанов В.К. Породообразующие минералы Талнахской интрузии и анализ их парагенезисов с разработкой критериев рудоносности. Автореф. дис. … канд. геол.-мин. наук. М.: ЦНИГРИ, 1975. 28 с.

110. Степанов В.К. Динамическая модель внедрения, кристаллизации и рудоотложения рудоносных интрузий Норильска / Генезис и условия локализации медно-никелевого оруденения. вып. 162, Тр. ЦНИГРИ, М., 1981, с. 13-19.

111. Степанов В.К. Медно-никелевые месторождения / Методика крупномасштабного и локального прогноза месторождений цветных и благородных металлов и алмазов. М., 1989, с. 126-143.

112. Сухарева М.С., Кузнецова Н.П. К вопросу о соотношении дифференцированных интрузий Талнахского рудного узла (на примере северных флангов) // Трапповый магматизм Сибирской платформы в связи с тектоникой и поисками полезных ископаемых: Тез. докл. Красноярск, Красноярскгеология, 1983, с. 89-92.

113. Тарасов А.В. О механизмах формирования Норильской интрузии и связанных с ней сульфидных тел // Замещение и вторжение при магматизме и рудообразовании. Новосибирск, Наука, 1976, ч. 123-276.

114. Тарасов А.В. Структурно-геологические условия локализации базит-гипербазитовых интрузивов в промышленных медно-никелевых рудных полях севера Сибирской платформы / Петрологические особенности и прогнозное районирование никеленосных трапповых полей севера Красноярского края. Л.: Недра, 1983, с. 81-115.

115. Толстихин И. Н., Прасолов Э. М. Методика изучения изотопов благородных газов из микровключений в горных породах и минералах. Тр. ВНИИСИМС, т. XIV с. 86-98, 1971.

116. Толстихин И. Н., Мамырин Б. А., Хабарин Л. В. Аномальный изотопный состав гелия в некоторых ксенолитах. - Геохимия, 1972, № 5, с. 629 - 631.

117. Толстихин И. Н. Изотопная геохимия гелия, аргона и редких газов. Ленинград. 'Наука' Ленинградское отделение 1986.

118. Туганова Е. В. Интрузивный магматизм северо-запада Сибирской платформы. Л., Тр. ВСЕГЕИ, нов. сер., 1977, т. 156, с. 61-92.

119. Туганова Е.В. Генетическая модель сульфидной никелево-медной формации норильского типа / Рудообразование и генетические модели эндогенных рудных формаций. Новосибирск: Наука, 1988, с. 197-204.

120. Туганова Е.В. Петролого-геодинамическая модель образования сульфидных Си-Ni месторождений / Геология и геофизика, 1991, № 6, с. 3-11.

121. Туганова Е. В. Раннепротерозойский вулканизм Игарского поднятия (нижнее течение р. Енисей) / Геология и геофизика, 1992. №2, с. 58-67.

122. Туганова Е.В. Докембрийские магматические формации севера Приенисейской Сибири / Недра Таймыра, Вып. 1, Норильск, Изд-во ВСЕГЕИ, 1995, с. 155-164.

123. Туганова Е.В. Формационные типы, генезис и закономерности размещения сульфидных платиноидно-медно-никелевых месторождений. СПб: изд. ВСЕГЕИ, 2000, 102 с.

124. Туровцев Д.М. Условия формирования формации контактовых роговиков в ореолах дифференцированных трапповых интрузий на Талнахском месторождении / Геология и петрология интрузивных траппов Сибирской платформы. М., 1970, с. 211-232.

125. Туровцев Д.М. Типы контактово-метаморфических ореолов безрудных и рудоносных трапповых интрузий Норильского района в связи с критериями никеленосности магматических комплексов / Оценка и критерии никеленосности магматических комплексов рудных районов. Тр. ЦНИГРИ, вып. 209, 1986, с. 28-33.

126. Туровцев Д.М. Контактовый метаморфизм норильских интрузий. М.: Научный мир, 2002, 318 с.

127. Урванцев Н.Н. Расчленение интрузивного траппового комплекса как основа поисков медно-никелевых руд / Инф. сб. НИИГА, 1962, вып. 29, с. 12-23.

128. Урванцев Н.Н., Кавардин Г.Г., Старицина Г.Н. и др. Северосибирский никеленосный район и его промышленные перспективы. Л., 1973, 128 с.

129. Урванцев Н.Н. Геолого-тектонические факторы становления медно-никелевых месторождений севера Средней Сибири / Геология и геофизика,

1982, № 1, с. 5-15.

130. Хаин В. Е. Рябухин А. Г. История и методология геологических наук М. МГУ 2004

131. Халенёв В.О. Изотопный состав гелия и аргона в палеофлюидах Масловского рудопроявления (Норильско-Таймырский район). Региональная геология и металлогения, № 39, 2009, с. 85-99.

132. Хёфс Й. Геохимия стабильных изотопов. Москва, МИР, 1983.

133. Хлопин В. Г. Геохимия благородных газов и радиоактивность. Избр. Труды, Изд-во АН СССР, 1957 (1931), т. II, 160 с.

134. Aldrich L. T., Nier A. O. Variations of He³/He⁴ abundance ratio in natural sources of helium. - Phys. Rev., 1948, v. 74, N 9, p. 1225

135. Burnard P.G., Hu R., Turner G. and Bi X.W. Mantle, crustal and atmospheric noble gases in Ailaoshan gold deposits, Yunnan province, China // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1999. V. 63. № 10. P. 1595-1604.

136. Clarke W. B., Beg M. A., Craig H. Exess ³He in the sea: evidence for terrestrial primordial helium. - Earth Planet Sci. Let., 1969, v. 6, # 2, p. 213 - 220.

137. Dalrymple G.B., Gramanske G.K., Lanphere M.A, Stepanov V.K., Fedorenko V.A. 40Ar/39Ar ages of samples from the Noril'sk - Talnakh ore-bearing intrusions and the Siberian flood basalts, Siberia / EOS (Trans. Amer. Geophys. Union), 1991, v. 72, p. 570.

138. Kazanov O.V., Prasolov E.M., Tokarev I.V. Ar and He isotope date on platinum metal mineralization of the Lukkulaisvaara layered intrusion. In: Proc. VII Biennial SGA Meet. Explor. & Sustain. Develop., Millpress, 2003.

139. Kullerud G., Yoder H. S. Sulfid-silicate relations and the bearing on ore formation under magmatic and metamorphic conditions // Тр. Конференции 'Проблемы постмагматического рудообразования'. Прага. 1965. Т. 2. С. 327-331.

140. Mamyrin B. A., Tolstikhin I. N. Helium isotopes in nature. - Amsterdam - Oxford - New York - Tokyo, Elsevier, 1984. 273 p.

141. Naldrett A.J., Fedorenko V.A., Lin Shushen M.A., Kunilov V.E., Stekhin A.I., Lightfoot P.C., Gorbachev N.S. Controls on the composition of Ni-Cu sulfide deposits as illustrated by those ot Noril'sk, Siberia // Econ. Geol. 1996a. V. 91. P. 751-773.

142. Ozima M., Podosek F. Noble gas geochemistry. Cambridge, London, New York, Sydney, Canbridge Univ. Press, 1983. 367 p.

143. Polyak B. G., Prasolov E. M., Kononov V. I. et al. / Isotopic composition and concentrations of inert gases in the Mexican hydrothermal systems (genetic and applied aspects) - Geofizica International, 1982. vol. 21, № 2, p. 193 - 227.

144. Prasolov E., Konnikov E., Kazanov O. et al. Helium and argon isotopes in relicts of mineral-forming medium from ore-bearing mafic layered intrusions of Russia. 2004. In: 32^nd IGC, Florence-Italy, August 20-28, 2004.

145. Prasolov E. M., Khalenev V. O., Petrov O.V. Abilities of isotopic geochemistry of rare gas for differentiation of intrusions of the Norilsk area according to their ore bearing. (AIG-7). RSA 2007

146. Prasolov E. M., Khalenev V. O., Gruzdov K. A. Noble gases isotopic fearures of mafic intrusioins (Taimyr-Norilsk area) as the indicator of Cu-Ni-PGE ore accumulation scale. 33 IGC - 14 August 2008, Oslo, Norway. Abstracts MPC 01220P

147. Tolstikhin I.N., Marty B. The evolution of terrestrial volatiles: a view from helium, neon, argon and nitrogen isotope modeling // Chemical Geology. 1998. V. 147. P. 27-52.

148. Tolstikhin I.N., Kamensky I.L., Nivin V.A., Vetrin V.R., Balaganskaya E.G., Ikorsky S.V., Gannibal M.A., Kirnarsky Yu.M., Marty B., Weiss D., Verhulst A., Demaiffe D. Low mantle plume component in 370 Ma old Kola ultrabasic-alkaline-carbonatite complexes: Evidences from rare gas isotopes and related trace elements. Russian Journal of Earth Sciences, English Translation, Vol. 1, ¦ 2 (Print version of the online electronic journal http://eos.wdcb.rssi.ru/rjes/), 1999, p.179-222.

149. Zartman R. E., Wasserburg G. J., Reynolds J. H. Helium, argon and carbon in some natural gases. - J. Geophys. Res., 1961, v. 66, N 1, p. 277 - 316.

Фондовая литература

150. Ваулин Л.Л., Седых Ю.Н., Федоренко В.А. Геологическое строение и полезные ископаемые центральной части Норильского района. Норильск,1982г. Фонды ПО 'Норильскгеология'.

151. Винницкий Л.А. и др. Отчет о поисковых буровых работах на Восточно-Норильской площади (район г. Острой) за 1975-77г.г. НКГРЭ, 1977г. Фонды ПО 'Норильскгеология'.

152. Душаткин А.Б. и др. Отчет о проведении общих поисков сульфидных медно-никелевых руд в центральной части Норильской мульды (площадь Южного и Дудинского Ергалаха) за 1978-81г.г. НКГРЭ, 1981г. Фонды ПО 'Норильскгеология'.

153. Душаткин А.Б. и др. Отчет о поисковых работах по оценке перспектив глубоких горизонтов и флангов Норильского рудного узла на богатые медно-никелевые руды за 1987 -1993г.г. Норильск, 1993г. Фонды ПО 'Норильскгеология'.

154. Кокорин Н.И. Аналитический обзор Масловского платиноидно-медно-никелевого рудопроявления. Талнах, 2004г. Фонды ПО 'Норильскгеология'.Колокольчиков Н.А. Медно-никелевое месторождение г. Зуб-Маркшейдерская (подсчет запасов на 01.04.1957 г.).

155. Лосев В.М. и др. Геологическое строение и полезные ископаемые междуречья Амбарная - Вологочан (отчет Амбарнинской ГСП о съемке масштаба 1650000 листа R-45- 92-В, Г за 1968-70 гг), НКГРЭ, Фонды ПО 'Норильскгеология', 1970.

156. Матвеев И.А. и др. 'Отчет о поисках сульфидных медно-никелевых руд по юго-восточному обрамлению Вологочанской мульды'. Фонды ПО 'Норильскгероргия', 2001.

157. Матвеев И.А. и др. Отчет: 'Оценка сульфидных медно-никелевых руд на Средне-Вологочанской площади' за 2000-2005 гг. в 4 книгах, Фонды ПО 'Норильскгеология', 2005.

158. Малич К.Н. Отчет 'Опытно-методические работы по разработке прогнозно-поискового изотопно-геохимического комплекса на металлы платиновой группы, золото, медь, никель, кобальт в расслоенных массивах севера центральной Сибири (Коасноярский Край)' СПб, 2008 Фонды ВСЕГЕИ.

159. Сергеев С.А. и др. Объект ГР-7 'Разработака и внедрение инновационных технологий и аналитических методов на основе использования новейшего высокотехнологичного интструментального комплекса прецизионных лабораторно-аналитических, изотопно-геохронологических-геохимических исследований' (Окончательный отчет о научно-исследовательской работе). СПб, ВСЕГЕИ, 2004 г.

160. Симонов О.Н. и др. Отчет о проведении общих поисков сульфидных медно-никелевых руд в центральной части Норильской мульды (междуречье Чибичете-Южный Ергалах) 1981-1984гг. Норильск, 1984г. Фонды ПО 'Норильскгеология'.

161. Снисар С.Г. и др. Геохимическая съемка масштаба 1:200000 Норильского рудного района в 1988-1994г.г., 1995г. Фонды ПО 'Норильскгеология'.

162. Струнин Б.М. и др. Геологическое строение и полезные ископаемые Норильского района (отчет о геологическом доизучении м-ба 1:200000 в 1982-1987г.г.),1987г. Фонды ПО 'Норильскгеология'.

163. Шадрин Л.М. и др. Выявление и геологопетрологическое исследование апофиз дифференцированных интрузий Норильского района с целью поисков никеленосных массивов и их ветвей, перспективных на богатые руды (отчет по теме №414 за 1982-1986гг.), 1986г.

164. Фонды ПО 'Норильскгеология'. Федоренко В.А. и др. Прогнозная оценка никеленосности Норильского мегаблока на основе петрологического изучения особенностей соотношений эффузивного и интрузивного магматизма, а также анализа аномальных геофизических полей (отчет по теме №256 за 1979-82г.г.), 1982г. Фонды ПО 'Норильскгеология'.