Минерагения благородных металлов и алмазов северо-восточной части Балтийского щита

Положение 3. Благороднометалльное оруденение на территории Кольского п-ова и Северной Карелии реализуется в метаморфических и интрузивных комплексах архейского и протерозойского возраста. Формирование золоторудных проявлений связано с внутриплитными шовными и палеорифтогенными зонами; малосульфидное платинометалльное и хромитовое оруденение реализуется в массивах, сформировавшихся на начальных стадиях развития палеорифтогенных структур и в зонах протоактивизации.

В геохронологически доказанном архее (2925-2500 млн. лет) северо-восточная часть Балтийского щита представляла собой гранулит-зеленокаменную область (Geology of…, 1995; Митрофанов и др., 1997). Основными геодинамическими элементами строения были зеленокаменные пояса (шовные зоны), гнейсовые террейны, коровые астеносферные (мигматитовые) и нижнекоровые подастеносферные (гранулито-реститовые) линзовые домены. В раннем протерозое (2500-1600 млн. лет) в результате сопряженных процессов рифтинга и внутрикоровой обдукции оформилась сохраняющаяся до настоящего времени интраконтинентальная глубинная коллизионная структура (Кольский коллизион). В эпоху гренвильского (дальсландского) тектогенеза (1100-900 млн. лет) началось и в каледонско-герцинское время (480-350 млн. лет) завершилось создание системы рифтовых структур.

С раннепротерозойскими рифтогенными поясами связаны месторождения и проявления малосульфидных платинометалльных руд в ассоциации с Cu-Ni минерализацией в расслоенных ультрабазит-базитовых интрузиях (интервал формирования 2500-2400 млн. лет): месторождения и проявления: Федоровотундровское, Западная Пана, Восточная Пана (Веселовский и др., 1988; Митрофанов и др., 1994; Митрофанов, Гавриленко, 1998; Мультимедийный справочник…, 2001; Schissel et al., 2002), Мончетундровское, г. Генеральская и др. Вероятно, к ним могут быть отнесены и массивы Ондомозерской группы на юго-востоке Кольского п-ова. С этими же структурами связаны Co-Cu-Ni руды (c Pt и Au) в габбро-верлитах (интрузии Печенгского рудного поля с возрастом 2000-1980 млн. лет); проявления Au (с Ag и Co) в кварцево-жильных и штокверковых зонах и колчеданных рудах (Майское, Брагинское, Панареченское – все имеют возраст 1700-1600 млн. лет). По времени к месторождениям Печенгского рудного поля близки месторождения и проявления Cu-Nu руд в Лапландском гранулитовом поясе (Ловно, Лауку, Юнгес, Суэйнлагаш и др.) и в обрамлении Печенгской структуры (Аллареченское, Восток, Карикъявр), также содержащие в своем составе повышенные концентрации Pt, Pd, Au, Ag.

Для платиноидов с Cu и Ni выделяется зона на юго-западе области, включающая проявления Ковдозерское, Тридцатка, массива Глубокий, которая смещается на юго-восток в сторону Ветреного пояса, где уже выявлено новое проявление Травяная Губа (Степанов, 2001). С запада к ней примыкает еще одна ветвь, входящая в Северо-Карельский палеорифтогенный пояс (рудопроявления Луккулайсваара, Ципринга на территории Северной Карелии). Проявления Au, Cu, Мо фиксируются на площади архейской зоны Колмозеро-Воронья и в южном обрамлении зоны Имандра-Варзуга, а Cu, Au и Ag - в Пана-Куолаярвинской, Кукасозерской и Усть-Понойской структурах (Гавриленко, 1997). Проявления и месторождения Cr (с попутными PGE) сосредоточены в пределах относительно узкой полосы от Серпентинитового пояса на западе Мурманской области (Падос) в сторону Мончеплутона (Cопчеозерское) и Имандровского лополита (Большая Варака, Умбареченское, Прихибинское, г. Девичья). Значительное число новых рудопроявлений и месторождений Au, PGE, Cu, Ni, Ti и др. выявлено на территории восточной части Кольского п-ова (рис. 1), но ни одно из них пока не разрабатывается, что связано с отсутствием развитой инфраструктуры и капитальных средств на освоение рудных объектов (Пожиленко и др., 2002).

Ниже приводится характеристика рудных объектов, перспективных на БМ, которые непосредственно изучались автором и его коллегами и не нашли достаточного отражения в открытых публикациях. По известным месторождениям и проявлениям Cu-Ni+PGE и Сr+PGE дается краткая характеристика в тексте диссертации на основании литературных данных.

Золоторудные проявления архейского возраста

Наиболее перспективна в отношении эндогенного Au-оруденения архейская шовная зона Колмозеро-Воронья, которую называют также зеленокаменным поясом (Вревский, 1989; Смолькин, 1992). Она находится на сочленении трех крупных доменов (террейнов) – Мурманского, Центрально-Кольского и Кейвского, маркирует древний глубинный Урагубско-Понойский разлом, характеризуется шовным типом тектоники и формировалась в условиях сдвигового пластического и квазипластического течения (Гавриленко и др., 2002). В ее развитии можно выделить несколько стадий: протоокеаническую с коматиит-толеитовым магматизмом (3.0-2.9 млрд. лет); протоостроводужную с андезит-риолитовым магматизмом (2.9-2.8 млрд. лет); коллизионную с региональным метаморфизмом и гранитизацией (2.8-2.6 млрд. лет); постколлизионную с калиевым метасоматозом (2.6-<2.5 млрд. лет). На ее площади известно три перспективных проявления Au.

Рудопроявление Оленинское расположено в северо-западной части зоны Колмозеро-Воронья (район Вороньих тундр) и приурочено к минерализованной зоне в амфиболитах хребта Оленьего (рис. 1). Комплекс хр. Оленьего морфологически представляет собой пластину, сложенную породами базит-ультрабазитового состава (с преобладанием первых). По первичной природе это преимущественно толеитовые базальты и габбро-диабазы, среди которых отмечены маломощные потоки и пластовые дайки коматиитов. Контакты пластины с вмещающими породами тектонические, что подчеркивается зонами трещиноватости и рассланцевания. Как вулканические, так и интрузивные породы метаморфизованы в амфиболитовой фации. С запада тело амфиболитов хр. Оленьего ограничено крупным субмеридиональным разломом, пересекающим всю Колмозеро-Вороньинскую зону и трассирующимся серией диабазовых даек предположительно протерозойского (или палеозойского) возраста. Другой разлом, залеченный небольшими по размерам телами габбро, пироксенитов и перидотитов, имеет северо-западное – западное простирание, согласное директивному простиранию амфиболитов хребта Оленьего.

Морфологически золоторудная зона представляет собой линейный штокверк 1500х200 м, вскрытый скважинами до глубины 150 м. Согласно результатам опробования, собственно рудные тела имеют линзовидное строение, что подтверждается и формой первичных геохимических ореолов Au, Ag, As. Мощность шести выходящих на поверхность рудных линз 1.8-5.0 м при протяженности 50-60 метров. Важнейшим фактором для образования золоторудного проявления является наличие узла крупных разрывных нарушений субширотного (зоны рассланцевания и дробления пород) и субмеридионального направлений, осложненных серией локальных дизъюнктивных нарушений низких порядков, представленных крутыми продольными и поперечными трещинами. Характер деформаций и приуроченность золотого оруденения к амфиболитам, характеризующимся высокой упругостью и хрупкостью, а не к контактирующим с севера и юга более пластичным глиноземистым сланцам, являются достаточно типичными признаками золотого оруденения в архейских амфиболитовых толщах (Старостин, 1988). В породах, несущих золотую минерализацию, проявлены окварцевание с образованием маломощных кварцевых жил, биотитизация, эпидотизация, диопсидизация, турмалинизация и др. Ориентировка рудных тел в пространстве совпадает с кристаллизационной и метаморфической сланцеватостью метабазитов хр. Оленьего и соответствует общему директивному простиранию архейской зоны Колмозеро-Воронья. Средняя концентрация Au 3.7 г/т, отдельные концентрации достигают 40 г/т.

Содержание сульфидов в рудных линзах 2-12 об. %. Характерны вкрапленная, гнездовидно-вкрапленная и прожилково-вкрапленная текстуры руд. Главные рудные минералы - пирротин и арсенопирит. На рудопроявлении можно выделить несколько минеральных ассоциаций (Белолипецкий и др., 1987; Гавриленко, Калинин, 1997; Волков, Новиков, 2002). Халькопирит-ильменит-пирротиновая ассоциация является наиболее ранней, отвечающей региональному метаморфизму, но сохраняющая черты протомагматической ассоциации в метабазитах. Золото-пирротин-арсенопиритовая ассоциация является продуктивной. В рудах встречаются несколько морфологических разновидностей арсенопирита: 1) игольчатый (0.01-0.03 мм) в центральных частях рудных тел; 2) мелкозернистый (0.1 мм), образующий крупные срастания, агрегаты и нередко обрастающий реликты халькопирита и пирротина; 3) крупнозернистый (0.2-0.8 мм), образующий короткие прожилки во вмещающих породах. В крупных кристаллах арсенопирита нередко встречаются реликты леллингита. Арсенопирит является основным носителем Au. Его содержание в арсенопирите составляет 100-350 г/т, иногда достигая 0.12 % (Гавриленко, Калинин, 1997). Доля арсенопиритового Au в рудах составляет 70 %. Таким образом, наблюдается прямая корреляция Au и As. Золото и электрум имеют комковидную, проволоковидную форму. Размер золотин колеблется от 0.001 мм до 0.5 мм, в среднем 0.2-0.3 мм. Золото-кварц-шеелит-арсенопиритовая ассоциация проявлена в виде системы субпараллельных прожилков. Золото-серебро-галенит-сульфосольная ассоциация является наиболее поздней и встречена только в кварцевых метасоматитах, наиболее часто в виде тонких прожилков. Электрум и кюстелит редко развиваются совместно, замещая аргентит, чаще образуют самостоятельные выделения в кварце.

По данным Рb-Рb-изотопного анализа (Пушкарев, 1990), модельный возраст сульфидной минерализации на Оленинском проявлении оценивается в 2750-2800 млн. лет. По данным K-Ar-изотопного анализа (Сидоров и др., 2002), возраст мусковита из редкометалльных пегматитов на хр. Оленьем около 1.9 млрд. лет, что позволило авторам этой работы говорить о формировании Ag-Au оруденения в связи с раннепротерозойской тектоно-магматической активизацией. Но по наблюдениям автора установлено, что пегматиты секут зону с рудной минерализацией. На этом основании можно сделать вывод о том, что пегматиты - более поздние образования по сравнению с золоторудной минерализацией. Тем более, что U-Pb-изохронный возраст по танталиту из редкометалльных пегматитов составил 2516 млн. лет (Гавриленко и др., 2003). Оленинское рудопроявление Au может быть отнесено к пирротин-арсенопиритовому минеральному типу золото-кварц-сульфидной формации. Запасы Au – около 30 тонн. Результаты испытаний в ЦНИГРИ показали, что Au хорошо извлекается обычными способами (гравитация и цианирование).

Рудопроявление Няльм-2 расположено на восточном фланге Оленинской золоторудной зоны. Оно приурочено к юго-восточному выклиниванию интрузии метагаббро-амфиболитов хр. Оленьего. Во вмещающих оруденение метабазитах выявлена зона метасоматически измененных и окварцованных пород. Характер преобразования пород, морфология рудных тел, состав продуктивной минерализации, концентрации Au в рудах близки таковым на рудопроявлении Оленинское. Рудная зона представляет собой линейный штокверк протяженностью 1.8 км, мощностью не менее 20 м, прослеженный по падению на 200 м. Предполагается, что общая протяженность золоторудной зоны превышает 3 км. Наиболее продуктивная линза имеет мощность 3.4 м. Среднее содержание Au составляет 3.7 г/т. Рудная минерализация вкрапленного типа. Содержание сульфидов 3-5 об. %. Преобладают пирротин, арсенопирит, халькопирит. Самородное золото мелкое – 0.01-0.2 мм. Форма выделений комковидная. Пробность золота высокая – 900-950 ‰. Оно встречается в сульфидно-кварцевых тонких прожилках на контакте зерен арсенопирита и кварца, реже – в виде включений в арсенопирите. Минерализация серебра, в отличие от рудопроявления Оленинское, на рудопроявлении Няльм-2 не обнаружена. Запасы металла оцениваются в 3-5 тонн. Рудопроявление относится к месторождениям золото-кварцево-сульфидной формации.

Рудопроявление Няльм-1 расположено в 18 км к юго-востоку от рудопроявления Оленинское в непосредственной близости от рудопроявления Няльм-2, на южном склоне г. Няльмчечуайв. Оно приурочено к штокообразному телу диоритовых порфиритов и кварцевых порфиров, внедрившихся в углеродистые сланцы червуртской свиты на границе этих пород с метагаббро-диабазами хр. Оленьего. Интрузия диоритовых порфиритов имеет в плане вытянутую в юго-восточном направлении овальную форму. Ее протяженность составляет 1.3 км при мощности до 200 м. На глубину интрузия прослежена на 200 м. Диоритовые порфириты представлены меланократовыми, мезократовыми и лейкократовыми разновидностями. В строении интрузивного тела принимают участие близкие по составу кварцевые диориты (кератофиры). Породы двух интрузивных фаз секутся дайками спессартитов и кварцевыми жилами. Морфологически основная часть рудопроявления Няльм-1 представлена штокверком в диоритовых порфиритах размером 100х45х200 м. Внутри штокверка с некоторой условностью могут быть выделены 6 рудных линз со средним содержание Au 4.3 г/т. Наиболее обогащены Au меланократовые разности пород. Две секущие кварцево-жильные зоны имеют мощность 1.5-2.0 м и прослеживаются на 170-200 м. Они склоняются на северо-восток под углами 60-80°. Концентрации Au в жилах составляют 9-14 г/т. Количество сульфидов не превышает 1-2 об. %. Главным рудным минералом является пирротин, менее распространены арсенопирит, пирит, халькопирит. Отмечены единичные находки сфалерита, пентландита, кобальтина. Видимое золото не установлено. Но в аллювиальных отложениях в непосредственной близости от рудопроявления Няльм-1 обнаружены самородное золото и кюстелит слабой степени окатанности. Вероятно, большая часть Au связана с сульфидами, что подтверждается высокой положительной корреляцией Au и S. Запасы Au оцениваются в 7.5 тонн.

Рудопроявление Няльм-1 может быть отнесено к месторождениям золото-кварцевого типа, причем, высокорентабельным с точки зрения отработки и обогатимости руд. По своим геологическим и петрохимическим характеристикам рудовмещающие диоритовые порфириты вместе с кварцевыми диоритами и спессартитами сопоставимы с породами Поросозерского массива на юго-востоке зоны Колмозеро-Воронья, что может говорить о потенциальной золотоносности и этого крупного массива (Гавриленко и др., 2002). С определенной осторожностью рудопроявление Няльм-1 можно сопоставлять с золоторудными месторождениями на докембрийских щитах, в том числе и в Карелии, связанными с формацией архейских высокомагнезиальных гранитоидов - санукитоидов (Чекулаев и др., 2002). Их появление является признаком геодинамической обстановки, сходной с современными островодужными условиями с вытекающими отсюда металлогеническими следствиями, в первую очередь, потенциальной золотоносностью.

Mo-Cu месторождение Пеллапахк расположено в северо-западной части архейской зоны Колмозеро-Воронья, в зоне сочленения двух крупных разломов – северо-западного и юго-восточного, совпадающего с директивным простиранием всей структуры и трассирующегося на значительном протяжении пластиной метамагматитов хребта Оленьего. К этому же разлому тяготеют и все известные проявления Au. Вмещающими оруденение породами являются гранит-порфиры, возраст которых составляет 2828±8 млн. лет (Кудряшов и др., 1999). Протяженность тела гранит-порфиров свыше 3 км при видимой мощности 500 м. На глубину оруденение прослежено до 300 м. Гранит-порфиры интрудируют сланцы и гнейсы червуртской свиты, которые секутся микроклиновыми гранитами. Контакты со сланцами тектонизированы. Гранит-порфиры вместе с другими породами супракрустального комплекса были регионально метаморфизованы в условиях средних ступеней амфиболитовой фации (Т=510-580°, Р=3-3.5 кбар).

Рудные тела слагают линейные штокверки мощностью до 100 м, круто падающие на северо-восток. Наиболее богатое оруденение приурочено к рудным столбам (Gavrilenko et al., 1999). Сами руды представляют собой полосчатые метасоматиты фации кислотного выщелачивания или в метаморфическом эквиваленте - кианит-(андалузит)-мусковит-кварцевые сланцы и мусковитовые кварциты с сульфидной минерализацией. Содержание сульфидов 5-10 об. %, из них до 95 % приходится на долю пирита. В соотношении 1:10 присутствует халькопирит. В подчиненном количестве постоянно встречаются галенит, молибденит, сфалерит, борнит, тетраэдрит, фрейбергит (Болотов и др., 1972; Калинин, 1991; Gavrilenko et al., 1999). Рудная минерализация вкрапленного типа, преимущественно развивается вдоль кристаллизационной сланцеватости, но в наиболее богатых сульфидами участках отмечаются гнездовидные скопления сульфидов. Молибденит наиболее часто встречается в кварцитолитах. Отдельные концентрации Au достигают 10 г/т. Изотопный состав Pb из галенита, сфалерита и пирита говорит в пользу нижнекорово-мантийного источника. Модельный возраст источника Pb оценивается в 2800 млн. лет и хорошо корреспондируется как с U-Pb изохронным возрастом по циркону гранит-порфиров (2828 млн. лет), так и с термоионными датировками по цирконам в рудных метасоматитах (2870 млн. лет). Полученный таким же методом модельный возраст циркона из сланцев червуртской свиты составил 2800 млн. лет. Сближенность всех приведенных цифр возраста свидетельствует, во-первых, о незначительном перерыве между отложением сланцев и внедрением интрузии гранит-порфиров и, во-вторых, о дометаморфическом источнике Pb рудной минерализации Пеллапахка. Близкие возрастные данные получены и для золото-арсенопиритовой минерализации рудопроявления Оленинское к востоку от г. Пеллапахк. По двухстадийной модели Стейси-Крамерса (1975), изохронный возраст Pb из обеих сближенных в пространстве рудных зон составил 2780 млн. лет (Пушкарев, 1990). Эти результаты хорошо корреспондируются с данными по изотопному составу свинцов для архейских золоторудных месторождений Канады, Финляндии, Карелии (Cannon et al., 1971; Zartman, Doe, 1981; Vaasjoki et al., 1993; Лазарев, 2001).

Месторождение Пеллапахк может быть отнесено к медно-порфировой формации. Аналогичные объекты известны в докембрии как на Балтийском щите (Kennedi, 1984; Иващенко, Лавров, 1994), так и на других щитах (Ayres,Cerny, 1982; Barley, 1982; Valliant et al., 1983; Haapala, Nurmi, 1984; Есипчук, Монахов, 1992; Witt, 1999). Месторождение характеризуется значительными запасами не только Cu и Mo, но также Au и Ag – соответственно 24 и 631 тонна. Содержание этих металлов в сульфидном концентрате составляет 0.5-2.5 и 50-200 г/т. Важно отметить, что медно-порфировые месторождения кроме попутных Au и Ag являются одним из источников Pt и Pd (Додин и др., 1998; Коробейников и др., 2002). В концентратах медно-порфировых месторождений (сульфидном и флотационном) содержание Pt и Pd может достигать в сумме 1 г/т (Сотников и др., 2001). Это следует учесть при комплексной переработке руд месторождения Пеллапахк, где в рудных кварцитах концентрации, например, Pd составляют обычно 0.02-0.03 г/т, а в пиритовом концентрате – 0.12 г/т. Из молибденитового концентрата возможно извлечение Re. В настоящее время к работам на объекте приступает российско-английская фирма “Nord Plat”.

Варзугско-Стрельнинская зона

На территории Терского геоблока (террейна), вдоль южной границы с зоной Имандра-Варзуга, выделяется зона складчато-глыбового строения, в самой северной части которой от Прихибинья до волока рек Б.Варзуга и Стрельна расположена относительно протяженная Южно-Варзугская зона смятия. Она сложена метаморфизоваными в амфиболитовой фации метаосадочными и в меньшей степени метавулканогенными породами кислогубской свиты, относимой к нерасчлененному комплексу верхнего архея (Геологическая карта…, 1996). По геологическим и геохимических признакам А.А.Иванов (2002) выделяет на сочленении Центрально-Кольского и Беломорского геоблоков Терско-Норвежскую раннедокембрийскую протоостроводужную зону. Он считает, что ее формирование могло происходить аналогично тому, как происходили события в зоне сочленения Мурманского, Кейвского и Центрально-Кольского геоблоков в интервале 2.8-2.5 млрд. лет (Ранний докембрий…, 1996; Никитин, Гавриленко, 2001). Таким образом, выделяемая нами Варзугско-Стрельнинская золоторудная зона могла быть сформирована в межплитной шовной зоне, прошедшей те же стадии развития, что и зона Колмозеро-Воронья, и отвечать геодинамической обстановке континентальной окраины (?). В пределах этой зоны выявлена серия золоторудных проявлений (рис. 1).

Рудопроявление Ворговый расположено в междуречье р. Варзуга и ручья Ворговый. В геолого-структурном плане оно находится на границе Терского геоблока и структурно-формационной зоны Имандра-Варзуга, в зоне смятия, сопровождающей Южно-Варзугскую субширотную систему взбросо-надвигов. Узловой характер района подчеркивается пересечением зоны смятия с протяженным Колмозеро-Стрельнинским разломом северо-западного простирания. На площади рудного участка распространены пикробазальты полисарской свиты нижнепротерозойского имандра-варзугского комплекса и углеродистые метаосадки кислогубской свиты верхнеархейского возраста. Все породы регионально метаморфизованы в условиях от биотит-хлоритовой субфации зеленосланцевой фации до эпидот-амфиболитовой фации. По первичному составу углеродистые метаосадки отвечают пелитам, грауваккам и туффитам, которые могут быть отнесены к базальтовой туффит-карбонат-алевропелит-кремнистой формации. В процессе метаморфизма они превращены в хлорит-биотит-мусковитовые филлитоподобные сланцы. Содержание C_орг достигает 2-3 %. Зона смятия состоит из одинаково ориентированных симметричных складок приразломного типа с размахом крыльев от первых см до сотен м. По малым формам складок отчетливо устанавливается их опрокинутый характер вдоль зоны главного шва взбросо-надвига, где развиваются зеркала скольжения, брекчирование и милонитизация пород. Метавулканиты полисарской свиты залегают в северном, менее дислоцированном крыле шва. Они испытали незначительный диафторез; в них отмечаются редкие кварцевые и карбонат-кварцевые жилы с халькопиритовой минерализацией, содержащие до 0.1 г/т Au.

Зона смятия прослежена на 2.0 км в юго-восточном направлении и выполнена тремя пластичными пачками переслаивающихся филлитов, которые вмещают штокверкоподобную зону жильно-прожилковой сульфидно-кварцевой минерализации. Видимая мощность рудной зоны 150 м при протяженности 1500 м в субширотном направлении. Зона имеет юго-западное падение (200°) под углом 60°. Метасоматическое преобразование сланцев происходило в условиях кислотного выщелачивания с формированием в центральной части минерализованной зоны существенно серицит-кварцевого парагенезиса. Окварцевание филлитов выражается в формировании полосчатых графитовых кварцитов, насыщенность которых новообразованным кварцем достигает 30 %. Мощность кварцевых прожилков и линз от 1.0 до 3.0 см, а кварцевых жил – от 5 см до 2 м. Кварц поздних генераций (скрытокристаллический и сахаровидный) развивается в зальбандах прожилков и жил, либо образует самостоятельные прожилки. С ним параллельно развивается карбонат, появляются сульфиды Zn, Pb, Cu, As и самородное золото. Содержание сульфидов от 1-3 до 5-7 об. %. Текстура руд гнездовидная, гнездовидно-вкрапленная. Ранние сульфидные фазы представлены пирротином, халькопиритом и пентландитом. Продуктивная сульфидная ассоциация включает арсенопирит, пирит, сфалерит, галенит и самородное золото. Размерность золотин от 0.001 до 1 мм, в среднем – 0.1-0.25 мм. Золото губчатое, ноздреватое, комковидное, нередко уплощенной формы. Пробность – 890-940 ‰.

На рудопроявлении установлена поперечная геохимическая зональность: в надрудном ореоле преобладают Ag и Pb; в рудном – Ag, Pb, Au; в подрудном – Cu, Co, Mo. Тип зональности отвечает геохимической подвижности перечисленных элементов. Форма геохимических ореолов наследует конфигурацию изоклинальных складок, в которые смяты вмещающие туфогенно-осадочные породы. Модельный возраст Pb, определенный по ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb из цирконов в рудной зоне, составил 2500 млн. лет, что, наиболее вероятно, отвечает возрасту исходных пород. Возраст оруденения может быть и моложе, поскольку окварцевание отмечается и в метавулканитах полисарской свиты зоны Имандра-Варзуга, относимых к комплексу карелид (2200-2300 млн. лет). Но этот вывод требует дополнительного изучения. Содержание Au в рудной зоне 1-2 г/т. Прогнозные запасы оцениваются в 28 тонн (Афанасьев и др., 1997). По ряду признаков рудопроявление может быть сопоставимо с проявлениями Au типа Сухого Лога (Гавриленко, 1987). К западу, в пределах той же зоны смятия, выявлено еще несколько рудопроявлений Au в углеродистых сланцах – Фомкин ручей, Горелый бор. Отсюда общие перспективы потенциально золотоносной зоны могут быть значительными, тем более что все рудопроявления изучены весьма слабо. Так, автором, проводившим исследования на рудопроявлении Фомкин ручей, в углеродистых сланцах с пирит-пирротиновой минерализацией на основании 300 анализов Au в керне скважин выявлены многочисленные концентрации металла 1 г/т. Кроме того, в этом же районе известно несколько крупных кварцевых жил с минерализацией, сходной с таковой на рудопроявлении Майское на границе с Северной Карелией. В них обнаружены самородное золото, гессит, теллуровисмутит (Клюнин и др., 1978; Гавриленко, Реженова, 1987).

Благороднометалльное оруденение протерозойского возраста

С протерозойскими вулканогенно-осадочными и интрузивными комплексами связано как золотое, так и платинометалльное оруденение на Кольском п-ове и в Северной Карелии. Наиболее экономически важными являются месторождения малосульфидной платинометалльной формации, приуроченные к массиву Федорово-Панских тундр, которые активно разведуются ЗАО “Пана”. По мнению В.В.Чащина (1999), расслоенные интрузии сумийского этапа раннего протерозоя образуют две возрастные группы массивов, концентрирующиеся в виде двух поясов вдоль Печенга-Имандра-Варзугской рифтогенной структуры. Более древние (около 2.5 млрд. лет) расположены в северо-восточном поясе, более молодые (2.44 млн. лет) – в юго-западном. Интрузии обоих поясов образуют единые расслоенные серии. Юго-западная серия сопоставима с полным разрезом Бушвельдского комплекса, а северо-восточная – с его Базальной и Главной зонами. Для расслоенных интрузий характерна повышенная платиноносность, связанная как с оксидным, так и сульфидным Cu-Ni оруденением. Хромовое оруденение в основном приурочено к интрузиям Имандровского плутона. Помимо известных проявлений PGE, определенный металлогенический интерес могут представить и мелкие массивы – Улитаозерский, р.Анис и др.

Рудопроявление Au Панареченское находится в центральной части Имандра-Варзугской рифтогенной структуры (рис. 1). Рудопроявление выполнено наиболее молодыми образованиями имандра-варзугского карельского комплекса – вулканитами кислого состава панареченской и самингской свит. Вышеназванные породы формируют вулкано-тектоническую центриклинальную структуру, разделенную диагональным разломом на две неравные части, представляющие собой остатки единой палеокальдеры (Скуфьин, Пушкин, 1986). Панареченская вулкано-тектоническая структура срезана с юго-запада Томингским разломом, а с других сторон ограничена кольцевым разломом, по которому внедрились интрузии диорит-гранодиоритового состава (гранит-монцонитовый комплекс). Мощность палеокальдеры не менее 500 м. Слагающие ее породы регионально метаморфизованы в условиях зеленосланцевой фации. По мнению автора (Гавриленко, 1985; Скуфьин, Гавриленко, 1986), в дометаморфический период эффузивные и туфогенные образования дацит-риолитового состава испытали кислотное выщелачивание, превратившее их в метасоматиты, соответствующие серицитовой фации вторичных кварцитов. Площадь рудопроявления составляет не менее 100 км², на глубину оно изучено более, чем на 150 м. Морфологически рудопроявление близко к штокверку, в котором встречаются небольшие по мощности (0.1-0.3 м) кварцевые жилы. Оруденелые породы представляют собой кварц-серицитовые сланцы в сочетании с углеродистыми прослоями. Содержание сульфидов в рудных метасоматитах составляет 1-4 об. %. Они представлены преимущественно пиритом. Присутствуют также пирротин, халькопирит, молибденит, галенит, сфалерит. Минерализация вкрапленная, реже - гнездовидно-вкрапленная. Видимых выделений самородного золота не встречено. Содержание металла 0.1-3 г/т, редко больше. Концентрации Ag составляют в среднем 20 г/т, Sb – 150 г/т, As – 0.4 %. Наибольший инетерес в отношении золотоносности представляют площади, примыкающие к радиальным разломам западной части палеокальдеры. Здесь зафиксировано высокое фоновое содержание Au, Ag, Mo. Запасы Au составляют 5-10 тонн, но по аналогии с месторождениями сходного типа фанерозойского возраста (Константинов, 1984), они могут быть оценены в 30-50 тонн.

Рудопроявление Au Майское расположено на границе Мурманской области и Республики Карелия. Оно находится в пределах субмеридиональной ветви Пана-Куолаярвинской протерозойской структуры, ограниченной с востока архейскими гнейсами Беломорского блока (рис. 1). Породы западного крыла структуры обнажаются на территории Финляндии. Морфологически рудопроявление Майское представлено двумя субпараллельными кварцевожильными зонами северо-восточного простирания (Гавриленко, Реженова, 1987; Гавриленко, Калинин, 1997; Gavrilenko et al., 1999). Их протяженность свыше 2.5 км, мощность - 4-6 м; на глубину они прослежены до 300 м. Вмещающие оруденение породы представлены андезибазальтами хосиярвинской свиты и силлами габбро и пироксенитов. Породы испытали прогрессивный региональный метаморфизм в условиях биотит-хлоритовой субфации зеленосланцевой фации (Т=400-500°, Р= 2-3 кбар). Разрывная тектоника участка характеризуется сочетанием северо-восточных, субмеридиональных и субширотных нарушений разной интенсивности. К наиболее ранним разломам северо-восточного направления приурочены интрузии габбро, диабазов, пироксенитов, габбро-пироксенитов. Позднее вдоль них же формируются мощные зоны преджильных метасоматитов и сами жильные тела.

Кварцево-жильные зоны представляют собой разлинзованные стволовые жилы, иногда зоны жильно-метасоматического окварцевания в сочетании с субпараллельными маломощными кварцевыми линзами и жилами. Рудные тела с продуктивной минерализацией имеют изометрическую форму в продольной плоскости, с соотношением протяженности по простиранию к протяженности по падению 1:1. Морфология рудных тел осложняется на пересечении их субширотными и субмеридиональными нарушениями мелких порядков. Для локализации рудных тел в жилах благоприятны подсилловые уровни.

Метасоматические изменения вмещающих пород происходили в условиях кислотного выщелачивания. Они представлены хлоритизацией, окварцеванием, альбитизацией, карбонатизацией, тремолитизацией и отвечают фации пропилитов. Основной жильный минерал - кварц - представлен двумя генерациями. Кварц-I практически негранулирован. Кварц-II (продуктивной, более низкотемпературной генерации) - гранулированный, до сахаровидного, зональный, содержит минерализацию с золотом. Водонасыщенность жильного кварца близка таковой среднетемпературных гидротермальных жил. В пределах рудных столбов в кварце увеличивается количество метана и появляются тяжелые углеводороды (Икорский и др., 1978). Рудопроявление Майское относится к малосульфидному золото-кварцевому типу. Содержание рудных минералов 0.5 об. %. Выделено несколько ассоциаций минералов, отвечающих смене температурных условий от 350 до 50° С при росте Eh рудообразующей системы (табл. 3). Наибольший интерес представляет присутствие селенидов Pb и Cu, впервые обнаруженных в Карело-Кольском регионе (Гавриленко, Реженова, 1987).

Таблица 3

Самородное золото чаще всего встречается в срастании с галенитом и халькопиритом. Мелкие зерна кристалломорфны. В свободном виде оно имеет комковидную, реже дендритовидную форму. Преобладают золотины от 0.1 до 0.5 мм. Пробность золота составляет в среднем 920 ‰. K-Ar датировки по биотиту из экзоконтакта жил попадают в интервал 1.6-1.8 млрд. лет, а Rb-Sr-изохронный возраст слюд составил 1610 млн. лет (Вольфсон и др., 2000). На рудопроявлении зафиксирован ряд поперечной геохимической зональности: надрудный ореол эродирован; в рудном ореоле - Au + Pb; в подрудном ореоле - Ag + Mo + Co + Sn + Cu + Zn. Появление Zn в конце подрудного ореола свидетельствует, по-видимому, о начале нового надрудного ореола, что подтверждается многоэтажным строением жильных зон. При среднем содержании Au в руде 9.5 г/т его запасы оцениваются в 2.5-5 тонн.

Рудопроявления PGE Ковдозерское и Глубокий раположены на юго-западе Мурманской области, в пределах Беломорской подвижной зоны. На этой территории и в сопредельной Северной Карелии присутствуют еще несколько мелких проявлений ковдозерской группы (Тридцатка, Ругозеро, Травяная губа), относимых к лерцолит-габброноритовому платинометалльному комплексу (Степанов, 1981; Митрофанов и др., 1994; Ефимов, 1999; Додин и др., 2000; Ефимов и др., 2003). Наиболее перспективны и изучены массивы Ковдозерский и Глубокий. Возраст пород Ковдозерского массива составляет 2.44 млрд. лет (Ефимов, Каулина, 1997). Ковдозерский массив имеет площадь выхода 70 км², а Глубокий – около 4 км². В обоих массивах выделяются две структурно-петрографические серии: центральная дифференцированная серия и краевая зона. Первая представляет собой ряд пород, в котором преобладают оливинсодержащие разновидности габброидов и плагиопироксенитов. Вторая имеет существенно пироксенитовый состав. Краевая зона наиболее изучена в массиве Глубокий, который представляет собой пластообразное тело длиной 5.5 км, видимой мощностью до 450 м, падающее под углом 20-60° на север-северо-восток. Комплекс пород краевой зоны фиксируется в лежачем и висячем боках интрузива. В лежачем боку видимая мощность краевой зоны колеблется от 1-3 до 10-15 м; в висячем боку она может достигать 20-30 м. Сходную мощность имеет краевая зона и в Ковдозерском массиве.

Сульфидное Cu-Ni и Pt-Pd оруденение охарактеризовано в работах (Barkov et al., 1997; Ефимов, 1999; Ефимов и др., в печати). Оно концентрируется исключительно в породах краевой зоны, крайне редко распространяясь внутрь массивов. В краевой зоне Ковдозерского массива известны две зоны сульфидного оруденения – в блоке Габриш (северо-восточная часть массива) и блоке Якушиха (восточная часть массива). Протяженность сульфидной зоны только в блоке Якушиха составляет 3.5-4.0 км. Суммарная длина сульфидных зон массива Глубокий - около 8 км. Мощность зон от 1-2 до 30 м. Сульфиды концентрируются в виде шлиров. Мощность шлиров варьируют от нескольких см до 1-2 м. Рудная минерализация в шлирах представлена мелкой вкрапленностью и гнездовидными выделениями (до 2-3 см) сульфидов. Содержание их варьирует от 1 до 15 об. %. Оруденение имеет халькопирит-пентландит-пирротиновый состав. МПГ представлены висмуто-теллуридами ряда мончеит-меренскиит размером 10-20 мкм. В ассоциации с сульфидами отмечаются вторичные силикаты: биотит, амфибол, тальк, гранат, кварц и скаполит. Содержание PGE+Au колеблется в интервале 0.5-1.5 г/т при максимальных концентрациях Pt -0.42 г/т, Pd - 5.84 г/т. В сульфидном концентрате установлено 0.71 г/т Pt, 21.51 г/т Pd, 2.20 г/т Rh, 0.91 г/т Au.

Выделение основной массы сульфидов на этапе позднемагматического формирования пород могло явиться одной из причин повышенного содержания в них Pt, Pd, Rh, Аu. Они накапливались в позднемагматической флюидной фазе, обеспечив предварительное обогащение ими растворов, из которых кристаллизовались сульфиды, что равноценно увеличению значения R- фактора. Оруденение массивов Ковдозерский и Глубокий может быть отнесено к маргинальному типу (краевых зон), содержащемуся во многих расслоенных базит-ультрабазитовых комплексах мира с платинометалльной минерализацией (Бушвельд, Стиллуотер, Маскокс и др.), в том числе и Балтийского щита (Койлисмаа, Мончеплутон).

Анализируя изложенный материал, можно сделать вывод, что наиболее значимые месторождения и проявления PGE на Кольском п-ове и в Северной Карелии тяготеют к проторифтогенным структурам и зонам протоактивизации нижнепротерозойского возраста (табл. 4), что отмечается и другими исследователями (Додин и др., 2000; Турченко, 2003).

Таблица 4

Характеристика наиболее перспективных месторождений и проявлений благородных металлов

в северо-восточной части Балтийского щита

Согласно мнению Ф.П.Митрофанова (Митрофанов и др., 1994; Митрофанов, 2003), возможен единый мантийный источник для платиноносных расслоенных интрузий Кольского региона, Карелии и Финляндии, обусловленный долгоживущей эволюционирующей рудогенной системой (мантийным суперплюмом), что позволило Д.А.Додину с совторами (2000) выделить гипотетический Балтийский плутон и сравнить его с Бушвельдским плутоном в Южной Африке.

Золотое оруденение развито в связи с вещественными комплексами различных геодинамических режимов их развития, что обусловлено способностью Au накапливаться как в щелочной, так и в ацидофильной обстановках и транспортироваться в различных формах (хлоридной, гидросульфидной и др.). Для геодинамических обстановок, характеризующихся образованием фемических комплексов пород, свойственны золотосодержащие и платинометалльные (с Au) рудные формации и месторождения, а для тех, которые представлены существенно салическими комплексами – собственно золоторудные. Там, где совмещены вещественные комплексы, сформировавшиеся в различных геодинамических обстановках (зоны активной континентальной окраины), золотое оруденение является полигенным и полихронным (Metallogeny of…, 1994). По-видимому, к этому типу относятся проявления Au в Варзугско-Стрельнинской зоне. Золотое оруденение в архейско-протерозойских структурах Кольского региона реализуется в условиях от зеленосланцевой до амфиболитовой фации метаморфизма. По мнению ряда исследователей (Groves, Barley, 1994; Herrington et al., 1997; Абрамович, 1998), практически все крупные месторождения Au в той или иной мере связаны с субдукционными процессами, хотя некоторые считают возможным их формирование и на стадии континентальной коллизии (Митчелл, Гарсон, 1984; Sawkins, 1990). На примере Кольского региона можно видеть, что формирование золотого оруденения возможно на протоокеанической, протоостроводужной и коллизионной стадиях.