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

Глава V. Геохронология и металлогения золоторудных проявлений Карелии.

Основные результаты, полученные в ходе исследований золоторудных объектов в архейских и палеопротерозойских комплексах Карелии, сведены в таблице 2.

В Карельском блоке все пять изученных месторождений и рудопроявлений золота по комплексу признаков (Т-Р параметрам рудного процесса, составу флюидных включений, приуроченности рудных тел к сдвиговым зонам, характеру метасоматических преобразований, отсутствию генетической связи с магматизмом и т.д.) относятся к орогенному мезотермальному типу. При этом изотопно-геохронологические исследования показывают, что золоторудная минерализация на этих объектах, расположенных в разных частях Карельского блока, формировалась в близкое время в конце палеопротерозоя около 1.72 млрд. лет назад. Эти возрастные данные, полученные Rb-Sr изохронным методом по образцам пород и минеральным фракциям околорудных метасоматитов, хорошо согласуются с результатами других методов изотопных исследований золоторудных объектов Карельского блока. Так, палеопротерозойские возрасты около 1.72 млрд. лет были получены Sm-Nd изохронным методом по рудным и силикатным минералам метасоматитов золоторудного проявления Таловейс (Власов, Бакшеев, 2007), Re-Os методом по молибденитам месторождения Лобаш (Ларин, 1990). Имеются К-Ar данные по слюдам и Pb-Pb данные по сульфидам и самородному золоту для месторождений Пампало и Ялонваара. Кроме того, возрасты рудно-метасоматических процессов на известном комплексном месторождении Падма, расположенном в Карельском архейском блоке, но в палеопротерозойских комплексах, также весьма надежно определены как 1.72 млрд. лет К-Ar датированием по метасоматическим слюдам (каталог К-Ar изотопных возрастов ИГЕМ РАН) и U-Pb методом по настуранам.

Все эти данные убедительно свидетельствуют, что в конце палеопротерозоя около 1720 (1740-1700) млн. лет назад Карельский блок претерпел эндогенную активизацию с заложением региональных сдвиговых зон, с которыми были сопряжены метасоматическая переработка и золоторудная минерализация. Эти рудоконтролирующие сдвиговые зоны проявлены весьма масштабно и фиксируются в западной, центральной, южной и юго-западной частях Карельского блока. Этот вывод, являющийся главным итогом данной работы, ставит два важных в металлогеническом плане вопроса.

Во-первых, это вопрос о тектонической природе рудогенерирующего эндогенного события 1.7 млрд. лет. Анализ данных по палеопротерозойской истории формирования Балтийского щита показывает, что выделяемый этап активизации Карельского блока на рубеже 1.7 млрд. лет назад синхронен с магматизмом активной окраины Трансскандинавского пояса и с эндогенными процессами заключительных стадий тектонической эволюции палеопротерозойских Свекофенского и Лапландско-Кольского орогенов Балтийского щита.

Наиболее интенсивная магматическая активность с возрастом 1700 млн. лет была проявлена при формировании Трансскандинавского магматического пояса в ходе Готской орогении (Nironen, 1997). Этот крупный пояс, вытянутый вдоль юго-западного фланга Свекофенского блока на территориях юго-западной Швеции и южной Норвегии, сложен гранитоидами и кислыми вулканитами, которые формировались в обстановке активной окраины Андийского типа в интервале времени от 1.81 до 1.65 млрд. лет назад с пиком вулканической и плутонической активности ~ 1.70 млрд. лет (Nironen, 1997). Влияние формирования этой тектонической структуры, по-видимому, было ограничено западной частью Свекофенского блока, в центральных и восточных частях которого гранитоидного магматизма с возрастом 1.7 млрд. лет не установлено.

Иной характер эндогенной активности на рубеже ~1.7 млрд. лет фиксируется в юго-западном и северо-восточном обрамлении Карельского блока. Магматизм этого временного уровня известен на сегодня только в Лапландско-Кольском орогене, где он представлен лампрофирами Южной Печенги (1711 ± 12 млн. лет, Скуфьин и др., 1999) и лампроитами Порьей Губы с возрастом 1720-1710 млн. лет (Скуфьин и др., 1999; Никитина и др., 1999). Несколько более древний (1770 ± 12 млн. лет, Бибикова и др., 1990) субщелочной базальтовый магматизм проявлен и в самом Карельском блоке, где он маркирует поздний этап формирования крупной эпиплатформенной Онежской структуры. Слабо выраженная в комплексах верхней коры эндогенная активность 1.7 млрд. лет ярко проявилась в нижних горизонтах коры Лапландско-Кольского и Свекофенского орогенов, информацию о которой приносят ксенолиты из вендских и палеозойских кимберлитов и лампрофиров. Так, вынесенные вендскими кимберлитами восточной Финляндии нижнекоровые мафические ксенолиты, образовавшиеся за счет магматического протолита свекофеннского (~1.9 млрд. лет) возраста, претерпели перекристаллизацию в условиях гранулитовой фации 1.72 млрд. лет назад (Peltonen et al., 2006). Аналогичная ситуация устанавливается для нижнекоровых ксенолитов, вынесенных девонскими лампрофирами в Колвицком террейне Лапландско-Кольского орогена. Здесь мафические ксенолиты, сформированные по протолиту рифтогенных базальтов с возрастом ~2.45 млрд. лет, также содержат гранулитовые цирконы с возрастами около 1.71 млрд. лет (от 1.82 до 1.61 млрд. лет: Неймарк и др., 1993; Downes et al., 2002), кристаллизация которых интерпретируется как отражение мощной тектоно-магматической активизации палеопротерозойской коры этой части Балтийского щита (Daly et al., 2006).

Таким образом, данные по нижнекоровым ксенолитам показывают, что на рубеже ~1.7 млрд. лет нижняя кора Карельского блока в краевых и, вероятно, в центральных его частях претерпела тектоно-термальную переработку в условиях гранулитовой фации. Это, возможно, нашло отражение в тектонической активизации всего объема коры Карельского блока и послужило источником флюида, ответственного за метасоматоз и золоторудную минерализацию. В тектоническом отношении это эндогенное событие было, по-видимому, сопряжено с заключительной стадией свекофенской орогении. В пользу такой интерпретации свидетельствует не только четкая временная сопряженность процессов, но и пространственное расположение Карельского блока, который был <зажат> между двумя крупными палеопротерозойскими орогенами, Свекофенским и Лапландско-Кольским, и испытал на себе процессы их тектонической эволюции.

Второй важный вопрос касается проблемы распознавания и выделения неоархейского этапа золотого рудогенеза, который должен был проявиться на заключительных стадиях консолидации неоархейской коры Карельского блока. Результаты проведенных исследований свидетельствуют, что на всех представительных объектах в архейских комплексах Карелии золоторудная минерализация формировалась в палеопротерозойское время, и обнаружить признаков исходного архейского оруденения нам не удалось. Тем не менее, считается, что потенциально золотоносными могут быть только архейские зеленокаменные структуры, не подвергшиеся существенным свекофенским метаморфно-метасоматическим преобразованиям (Иващенко, 2006). Данная работа показала необходимость постановки вопроса о методических подходах к выделению и датированию архейского золоторудного этапа в Карельском блоке, решение которого требует дополнительных исследований.