ВведениеРудопроявление малосульфидных Au-Pd-руд Озерное было открыто в 2002 году в процессе доизучения территории Полярного Урала при проведении геолого-съемочных работ (ГДП-200) на правобережье руч. Дзелятышор — левого притока р. Малая Хараматолоу (Котельников, Романова, 2004). Рудопроявление расположено в самой северо-восточной оконечности Войкаро-Сынинского габбро-гипербазитового массива (рис. 1) и приурочено к оливинит-верлит-клинопироксенит-габбровому кэршорскому плутоническому комплексу (О3k). Магматические породы комплекса представлены безоливиновыми, оливинсодержащими и оливиновыми клинопироксенитами, габбро, верлитами и оливинитами (рис. 2). Породы интенсивно метаморфизованы преимущественно в эпидот-амфиболитовой фации. Ряд исследователей (Кузнецов и др., 2007; Пыстин и др., 2010) отрицают принадлежность пород Озерного проявления к кэршорскому комплексу, в связи с тем что массив рудоносных клинопироксенитов и верлитов демонстрирует частичную дискордантность его структур по отношению к структурам окружающих пород и, вероятно, является тектонической пластиной пород, имеющих более древний возраст. Соответственно, они выделяют клинопироксениты и верлиты в самостоятельный Дзелятышорский массив, названный по одноименному ручью. Вопрос возраста пород массива остается дискуссионным в связи со сложностью датирования гипербазитов; в работах предшественников возраст пород оценивается от среднеордовикского до девонского. Для габброидов трех более южных участков развития кэршорского комплекса U-Pb-методом были получены конкордантные датировки единичных зерен циркона (SHRIMP II, ЦИИ ВСЕГЕИ), составляющие 454 ± 7, 446.8 ± 4.3 и 446 ± 2 млн лет (3 пробы по 10 цирконов), что позволяет говорить о позднеордовикском возрасте пород комплекса (Ремизов и др., 2010). Проявление довольно хорошо изучено (Пыстин и др., 2006, 2011; Шишкин и др., 2007; Потапов, 2011[1] и др.). Была поведена разведка рудопроявления с проходкой траншей и серии колонковых скважин и их опробованием, и оценены его ресурсы. Минералогическим исследованиям руд проявления посвящен целый ряд работ (Кузнецов и др., 2004, 2007; Пыстин и др., 2006, 2007, 2012; Пыстина и др., 2006; Потапов, 2011*; Murzin et al., 2022). В рудах проявления основной интерес представляют палладий (CPd = 0.1—1.66 г/т, среднее — 0.28 г/т) и золото (CAu = 0.1—2.15 г/т, иногда выше; среднее — 0.27 г/т); менее значимы платина (CPt = 0.04—0.26 г/т, среднее — 0.05 г/т) и медь (Шишкин и др., 2007). Оруденение рассеянно- и редковкрапленное, в основном локализуется в клинопироксенитах, относимых к кэршорскому комплексу. На проявлении Озерное оценены прогнозные ресурсы по категории Р2: палладия — 54.7 т, золота — 52.8 т, платины — 9.8 т. Целью данной работы было выявление особенностей распределения элементов-примесей в сульфидах и магнетите руд Озерного рудопроявления. Микропримеси в составе рудных минералов ранее здесь практически не изучались. Методы исследований В пределах Озерного рудопроявления в 2023—2024 гг. авторами были проведены полевые работы, выполнено выборочное картирование и опробование, в том числе и сохранившегося на участке керна колонковых скважин. В результате работ собрана представительная коллекция, насчитывающая 120 образцов для петрографических, минералогических, геохимических и изотопных исследований. Микроскопические исследования и последущие анализы выполнены в аншлифах прозрачно-полированных шлифов, в отдельных случаях — в эпоксидных шашках с замонтированными зернами рудных минералов.Исследование содержаний основных компонентов минералов пород и руд выполнено в ИГЕМ РАН на рентгеноспектральном микроанализаторе (РСМА) Jeol JXA-8200, оснащенном пятью волновыми и одним энергодисперсионным спектрометрами; элементы определялись при ускоряющем напряжении 20 кВ, токе на цилиндре Фарадея 20 нА, диаметре пучка 1 мкм (аналитик Е. В. Ковальчук), а также на сканирующем микроскопе JSM-5610, оснащенном системой энергодисперсионного микроанализа INCA-450 и спектрометром AztecOne (аналитик Л. А. Левицкая); изображения получены в режиме обратнорассеянных электронов (BSE). Условия анализа: ускоряющее напряжение 20 кВ, ток на цилиндре Фарадея 20 нА, диаметр пучка 1 мкм. Время экспозиции на все элементы составляло 10 сек на пике и по 5 сек на фоне с обеих сторон. В качестве эталонов использованы Sb2S3, CdSe, ZnS, HgS, CuFeS2, AgSbS2, Bi2Te3, GaAs, PbS и химически чистые металлы. Аналитические линии: для элементов Zn, S, Cu, Fe, Ni, Co — Ka; для Ag, As, Te, Sb, Se, Pd, Pt — La; для Hg, Bi, Pb — Ma, для Cd — Lb. При анализе силикатов в качестве стандартов на определяемые элементы использовались соединения, близкие по составу к исследуемым фазам. Расчет поправок осуществлялся по методу ZAF-коррекции с использованием программы фирмы JEOL.Изучение микропримесей в минералах выполнено с помощью метода масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой и лазерным пробоотбором (LA-ICP-MS) на квадрупольном масс-спектрометре ThermoXSeries2 с системой лазерного пробоотбора NewWave UP213 (Викентьев и др., 2016)в центре коллективного пользования «ИГЕМ-Аналитика» в ИГЕМ РАН (аналитик В. Д. Абрамова). Для анализа использовались коммерческий сульфидный стандарт USGS mass-1 (Wilson et al., 2002) и сульфидный стандарт в пирротиновой матрице (по 20 ppm ЭПГ, золота и серебра), синтезированный в ИГЕМ РАН по методу (Ballhaus et al., 2006) и аттестованный в нескольких независимых лабораториях. Вскрытие зерен сульфидов осуществлялось с помощью профильной (бороздовой) абляции; диаметр луча лазера 60 µm, частота 10 Гц, энергия на поверхности образца 7—8 Дж/см2. Длина аналитического профиля составляла 200—300 мкм, пройденного лучом лазера за 1.5—2 мин (скорость прожига по линии — 5 мкм/с). Абляция начиналась после 30 с измерения фона. По каждому профилю получается много десятков анализов химического состава минералов — по макрокомпонентам (оценочно) и микропримесям (основная задача данного метода); предел чувствительности для большинства элементов составлял 0.02—0.05 ppm. Помимо таблиц с результатами при анализе получаются графики (зачастую называемые «спектрами распределения»), представляющие собой временные развертки, на которых видно количество импульсов каждого элемента, подсчитанных масс-спектрометром в поступающей в него из камеры лазерного пробоотбора плазме. Развертки удобны для наглядного представления уровня содержания и равномерности распределения примесных компонентов. Для сопоставлений обычно выбираются участки без включений (без «пиковых» значений), отдельные для каждого минерала, данные по которым усредняются (области усреднения показаны рамками в верхних частях спектров на приводимых в статье рисунках). Расчет данных был проведен в приложении Iolite для программы Igor Pro (Paton et al., 2011). Краткая геологическая и петрографическая характеристикаВ районе рудопроявления Озерное породы кэршорского «полосчатого» комплекса представлены серией тектонических пластин, которые включают в себя амфиболизированные габбро с различными цветовыми индексами (от нормальных до меланократовых, рис. 3, g) и утратившие первично-магматическую структуру амфиболиты, оливиниты, верлиты, а также оливинсодержащие и оливиновые клинопироксениты. Наблюдаются пересечения оливинитов клинопироксенитами (рис. 3, а). В северной, наиболее разгнейсованной части массива наблюдаются случаи неоднородного осветления за счет эпигенетической (синметаморфической?) дифференциации вещества. В некоторых случаях отмечаются кварц-полевошпатовые линейные зоны по жилам и дайкам, представленные апоплагиоклазитовыми и аполейкоплагиогранитовыми бластомилонитами с неяснополосчатой, линзовидно-полосчатой текстурой и бластопорфировой структурой, с реликтовыми, частично альбитизированными субидиоморфными порфиробластами плагиоклаза (рис. 3, f). Одними из наиболее поздних плутонических образований рудопроявления Озёрное являются гигантозернистые тулитовые габбро (рис. 3, g), в которых отмечается уменьшение зернистости по мере приближения к контакту со средне- и мелкозернистыми габброидами кэршорского комплекса. Преобладающие в качестве рудовмещающих клинопироксениты с различным содержанием оливина и менее распространенные верлиты рудопроявления Озерное имеют пятнистую, вкрапленную текстуру и средне-, крупнозернистую, гипидиоморфнозернистую до панидиоморфнозернистой с элементами петельчатой и пойкилоофитовой структуру. Оливин в количестве до 20 об. % выполняет интерстиции между кристаллами клинопироксена. Для верлитов с пятнистой, вкрапленной текстурой и равномерно-зернистой, среднезернистой, гипидиоморфнозернистой структурой отмечаются примерно равные соотношения оливина и клинопироксена. Метаморфические преобразования главным образом выражены в амфиболизации: кристаллы роговой обманки ксеноморфной и ромбической морфологии достаточно равномерно замещают крупные зерна клинопироксена. В редких случаях роговая обманка замещает кристаллы клинопироксена по каймам и отмечается в интерстициях между другими породообразующими минералами. В единичных случаях по клинопироксену развивается хлорит. Оливин в породах замещается преимущественно боулингитом (рис. 4, b) и редкими тонкочешуйчатыми выделениями талька по объему, а по трещинам — петельчатым лизардитом, изредка волокнистым антигоритом и магнетитом, что, вероятно, по условиям отвечает метаморфизму фации зелёных сланцев (рис. 4).Клинопироксен, по составу соответствующий диопсиду, представлен идиоморфными кристаллами размером от 0.3 до 7 мм, а интерстициальный оливин, содержащий в своем составе до 27.6 мас. % оксида железа (табл. 1), — ксеноморфными, реже округлыми идиоморфными трещиноватыми кристаллами размером до 5 мм. Содержание оливина составляет до 5 об. % в оливинсодержащих разностях и до 20 об. % — в оливиновых клинопироксенитах, в верлитах соотношение клинопироксена и оливина примерно равное. В клинопироксенитах отмечается незначительный идиоморфизм клинопироксена по отношению к оливину, также оливин отмечается в виде хадакристаллов в клинопироксене, что обусловливает пойкилоофитовую структуру пород (рис. 4, a). Рудные ассоциацииВкрапленная текстура рудоносных клинопироксенитов и верлитов обусловлена значительным содержанием в них магнетита, содержание которого составляет 7—10 об. %. В оливинсодержащих и оливиновых клинопироксенитах и верлитах выделяются четыре морфологические разности магнетита (рис. 5, табл. 2): 1 — мирмекиты магнетита, образующие вростки в первично-магматических силикатах (рис. 5, a); 2 — кристаллический магнетит, имеющий ксеноморфную морфологию и размеры до 7 мм (рис. 5, b); 3 — магнетит, выполняющий отдельность в клинопироксене и представленный либо пластинчатыми кристаллами, либо мелкими ксеноморфными зернами размером до 0.5 мм (рис. 5, c); 4 — магнетит, выполняющий трещины в оливине (рис. 5, c).В магнетитах различных морфологических разновидностей методом электронно-зондового микроанализа было изучено содержание примесей V, Ti и Cr. Для кристаллического магнетита, который часто образует срастания с сульфидами, а также отмечается в основной массе, характерен достаточно большой разброс химического состава. Содержание оксида титана в магнетитах ксеноморфной морфологии колеблется в пределах 0.02—2.13 мас. %, оксида хрома — 0.01—2.5 мас. %, оксида ванадия — от 0.01 до 1.1 мас. %. Следует отметить, что в породах отмечаются лишь единичные типичные структуры распада ильменит-магнетитового состава, которые являются продуктами изменения магматического титаномагнетита. Мирмекиты магнетита характеризуются хорошо выдержанным по сравнению с другими разностями содержанием ванадия (0.5—0.98 мас. %). Такие структуры образуются на позднемагматических этапах при повышении давления кислорода в расплаве с участием водяного пара и, как следствие, окислении железа (Юрьев, 1969). В магнетите, выполняющем трещины в оливине, примесь ванадия не зафиксирована, тогда как в отдельности клинопироксена минерал характеризуется повышенным содержанием V2O5, что указывает на разные временные интервалы и источники вещества при образовании этих разностей магнетита. Для выделения генераций магнетита по характеру срастаний и химическому составу проводятся более детальные микрозондовые исследования.Сульфидная минерализация во вмещающих породах составляет не более 3 об. % и проявлена в рудных зонах и между ними по-разному. Так, по наблюдениям керна скважин, вне главной рудной зоны проявлена пирротин-пиритовая ассоциация в виде моносульфидных (без карбоната, без силикатов) прожилков, а также в виде вкрапленности и гнезд в полевошпат-кварцевых образованиях в амфиболизированных габброидах и пироксенитах. В составе ассоциации также присутствует небольшое количество халькопирита и магнетита. В породах флангов проявления в пирротин-пиритовой ассоциации преобладает пирит, который образует кубические кристаллы и их агрегаты. В этой ассоциации кубический пирит иногда псевдоморфно замещается пирротином (рис. 6, с), или минералы образуют субпараллельные реакционные срастания с зоной халькопирита между ними (рис. 6, a, b), а также пирит непсевдоморфно замещается пирротином. Пирротин-халькопирит-кубанитовая ассоциация распространена в пределах рудных зон в пироксенитах, иногда мелкокристаллических, а также в тектонизированных и измененных габброидах с директивной текстурой. Представлена рассеянной вкрапленностью (1—2 мм) в пироксенитах или линейными скоплениями (2—3 мм) в измененных габброидах. Магнетит в этой ассоциации интенсивно насыщен включениями шпинели и ильменита, образующими структуры распада (рис. 7, d), в продуктах изменения оливина встречаются мирмекиты магнетита (рис. 7, e); местами магнетит содержит редкие мелкие (1—3 мкм) включения теллуридов и других минералов Pd. В некоторых образцах магнетит образует октаэдрические кристаллы с закругленными ребрами и вершинами (растворение?). Кубанит образует рассеянную вкрапленность в пироксенитах, зерна угловатые, с выраженной спайностью (рис. 7, b), иногда встречаются срастания с халькопиритом и пирротином. Пирит ассоциации часто подвергается окислению, которое выявляет его тонкозональное и пятнистое строение (рис. 7, a).Борнит-халькопиритовая ассоциация — основная ассоциация, продуктивная на элементы платиновой группы (ЭПГ). Представлена также рассеянной вкрапленностью преобладающего халькопирита (до 5 мм) в продуктах изменения крупнокристаллических пироксенитов. Халькопирит-1 в этой ассоциации образует ксеноморфные зерна в срастании с борнитом, иногда цементирует кристаллы магнетита (рис. 8, а). Ближе к периферии зерен встречаются включения более ярких белых фаз, которые представлены гесситом и петцитом и минералами ЭПГ.Борнит часто содержит халькопирит-2 в виде ламеллей распада, и наоборот (рис. 8, b). Минералы меди иногда цементируют пирит и идиоморфные кристаллы магнетита (рис. 8, b). По микротрещинам борнита и халькопирита часто развиваются халькозин и ковеллин. Особенно следует отметить каплевидные сульфидные образования этой ассоциации преимущественно халькопирит-борнитового состава, в периферической части которых наблюдается микровкрапленность яркой белой фазы, которая представлена минералами палладия. Такие включения особенно характерны для краевых частей обособлений медных минералов (рис. 8, c; 9).  Элементы-примеси в рудных минералахГлавные элементы-примеси в пирите (зачастую это кубические кристаллы и их агрегаты) пирротин-пиритовой ассоциации, вскрытой в основном на флангах проявления, — Co, Pb, As, иногда присутствуют незначительные примеси Bi, Sb, Ni. Характер распределения примесей различен. Так, Co обычно распределен зонально в кристаллах пирита, и его содержание колеблется в пределах 0.15—0.38 мас. % до 0.5 мас. %. Изредка встречается пирит с равномерным высоким содержанием Co (>1 мас. %, в среднем CCo = 1.5 мас. % при CAs = 22 ppm). В пирите повсеместно фиксируется примесь Se до 100 ppm, первые ppm Pb; иногда выявляется примесь Bi, Sb и следы Ag. Пирит часто замещается пирротином.Здесь же, в породах флангов проявления, вскрытых скважинами, имеется вкрапленность хромшпинелидов и оксидов железа (магнетит-гематит), для которых характерен своеобразный комплекс элементов-примесей. Главными являются Cr, Mn, Mg, Ti, V, иногда Ni и еще реже Au и Ag. Распределение элементов хаотично, некоторые из пиков на графиках (Ni, Au, Ag), вероятно, обусловлены микровключениями, в том числе, возможно, и обогащенного ими пирита.Пирротин в этой ассоциации, часто в виде пятен и каём, замещает пирит. Пики элементов-примесей Co, As, Bi, Pb тяготеют к пириту (рис. 10), а их провалы — к пирротину. Таким образом, при замещении пирита пирротином происходит высвобождение ряда примесей, которые, вероятно, в дальнейшем участвуют в процессе рудообразования.В пирротин-халькопирит-кубанитовой ассоциации постоянными примесями в сульфидных минералах являются Ag, Pb и Se, а также примесь Pd, очевидно обусловленная микровключениями, т. к. в этом образце на сканирующем микроскопе установлено микровключение теллурида палладия (рис. 9).Для сульфидов главной продуктивной на ЭПГ борнит-халькопиритовой ассоциации характерны примеси Te и иногда Pd. Наиболее существенная примесь теллура характерна для борнита. В халькопирите содержания примесей на порядок ниже. По данным лазерной абляции приведены средние содержания элементов по профилю, тогда как график распределения примесей демонстрирует наличие выраженных пиков содержаний элементов, которые, очевидно, соответствуют микровключениям разных минералов (рис. 11, 12).ОбсуждениеАнализ пространственной локализации разнотипного оруденения в ультрабазитах Полярного Урала массивов Рай-Из и Войкаро-Сынинского, а также в габброидах их обрамления обнаруживает некоторую зональность (Волченко, 1990; Аникина, 1995*; Кузнецов и др., 2004, 2007, 2013; Murzin et al., 2022; Викентьев и др., 2024). Латеральная геохимическая зональность в распределении благородных металлов: Pt ® Pd ® Au+Ag — описана на примере массива Рай-Из (Волченко, 1990), где платина концентрируется в хромитах от 5—10 мг/т до 200—300 мг/т; далее в приконтактовых частях рудных тел, в дунитах — палладий (1—30 мг/т), а золото (до 11 мг/т) встречается в узких зонах контактовых дунитов, где на границах с телами хромититов часто отмечаются хлорит-карбонатные прожилки, участки осветления пород и повышенная вкрапленность сульфидов. На проявлении Озерное отсутствуют в существенном объеме хромиты, но зато проявлены тектонически деформированные пироксениты и габброиды. Преобразования мантийных/нижнекоровых пород происходили в условиях от зеленосланцевой до амфиболитовой фаций метаморфизма; широко развита серпентинизация и амфиболизация ультрабазитов, обусловленная эксгумацией офиолитовых массивов и выведением их на верхнекоровый уровень; локально проявлена поздняя хлоритизация, отчасти эпидотизация и окварцевание пород. Все эти изменения сопровождаются разной степенью (как правило, невысокой) сульфидизации пород. ЗаключениеЭлектронно-зондовые исследования показали, что клинопироксен — главный породообразующий минерал клинопироксенитов и верлитов, по составу отвечает диопсиду. Менее распространен в породах железистый оливин, достаточно выдержанный по составу. Выделенные при петрографическом изучении прозрачно-полированных шлифов морфологические разновидности магнетита демонстрируют в своем составе заметный разброс содержаний микропримесей титана, хрома и ванадия, за исключением мирмекитов магнетита, состав которых достаточно выдержан по ванадию. Для составления расширенных выводов о стадийности образования разновидностей магнетита и возможной их природе проводятся детальные микрозондовые исследования с использованием минеральной термометрии. Выполненное нами изучение распределения элементов-примесей методом лазерной абляции в основных минералах руд показало, что комплекс таких примесей в минералах выделенных ассоциаций различен. Так, для пирита пирротин-пиритовой ассоциации, распространенной вне рудных зон, характерны высокие содержания примеси Co (до 1.5 мас. %), Se (до 1500 ppm), умеренные Ni (до 400 ppm) и следы Bi, Sb, Ag. При этом пирротин, замещающий пирит, существенно обедняется примесями. Постоянными примесями минералов пирротин-халькопирит-кубанитовой ассоциации, распространенной в пределах рудных зон, является Ag (до 35 ppm), Pb и Se, иногда наблюдаются всплески содержаний Sb, Bi, Au, Te и Pd, которые обусловлены микровключениями минералов. Наиболее обогащены элементами-примесями Cu-Fe сульфиды борнит-халькопиритовой ассоциации: Ag (200—3600 ppm), Se (200—6600 ppm), Te (до 300 ppm), Pd (до 5 ppm). Максимальные концентрации примесей (и микровключения содержащих их минералов) приурочены к борниту, т. е. наиболее высокомедистой фазе.  [1] Потапов И. Л. Структура, вещественный состав и минерагения Дзелятышорского верлит-клинопироксенитового массива (Полярный Урал): Автореф. канд. дис. Сыктывкар: ИГ КомиНЦ УрО РАН, 2011. 26 с.Potapov I. L. Structure, material composition and minerageny of the Dzelyatishorsky wehrlite-clinopyroxenite massif (Polar Urals). Abstract of Ph.D. diss. Syktyvkar: IG KSC UB RAS, 2011, 26 p. (in Russian)