Изотопная геохимия и геохронология золоторудной минерализации в архейских и палеопротерозойских комплексах Карелии

Глава I. Опыт изучения мезотермальных орогенных месторождений золота.

Ведущим промышленным типом коренного золота в Мире, вторым по продуктивности после Витватерсранда, являются орогенные мезотермальные месторождения. Под термином <месторождения орогенного мезотермального типа>, предложенного Д.И Гроувсом с соавторами (Groves et al., 1998), понимается широкая группа месторождений и рудопроявлений золота, основные черты которых сведены в таблице 1. Наличие в этом типе крупных и уникальных месторождений, которые разрабатывались ранее и эксплуатируются сейчас, вызывает к нему не только практический, но и пристальный научный интерес. За последние годы накоплено большое количество данных об условиях и времени формирования золоторудных тел, особенностях их рудоконтролирующих структур и рудно-вещественном составе месторождений, однако единой признанной модели формирования золоторудной минерализации пока нет. Для месторождений мезотермального орогенного типа предлагалось множество гипотез образования: магматогенно-гидротермальная, метаморфогенно-гидротермальная, осадочно-гидротермальная, метеорная (Кerrich et al., 2000; Groves et al., 1998, 2003). В последнее время наиболее широкое развитие получила гипотеза о метаморфогенном генезисе золоторудной минерализации, согласно которой в процессе метаморфизма из пород амфиболитовой фации золото выносится флюидами по тектоническим сдвиговым зонам и отлагается среди вышезалегающих пород зеленосланцевой фации.

1.1. Золоторудная минерализация орогенного мезотермального типа в докембрийских комплексах Карелии: основные характеристики, проблемы изученности, генетические модели

Формирование орогенных мезотермальных месторождений происходило на всем протяжений геологической эволюции Земли, однако максимальная распространенность золоторудной минерализации этого типа приходится на раннедокембрийские гранит-зеленокаменные провинции Мира. Так, в пределах раннедокембрийских кратонов Канады и Австралии локализованы не только крупные, но и уникальные месторождения этого типа: Голден Майл, Калгурли, Поркьюпайн, Доум, Кампбелл-Рэд Лэйк, Валь`д Ор и т.д.

Таблица 1. Основные характеристики месторождений золота мезотермального орогенного типа.
Время формирования	От архея до фанерозоя
Рудовмещающие породы	Метаморфизованные (от зеленосланцевой до гранулитовой фации) вулкано-плутонические комплексы, осадочные породы
Рудоконтролирующие структуры	Региональные тектонические нарушения, сдвиговые зоны
Иные названия данного типа месторождений в мировой литературе	Мesothermal gold, metamorphic gold, gold-only, lode gold, shear-zone hosted, structurally-controlled deposits, greenstone-hosted, turbidite-hosted deposits
Морфология и тип рудных тел	Жильные тела разнообразной морфологии, жильные зоны, пластообразные тела и залежи
Гидротермальные изменения околорудных пород	Карбонатизация, сульфидизация, серицитизация, щелочной метасоматоз
Жильные минералы и минералы зоны околорудных метасоматитов	Кварц, кальцит, доломит, анкерит, полевые шпаты, актинолит, серицит, фуксит, турмалины, хлорит, эпидот; амфибол, диопсид, гранат - для амфиболовой и гранулитовой стадии метаморфизма
Пробность Au	750-990
Au:Ag	10:1, 5:1, редко 1:1
Типичные рудные минералы-спутники	Пирит, пирротин, магнетит, халькопирит, галенит, сфалерит, молибденит, арсенопирит, шеелит
Т-P условия рудного процесса	В среднем 350-250оС при давлении 1-3 кбар; для наиболее малоглубинных месторождений -150оС и 0.5 кбар; для наиболее глубинных - более чем 5 кбар и 700оС.
Формы переноса золота	Бигидросульфидный комплекс Au(HS)-2 и моногидросульфидный комплекс Au(HS)
Примеры месторождений	Колар (Индия), Голден Майл, Калгурли (Австралия), Поркьюпайн, Доум, Кампбелл-Рэд Лэйк, Валь`д Ор, Сигма (Канада), Мурунтау (Узбекистан), Березовское, Сухой лог, Олимпиада (Россия) и др.
Использованные при составлении таблицы источники	Groves et al., 1998, Kerrich et al., 2000, McCuaig T.C. and Kerrich R., 1998, Nesbitt, 1991, Goldfarb et al., 1991, 1998; Barley et al., 1989; Hodgson and Hamilton, 1989; Kerrich and Wyman, 1990, Bennett and Barker, 1992, Mikucki, 1998; Benning and Seward, 1996; Sillitoe and Thompson, 1998

Карельский блок - типичная гранит-зеленокаменная область (ГЗО), вещественно-структурные комплексы и историю развития которой традиционно сравнивают с канадской провинцией Сьюпириор и ее субпровинциями Абитиби, Учи-Сачиго. Однако, если оценить промышленное значение и рудный потенциал провинции Сьюпириор и Карельской ГЗО, то на сегодня сравнение окажется не в пользу последней. На Балтийском щите в последние годы были открыты и введены в эксплуатацию всего два крупных объекта орогенного мезотермального типа на территории Финляндии: месторождения Пампало (Карельский AR блок) и Суурикуосикко (Свекофенский PR блок). Тем не менее, минерализация орогенного типа довольно широко представлена в южной части Балтийского щита и выявить ее общие черты можно, основываясь на данных финских исследователей (http://www.gsf.fi/explor/). Минерализация этого типа и в Карельском, и в Свекофенском блоках имеет близкую геолого-структурную позицию. Она приурочена к тектоническим зонам, секущим вулканогенно-осадочные толщи, и часто пространственно ассоциирует с небольшими поздне- и посттектоническими интрузиями гранитоидов и дайками среднего и кислого состава. Возрастная позиция и генезис мезотермального золотого оруденения и его генетическая взаимосвязь с гранитоидами являются предметом дискуссий и для Карельской, и для Свекофенской областей.

Все наиболее значимые рудопроявления и мелкие месторождения Карелии рассматриваются в рамках трех генетических типов, включая: 1-стратиформные или массивные сульфидные (колчеданные) залежи в ассоциации со средним - кислым вулканизмом, 2-рассеянная сульфидная минерализация в вулканогенно-осадочных и терригенно-осадочных толщах и 3-синплутоническая минерализация порфирового или скарнового типов, связанная с заключительными стадиями эволюции позднетектонических гранитоидов (Минерально-сырьевая база , 2005). Лишь в последние годы, на основании новых фактических данных и результатов изотопно-геохронологических исследований на территории Карелии началось выделение месторождений орогенного мезотермального типа. Так, в работах В.И. Иващенко (Иващенко, 2006; Иващенко, Сундблад, 2007; и др.) такие известные рудопроявления и месторождения архейского Карельского блока, как Майское, Рыбозеро, Педролампи, Хатуной, Пякюля были отнесены к орогенному мезотермальному типу. В других работах (Волков и др., 2007) золоторудная минерализация перечисленных месторождений продолжает рассматриваться как синплутоническая. Следует подчеркнуть, что обозначенная проблема выделения из типа <орогенных> месторождений, генезис которых связан со становлением гранитоидных тел (intrusion-related), существует не только для Карелии - она широко обсуждается и в мировой литературе (Kerrich et al., 2000; Groves et al., 2003; 2005). Решение проблем генезиса руды в большинстве случаев неразрывно связано с точным определением возраста рудного процесса. Для Карельской ГЗО в последние годы получено большое количество изотопно-геохронологических данных о времени формирования основных комплексов пород, слагающих область, а также данных по тектоно-термальной эволюции Карельского кратона. Однако, прямые геохронологические исследования золоторудных объектов в архейских зеленокаменных поясах Карельского кратона на сегодня немногочисленны. Детальные исследования возрастной позиции мезотермального золотого оруденения были до сих пор проведены только на финской территории и было показано, что наряду с архейскими возрастами, фиксируются и палеопроерозойские возрасты гидротермальных образований. Изотопные возрасты около 1.7 млрд. лет, полученные Pb-Pb методом по самородному золоту и галениту (Vaasjoki et al., 1993) и K-Ar и Rb-Sr методами по слюдам (O'Brien et al., 1993), интерпретируются как результат свекофенской ремобилизации архейского оруденения.

Для российской части Карельского кратона главным критерием возрастной оценки золоторудной минерализации на сегодня остаются структурные данные, на основании которых мезотермальная минерализация разных зеленокаменных поясов относится одними исследователями к архею (Кожевников и др., 1998), другими - к палеопротерозою (Кулешевич, 1992; Кулешевич, Слюсарев, 1997).

В основу диссертации были положены Rb-Sr изотопно-геохронологические данные, полученные при определении возраста синрудных метасоматитов в архейских и палеопротерозойских комплексах Карелии. Использование метода Rb-Sr изотопного датирования для определения времени рудных гидротермально-метасоматических процессов на мезотермальных месторождениях не является принципиально новым. Так, возможность успешного решения этих вопросов с помощью данного метода была продемонстрирована в работах Ю.А. Костицына для месторождения-гиганта Мурунтау (Костицын, 1993; 1996); Г.В. Моралева для месторождения Школьное (Moralev, Shatagin, 1999), А.В. Чугаева для месторождения Сухой Лог (Чугаев, 2007). Однако для месторождений и рудопроявлений Карелии возможность такого подхода ранее не рассматривалась, в связи с представлениями о недостаточной устойчивости Rb-Sr изотопной системы к наложенным процессам, которые могли неоднократно проявиться в регионе за более чем трехмиллиардную историю его развития.

1.2. Rb-Sr изотопный метод датирования гидротермальных месторождений: возможности и ограничения, критерии надежности

Rb-Sr изотопная система метасоматитов и руд любого гидротермального месторождения формируется в результате взаимодействия флюида с вмещающими породами. В этом взаимодействии должно выравниваться различие по величине ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отношения, существующее в начальный момент времени между флюидом и породой, а также происходить перераспределение Rb и Sr. Важной характеристикой процесса является то, что он происходит при сравнительно низких температурах, при которых диффузия Rb и Sr в кристаллической решетке идет чрезвычайно медленно и новое изотопно-геохимическое равновесие может достигаться только в результате химических реакций между флюидом и породой. С минералогической точки зрения процесс взаимодействия между флюидом и породой выражается в образовании нового парагенезиса минералов, замещающего предшествующий (например, магматический или диагенетический) парагенезис. Со структурно-геологической точки зрения этот процесс закономерно локализуется в объеме, в котором проявлены хрупкие и пластичные деформации, формирующие интерфейс взаимодействия жидкой и твердой фазы.

Минералого-петрографический аспект

По отношению к процессам рудоотложения метасоматиты делят на дорудные (пропилиты, скарны), предрудные (березиты, листвениты, гумбеиты, грейзены и проч.) и синрудные (мономинеральные не зональные) (Метасоматизм.., 1998). Поскольку на изученных в рамках диссертационной работы месторождениях и рудопроявлениях Карелии в основном развиты метасоматиты березитовой фации, ограничим круг рассматриваемых метасоматитов именно этим типом.

Как известно, березиты образуются в результате низко-среднетемпературного кислотного метасоматоза по кислым и средним магматическим породам, терригенным породам и продуктам их метаморфизма. Березитизация представляет собой одно из самых распространенных метасоматических преобразований и известна в связи с месторождениями Au, Ag, U, Mo, полиметаллов. К числу главных минералов, слагающих березиты, относятся кварц, мусковит (серицит, фенгит, иллит, реже - парагонит), карбонаты (в зависимости от исходных вмещающих - доломит-анкерит, кальцит, магнезит-сидерит), хлорит (с широкими вариациями состава), пирит (Метасоматизм , 1998; Петрография.., 2001). Слагающий березиты минеральный парагенезис включает в себя фазы с различными Rb/Sr отношениями (например, серицит с высоким и карбонат с низким значением Rb/Sr), что делает их весьма привлекательным объектом для датирования с помощью Rb-Sr изохронного метода.

Установив время формирования березитов, мы можем уверенно говорить, что это время соответствует собственно рудному процессу, поскольку обычно полагается, что оруденение сопряжено с березитами, т.е. возникает несколько позднее них, но генетически связано с эволюцией той же гидротермальной системы. В особенности данное утверждение о временной синхронности метасоматоза и рудоотложения будет справедливо при датировании докембрийских объектов - полученные самые малые погрешности возраста ±10-20 млн. лет будут превышать возможный временной разрыв между формированием рудоносных метасоматитов и собственно рудных тел.

Выбор образцов

Вмещающие породы, околорудные метасоматиты и рудные жилы/тела являются основными составляющими частями любого гидротермального месторождения. Очевидно, что для датирования золоторудного процесса нужно брать пробы метасоматитов и рудных жил. Вопрос о подходе к датированию (использовать ли минеральные, мономинеральные изохроны или образцы метасоматитов и рудных жил) в каждом конкретном случае решается индивидуально. Тем не менее, имеется как минимум три возможных варианта постановки работ по изотопному датированию гидротермально-метасоматических рудных объектов.

1. Использование образцов пород в целом метасоматизированных пород, метасоматитов и рудных жил. Если в ходе петро-геохимических исследований объекта была установлена латеральная метасоматическая зональность, которая не пересекает разные, а развита по одному и тому же комплексу пород (например, одним и тем же гранитоидам массива), можно попытаться использовать для датирования образцы пород, отобранные вкрест простирания какой-либо одной рудной зоны. Образцы, отобранные в непосредственной близости от рудного тела, будут отражать максимальное проявление метасоматического процесса на данном объекте, а использование проб собственно золоторудных жил дает нам уверенность, что мы датируем рудный процесс. Получение изохронной зависимости по образцам вкрест рудной зоны предполагает выравнивание изотопного состава в объеме пород, охарактеризованных образцами, которые были отобраны на значительном расстоянии друг от друга. Теоретически, это вполне возможный вариант, но, вероятно, не часто достижимый на практике - для его реализации требуется очень мощное преобразование вмещающих пород, нивелирующее их исходную изотопно-геохимическую гетерогенность, сформировавшуюся к началу процесса.

2. Использование новообразованных в ходе метасоматоза парагенезисов минералов. Как отмечалось ранее, березитовый парагенезис включает минералы с разными Rb/Sr отношениями. Изучив исходные породы, мы можем уверенно диагностировать новый метасоматический парагенезис минералов. Петрографические исследования в сочетании с локальным изучением химизма позволяют установить, являются ли выбранные минералы <метасоматическими>, или же они реликтовые - магматического или метаморфического происхождения. По злой иронии иногда только результаты изотопных исследований позволяют решить этот вопрос вполне однозначно. Так, получение изохроны с хорошими статистическими параметрами по некому набору минералов из одного образца свидетельствует в пользу их парагенетической связи, что в свою очередь означает, что изохронная зависимость отвечает времени того процесса, который сформировал данную ассоциацию минералов. Трудность в данном случае может заключаться лишь в подборе образцов с необходимым набором минеральных фаз.

3. Использование породообразующих минералов магматической ассоциации, но с преобразованным в ходе березитизации химическим составом. Пожалуй, это самый сложный случай, поскольку поведение Rb-Sr изотопной системы в данном случае наименее очевидно: предсказать заранее, до какой стадии преобразования химического состава породообразующих минералов должен дойти метасоматический процесс, чтобы произошло выравнивание изотопного состава стронция между минералами, довольно сложно. Тем не менее, минералого-петрографический контроль необходим для интерпретации полученных данных, особенно в случае получения хорошей изохронной зависимости - мы должны быть уверены, что новое изотопно-геохимическое равновесие было достигнуто именно в метасоматическом процессе.

При петрографическом изучении вмещающих пород и развитых по ним березитам особое внимание требуется для выделения всех возможных парагенезисов минералов в образце - магматического, метаморфического и метасоматического. В первую очередь, это важно для интерпретации полученных изотопных данных. Так, ошибочное отнесение минералов разного генезиса к одному минеральному парагенезису вряд ли пагубно отразиться на интерпретации результатов - в данном случае набор их точек на изотопной диаграмме вряд ли образует изохронную зависимость с хорошими параметрами. Основная опасность в данном случае - использование мономинеральных изохрон. Плюсы подхода к датированию метасоматических процессов по нескольким фракциям одного минерала вполне очевидны, особенно в случае его использования при датировании синрудных метасоматитов, которые, как известно, мономинеральны по составу и ограничиваются зонами распространения рудного вещества. Более сложным является случай, когда из набора минералов образца выбирается один минерал заведомо метасоматического происхождения. Например, предпринимается попытка выделить из породы с читаемой магматической структурой жил серицита или биотита. По разным фракциям слюды (в березитовом парагенезисе это минералы с наиболее высоким значением отношения Rb/Sr) может быть получена изохрона, однако интерпретация определяемого ею возраста может быть не однозначна, поскольку, как известно, Rb-Sr система слюд является наименее устойчивой к более поздним метаморфическим процессам. Использование только слюдяных минералов в качестве объекта датирования рудного процесса может быть реализовано лишь как дополнительный, но не основной источник геохронологической информации, особенно в случае докембрийских объектов.

Подводя итоги, подчеркнем еще раз, что получение качественной изохроны с хорошими статистическими параметрами само по себе является доказательством того, что датирован некий процесс, который привел к выравниванию изотопного состава между изученными образцами (породами и минералами). Так, разная устойчивость Rb-Sr изотопной системы минералов к наложенным процессам не позволит получить хорошую изохронную зависимость по минералам разного генезиса - магматическим и метаморфическим, магматическим и метасоматическим и т.д. То есть в самой изохронной модели заложен парагенетический контроль датируемых образцов. В случаях, когда изотопное равновесие достигнуто не было, и мы зафиксировали всего лишь движение системы к этому равновесию, любая интерпретации может носить лишь оценочный характер и серьёзные генетические выводы на такого рода результатах не могут быть сделаны. Именно поэтому мы не рассматриваем отдельно вопрос об устойчивости Rb-Sr изотопной системы различных минералов к наложенным процессам по-отдельности, только изохронные зависимости по наборам минералов или проб пород в целом могут служить веским доказательством той или иной гипотезы об истории формирования изучаемого объекта.

Вопросы временных соотношений процессов магматизма, метаморфизма и метасоматоза и влияния этих процессов на Rb-Sr систему рудовмещающих пород, березитов и слагающих их минералов детально рассмотрены в работе.

За получением значения возраста следует интерпретация этого значения. Уже на стадии выбора образцов для датирования мы выбираем именно те пробы, результаты по которым должны соответствовать, на наш взгляд, тому или иному процессу - магматическому, метаморфическому или метасоматическому. Для этого предварительно проводятся детальные петрографические, минералогические и геохимические исследования, на основании которых должно быть надежно обосновано, что изучаемые образцы действительно были сформированы в ходе гидротермально-метасоматических процессов и в последствие не подвергались воздействию иных более поздних процессов.

Критерии надежности датирования

Единственным на сегодняшний день внутренним критерием надежности результатов Rb-Sr изотопного метода является получение изохронных зависимостей хорошего качества. В этой области проведено весьма большое количество работ, включающих и формальное статистическое оценивание. Этот критерий подразумевает необходимость получения изохрон, характеризующихся СКВО не превышающим единицы. Однако, данный критерий не является абсолютным и соответствия ему одному полученных изотопных данных еще недостаточно для признания результата Rb-Sr изотопного датирования надежным.

Вероятно, главным имеющимся внешним критерием надежности датирования в случае Rb-Sr метода является адекватное воспроизведение значений полученных возрастов при использовании других методов изотопного датирования. Всякий изотопный метод, как известно, имеет свои возможности и ограничения, поэтому согласованность в оценках возрастов одного и того же объекта является наиболее убедительным доказательством объективности и правильности полученных результатов. Так, согласованность возрастов, например, полученных Rb-Sr и Sm-Nd методами по метасоматитам, U-Pb по гидротремальным цирконам и Pb-Pb и Re-Os методами по рудным минералам, была бы убедительнейшим доказательством надежности полученной геохронологической информации. В то же время, не стоит забывать о различной устойчивости разных изотопных систем минералов-геохронометров, обусловленных их кристаллохимической спецификой, к магматическим, метаморфическим и метасоматическим процессам. Так, например, если изотопная U-Pb система в магматических цирконах, выделенных из массива гранитоидов, вмещающих месторождение, оказывается ненарушенной, это не может быть однозначным свидетельством того, что на данном объекте не могли быть проявлены другие более поздние и более низкотемпературные процессы. И, напротив, если некоторые зерна магматического циркона дают дискордантные U-Pb возрасты, это вовсе не означает, что другие изотопные системы других минералов также окажутся нарушенными и между ними не установится новое изотопное равновесие.

Другим критерием надежности, в случаях, когда нет возможности изучить несколько изотопных систем метасоматитов или собственно рудных минералов, может служить воспроизведение возрастов, полученных с помощью нескольких Rb-Sr изохрон, для разных образцов, отобранных на одном и том же объекте. Кроме того, воспроизведение данных Rb-Sr датирования на других объектах сходного генезиса в пределах района (региона) или получение закономерной пространственной изменчивости возраста объектов относительно региональных структурно-геологических элементов также является дополнительным свидетельством в пользу надежности полученных результатов. Наконец, косвенным свидетельством может служить корреляция Rb-Sr возрастов с известными датировками событий геологической истории изучаемого района.

Начальный изотопный состав стронция

Обычно в магматической петрологии начальный изотопный состав стронция используется как метка источника вещества, позволяющая различать источники, долгое время различавшиеся по Rb/Sr отношению: кору, мантию, океаническую воду и другие возможные источники. Для гидротермальных объектов такой подход не вполне применим. Использовать напрямую начальный изотопный состав стронция как критерий источника вещества рудных жил или источника рудных элементов нельзя, можно лишь определить источник самого стронция в метасоматитах и рудных жилах.