Геология рудных месторождений, 2022, T. 64, № 3, стр. 296-318

ВВЕДЕНИЕ

В последние годы, в связи с открытием золото-урановых (Au–U) и золото-медно-сульфидных (Au–Cu–S) месторождений в Северной Финляндии, возрос интерес к комплексным рудным объектам, содержащим разнообразный набор элементов – U, Cu, Au, Ag, Pb, Se, Pd, Pt, Bi, Te, As, Co, Ni, Mo, так называемой “атипичной” ассоциации (в русскоязычной литературе выделяемой как пяти- или полиэлементной рудной формации). Как отмечают специалисты по урану, открытие группы золото-урановых рудных объектов типа Ромпас в Финляндии резко повысило перспективы восточной части Фенноскандинавского щита на выявление крупных месторождений, представляющих промышленный интерес (Афанасьева, Миронов, 2013).

В рудах этих месторождений совместно с благородными металлами встречается селен. Он образует селениды, являющиеся типоморфными и наиболее распространенными минералами в благороднометалльно-медно-урановых (благороднометалльно-Cu–U), благороднометалльно-медно-уран-ванадиевых (благороднометалльно-Cu–U–V) и Au–Cu-сульфидных рудах. В природе селен относится к малораспространенным элементам, его кларк в земной коре – 5 × 10^–6% (0.05 г/т). В рассматриваемой группе низкотемпературных гидротермальных месторождений селен образует как собственные минералы, так и может изоморфно замещать серу в сульфидах. В зоне окисления встречается в селенатах и реже как самородный элемент. Селен обычно добывается попутно из шламов Se-содержащих никелевых, полиметаллических колчеданных, Au–U руд или даже из углей (Авдонин и др., 2005). В Карелии повышенные (относительно кларка в земной коре) концентрации Se (1–12 г/т) приурочены к шунгитоносным толщам людиковийского надгоризонта. Более высокие концентрации (25–1600 г/т и выше) и минеральные формы установлены в рудах благороднометалльно-Cu–U, благороднометалльно-медно-U–V (где благородные металлы представлены Au, Pd, Pt) и Au–Cu-сульфидных месторождений и проявлений в палеопротерозойских структурах Карельского кратона.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ БЛАГОРОДНОМЕТАЛЛЬНО-МЕДНО-УРАНОВЫХ, БЛАГОРОДНОМЕТАЛЛЬНО-МЕДНО-УРАН-ВАНАДИЕВЫХ И ЗОЛОТО-МЕДНО-СУЛЬФИДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ И ПРОЯВЛЕНИЙ В ПАЛЕОПРОТЕРОЗОЙСКИХ ТОЛЩАХ ЛАПЛАНДСКО-ОНЕЖСКОЙ СТРУКТУРЫ

Благороднометалльно-Cu–U, благороднометалльно-Cu–U–V и Au–Cu-сульфидные руды Карельского кратона приурочены к зонам складчато-разрывных или сдвиговых деформаций в ятулийско-людиковийских толщах палеопротерозойских структур Карелии и Северной Финляндии (фиг. 1). В региональном плане все эти локальные структуры связаны с многоэтапным развитием Лапландско-Онежского рифта. Эта крупная рифтогенная структура заложилась 2.5 млрд лет назад и развивалась до 1.7 млрд лет (в карельской части). Орогенические процессы в ней проявились в свекофеннское (~1.78 млрд лет) и в раннерифейское (~1.6–1.46 млрд лет) время в южной его части – в Онежской структуре (Goltsin et al., 2008; Глебовицкий и др., 2014). Со свекофеннским этапом развития связываются главные складчато-разрывные деформации и метасоматические изменения пород, сопровождающиеся благороднометалльно-Cu–U, благороднометалльно-Cu–U–V и Au–Cu-сульфидной минерализацией.

Фиг. 1.

Месторождения и рудопроявления Au–Cu–S, благороднометалльно-Cu–U и благороднометалльно-Cu–U–V Лапландско-Онежской рифтогенной структуры. 1 – протерозойские отложения (PR_1-2), 2 – архейские отложения (AR), 3 – рифейские гранитоиды (R), 4 – мезопротерозойские гранитоиды (PR₂), 5 – раннепротерозойские (сумийские) базит-гипербазитовые интрузии (PR₁), 6 – зоны, контролирующие рифтогенную структуру и сопряженные смещения, 7 – благороднометалльные (Au–Cu–S, Au–Cu–U) месторождения и проявления Лапландии. Месторождения и проявления Карелии: 8 – благороднометалльно-Cu–U, благороднометалльно-Cu–U–V, 9 – Au–Cu-сульфидные и золотосодержащие. Протерозойские геологические структуры: 1 – Центральная Лапландия, 2 – Перяпохья, 3 – Куусамо, 4 – Паана-Куолаярвинская (или Салла-Куолаярвинская), 5 – Кукасозерская, 6 – Гайкольская, 7 – Лехтинская, 8 – Северо-Выгозерская, 9 – Елмозерско-Сегозерская, 10 – Янгозерская, 11 – Кумсинская, 12 – Ветреный Пояс, 13 – Онежская.

На территории Северной Финляндии выявлены золото-(кобальт)-медно-сульфидные и благороднометалльно-урановые рудные объекты, представленные месторождениями и проявлениями Юомасуо, Хангаслампи, Ромпас, Перяпохья, Вахайоки, Сааттопора, Пахтаваара, Суурикуусикко, Левиярви, Куотко и рядом других в мезо- и палеопротерозойских зеленокаменных толщах Центральной Лапландии, в сланцевых поясах районов Куусамо и Перяпохья (фиг. 1).

Некоторые Au–Cu-сульфидные и Au–Cu–U месторождения в финской Лапландии имеют значительные ресурсы (Суурикуусикко), отдельные из них разрабатываются, разведываются, либо отработаны (Калинин, 2018; Полеховский и др., 2019; Eilu, 1999; Eilu, Niiranen, 2002; Korkalo, 2006; Niiranen, 2004; 2005; Eilu et al., 2007; Gold..., 2007; Patison, 2007; Patison et al., 2007; Vanhanen, 2001; Vanhanen et al., 2015; Wyche et al., 2015). Систематизируя все полученные данные, финские геологи выделяют несколько типов рудных объектов, приуроченных к зонам деформаций: 1 – гидротермальные орогенической группы, золото-сульфидные (либо S–As); 2 – золото-медно-сульфидные с атипичной геохимической ассоциацией (Au, Cu, Ni, Co, Mo, Bi, Te, As, U, РЗЭ). К 3-й группе относятся палеороссыпные в осадках и конгломератах. В связи с открытием крупнейшего Fe–O–Cu–Au–РЗЭ–U месторождения Олимпик Дэм в Австралии (возраст ~1.5 млрд лет) (Roberts, Hudson, 1983; Reynolds, 2000) в последние десятилетия в мире особенно возрос интерес к комплексным железо-оксидно-золото-медным объектам и родственным им золото-медно-сульфидным месторождениям (Соловьев, 2011). Подобный тип рудных объектов IOCG-типа (железо-оксидно-золото-медно-сульфидные) был особо выделен в отдельную 4 группу (Niironen, 2004, 2005). Отложению оруденения предшествовал щелочной метасоматоз (формирование альбититов, эйситов), протекавший в условиях повышенной NaCl-солености (Barton, Johnson, 1996; Frietsch et al., 1997; Леденева, Пакульнис, 1997).

Рудные объекты, подобные Северной Финляндии, прослеживаются и в северо-западной Карелии, где представлены в палеопротерозойских толщах Паана-Куолаярвинской структуры. В центральной и южной части Лапландско-Онежской рифтогенной структуры на Карельском кратоне они фиксируются цепочкой небольших Au–Cu-сульфидных (или золотосодержащих) проявлений в Лехтинской, Северо-Выгозерской, Елмозерско-Сегозерской структурах и рядом более значимых благороднометалльно-Cu–U или благороднометалльно-Cu–U–V проявлений и месторождений в Кумсинской и Онежской структурах (фиг. 1). Рудная минерализация в этих палеопротерозойских структурах приурочена к зонам северо-западных деформаций и низкотемпературного щелочного и сопряженного железо-магнезиального метасоматоза в породах ятулийского (2.3–2.1 млрд лет) и людиковийского (2.1–1.92 млрд лет) возраста, основного, карбонатного и иного состава, а также шунгитоносным толщам.

ФАКТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ И ОБЪЕКТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Материалом исследований были образцы руд и метасоматитов с благороднометалльно-Cu–U, благороднометалльно-Cu–U–V и Au–Cu-сульфидной вкрапленно-прожилковой или гнездовой минерализацией из протерозойских месторождений и рудопроявлений Карельского кратона. Изучалась рудная минерализация с месторождений и рудопроявлений Онежской структуры (Средняя Падма, района Великой Губы), шунгитоносные породы с сульфидной вкрапленно-прожилковой минерализацией (Максово), благороднометалльно-Cu–U, Au–Cu–S и золотосодержащая медносульфидная минерализация Кумсинской (Светлое, Медные горы), Пергубской (Воронов Бор), Северо-Выгозерской (Воицкое), Лехтинской и Елмозерско-Сегозерской структур (Шуезерское, Хахлозеро, Мойна), в которых авторами проводились детальные геологические и металлогенические исследования. По Паано-Куолаярвинской структуре приводятся обобщенные результаты исследований, опубликованные в литературе.

Благороднометалльно-медно-урановые и благороднометалльно-медно-уран-ванадиевые месторождения и рудопроявления

Онежская структура находится в южной части Лапландско-Онежского рифта (фиг. 1). Эта синклинорная структура представлена чередованием синклинальных и антиклинальных складок, сложенных породами ятулийского, людиковийского (заонежского и суйсарского горизонтов) и калевийского надгоризонтов (Онежская…, 2012). Благороднометально-Cu–U–V минерализация Онежской структуры (фиг. 2), проявлена практически на всех обнаруженных здесь рудных объектах. Вмещающие толщи представлены шунгитами, метапелитами, базальтами и туфами основного состава людиковийского надгоризонта, а также карбонатными породами ятулийского надгоризонта. Структурная позиция оруденения и сопровождающих их метасоматитов определяется приуроченностью их к северо-западным зонам деформаций и участкам северо-восточного перегиба ундулирующих осей складок третьего порядка (перехода антиклиналь–синклиналь). Протяженность зон метасоматитов бывает значительная – до 10 км (Металлогения Карелии, 1999). Благодаря работам горно-геологического предприятия “Невскгеология”, проводимым в 1982–1991 годах Ю.В. Петровым и в 1992–1994 годах Ю.А. Самойленко, рудные объекты хорошо изучены. Выявлено пять крупных месторождений и более десяти перспективных рудопроявлений ванадиевых руд (Минерально…, 2005), обладающих уникальными минералого-геохимическими особенностями (с U, Cu, Mo, ЭПГ, Au, Ag компонентами).

Фиг. 2.

Размещение месторождений и рудопроявлений на Заонежском полуострове, Онежская структура (по материалам Карельской ГЭ и “Невскгеология”). Вмещающие толщи: 1 – отложения калевийского надгоризонта; 2–4 – людиковийский надгоризонт (2 – вулканиты суйсарского горизонта; 3 – основные вулканиты и габбродолериты заонежского горизонта; 4 – шунгитоносные толщи); 5 – ятулийский надгоризонт (карбонатные, алевролиты, аргиллиты); 6 – габбродолериты, Пудожгорский силл; 7 – гранитогнейсы, архей; 8 – зоны складчато-разрывных деформаций (I – Кузарандовская, II – Тамбицкая, III – Нумицкая, IV – Святухинско-Космозерская, V – Уницкая); 9 – СВ сдвиговые зоны. Рудные объекты: 10 – благороднометалльно-Cu–U, 11 – благороднометалльно-Cu–U–V руды, 12 – полиметаллические руды и сульфидная вкрапленная (колчеданная) минерализация, 13 – кварц-самоцветное сырье, 14 – шунгитовые месторождения, 15 – сульфидная медная минерализация в габбродолеритах. Месторождения и рудопроявления: 1 – Шуньга, 2 – Максово, Зажогино, 3 – Святуха, 4 – Ковдозеро, 5 – Космозеро, Южно-Космозерское, 6 – Великая губа, 7 – Кондобережская, Яндомозеро, 8 – Весеннее, 9 – Верхняя Падма, 10 – Средняя Падма, 11 – Царевское.

Наиболее значительные концентрации V, U, Cu, благородных металлов были установлены на месторождениях южной части Тамбицкой зоны складчато-разрывных деформаций (СРД). Это месторождения Средняя и Верхняя Падма, Царевское, Весеннее, названные объектами падминского типа (Металлогения Карелии, 1999; Минерально-сырьевая…, 2005). Уран-ванадиевая рудная минерализация была обнаружена в низкотемпературных карбонатсодержащих альбититах (эйситах) и слюдитах (представленных V–Cr–Mg-слюдами), приуроченных к участкам флексурных перегибов или деформаций, осложненных трещинами отслоения вблизи контакта разнородных толщ (Билибина и др., 1991; Мельников и др., 1992; Мельников, Шумилин, 1995). Щелочные метасоматиты установлены до глубины 0.5–1.5 км (от уровня эрозионного среза).

На месторождении Средняя Падма было установлено 11 рудных тел, глубина залегания которых находится на 55–310 м от уровня поверхности (Минерально-сырьевая…, 2005). Наиболее богатые уран-ванадиевые руды месторождения Средняя Падма приурочены к внутренним зонам метасоматитов, образующим пологозалегающие секущие тела в трещинах отрыва (с падением 0°–20° на СВ). Руды представлены настуран-роскоэлитовым и благороднометалльно-сульфидно-настуран-роскоэлитовым минеральными типами.

В районе поселка Великая Губа в центральной части Онежской структуры расположено несколько уран-ванадиевых рудных объектов с благородными металлами и селенидами, объединенных в так называемую космозерскую группу (фиг. 2). Рудные объекты представлены месторождением Космозеро, проявлениями Южно-Космозерское, Великая Губа. Их размещение контролируется Святухинско-Космозерской зоной складчато-разрывных деформаций и интенсивных щелочно-слюдистых изменений пород (фиг. 2, зона IV). Некоторые рудопроявления сопровождаются полиметаллической минерализацией и кварц-самоцветным сырьем (Великая Губа, Кондобережская). Большинство залежей U–V руд приурочены к карбонатно-слюдисто-альбитовым метасоматитам по алевролитам и доломитам. Руды содержат прожилково-вкрапленную благороднометалльно-сульфидно-селенидную минерализацию.

На месторождении Космозеро, расположенном севернее пос. Великая Губа, глубина залегания трех рудных залежей варьирует от 50 до 500 м. Рудная зона вытянута в СЗ направлении, приурочена к перегибу складки, рудные прожилки формируют штокверк. Рудопроявление Великая Губа расположено южнее месторождения Космозеро. Кондиционные урановые руды оконтурены в трех залежах, они сопровождаются альбитизацией и карбонатно-слюдистыми метасоматитами (Металлогения…, 1999). Южнее проявления Великая Губа у деревни Кондобережская (фиг. 2) углеродсодержащие вмещающие толщи секутся кварцевыми жилами, образующими штокверк, представленный разными генерациями сульфидов, селенидов и разновидностями кварца.

Для разведанных месторождений и рудопроявлений падминского типа по результатам производственных работ (Минерально-сырьевая…, 2005) можно составить следующую сводку (табл. 1). Для некоторых из этих объектов авторами детально изучались ассоциации руд и измененных пород.

Таблица 1.  

Содержания, запасы и ресурсы благороднометалльно-Cu–U–V месторождений и проявлений Онежской структуры, Карелия

Месторождение или проявление	V2O5 макс./cр.	C/P	UО2 макс./cр.	C/P	Au макс./ср.	C/P Au	Pd + Pt макс./cр.	C/P ЭПГ	Cu макс./cр.	C/P Cu
	%	млн т	%	т	г/т	т	г/т	т	%	тыс т
м. Средняя Падма	17.8/2.35	2.48/	/0.067	3066/	/0.16	0.729/	/0.31	1.418/	/0.53	–
м. Верхняя Падма	/2.32	0.565	/0.043	240/	/0.21	0.119/	/0.18	0.1/	/0.52	2.9
м. Царевское	14.8/2.33	3.378	/0.066	3300/	–	–	/0.24	1.209/	/0.24	8.1/
м. Космозерское	16.2/4.22	1.405/ 0.24	/0.128	1800/	/0.24	0.332/	/0.4	0.562	/0.84	11.8/ 2.0
м. Весеннее	/3.09	1.204/ 1.456	/0.046	230/	/0.33	/0.166	/0.83	/0.165	6.5/	/4.8
м. Шульгиновское	/2.41	/6.224	0.12/ 0.05	/2800	–	–	–	–	–	–
п. Святуха	1.5	–	0.3/	–	–	–	–	–	–	–
п. Великая губа	/0.5	/0.6	2.15/ 0.08	–	–	–	–	–	–	–
п. Южно-Космозерское	2.0/	–	0.18/	–	–	–	–	–	–	–
п. Яндомозеро	1.0/	–	0.044/	–	–	–	–	–	–	–

Примечание. С – запасы (С₂ + С₁), Р – ресурсы (Р₂ + Р₁), по (Минерально…, 2005); м. – месторождение, п. – проявление; прочерк – нет данных; макс./cр. – содержание максимальное/среднее.

В палеопротерозое в породах людиковийского надгоризонта (2.1–1.92 млрд лет) Онежской структуры фиксируется значительное накопление биогенного органического вещества, большие мощности черносланцевых отложений и значительные содержания углерода в пелитовых осадках (Онежская…, 2011). Высокоуглеродистые породы шунгитовых месторождений Заонежья (Зажогинское, Максово, Шуньга) содержат более 20% С и относятся к комплексному сырью, используемому для получения ферросплавов, специальных строительных материалов и в некоторых иных отраслях промышленности. Для шунгитового сырья, независимо от разновидностей шунгитового вещества и концентрации углерода в нем, требуется низкое содержание примесей S, P, U. По безсульфидным шунгитам можно судить о фоновых концентрациях рудогенных элементов в этих породах как возможном первичном источнике для переотложенной минерализации. А так как сера в шунгитах связана с сульфидами, изучение вкрапленно-прожилковых сульфидов на месторождениях шунгитов (Кулешевич и др., 2019) проводилось параллельно с исследованиями углеродистого вещества. В зонах брекчирования и участках переотложенного (миграционного) шунгитового вещества возрастает количество сульфидов (пирит, пирротин, халькопирит, сфалерит, молибденит) и появляются селениды полиметаллов. Метасоматиты в таких участках представлены железо-магнезиальными слюдитами. В зонах брекчирования они содержат карбонат, калиевый полевой шпат, апатит. Жильные минералы представлены кварцем, кальцитом.

Онежская структура к северу объединяется с небольшой Пергубской и Кумсинской ятулийскими структурами (фиг. 1, фиг. 3). Вмещающие толщи ятулийского надгоризонта (2.3–2.1 млрд лет) в этих структурах представлены метабазальтами, кварцитопесчаниками, кварцевыми конгломератами, карбонатсодержащими породами, алевролитами. С северо-западными зонами складчато-разрывных деформаций в ятулийских толщах связаны щелочно-железо-магнезиальные изменения пород и проявления благороднометалльно-Cu–U минерализации Светлое, Au–Cu-сульфидных и золотосодержащих месторождений и проявлений Воронов Бор и Медные горы. Благороднометалльно-Cu–U минерализация проявления Светлое приурочена к слюдисто-хлоритовой зоне на контакте основных и карбонатных пород ятулийского надгоризонта и секущих их габбродолеритов (Металлогения…, 1999; Кулешевич и др., 2011). На месторождении Воронов Бор отложению оруденения предшествовала альбитизация, развивающаяся как по кварцито-песчаникам, так и по базальтам (Кулешевич и др., 2009). На рудопроявлении Медные горы интенсивно альбитизированы габбродолериты, в них развиваются альбит, кальцит, хлорит, титанит (Кулешевич и др., 2009). Щелочной метасоматоз завершается образованием секущих медно-сульфидно-кварц-карбонатных прожилков, мощностью от нескольких мм до 10 см, рудная минерализация которых детально изучалась.

Фиг. 3.

Схема размещения рудопроявлений в Кумсинской и Пергубской структурах (по материалам авторов). 1 – четвертичные отложения; ятулийский надгоризонт: 2 – базальты, карбонаты, алевролиты (PR₁jt₂); 3 – базальты, кварцито-песчаники (PR₁jt₁); 4 – полимиктовые конгломераты (сариолийский надгоризонт, PR₁sr); 5 – метабазальты и андезибазальты, туфы (сумийский надгоризонт, PR₁,sm); 6 – лопийский надгоризонт (AR₂lp); 7 – тела габбродолеритов (PR₁); 8 – граниты (AR₂); 9 – месторождения и проявления (а – благороднометалльно-Cu–U, б – Au–Cu-сульфидные); 10 – тектонические нарушения.

Паана-Куолаярвинская синклинорная структура расположена в северо-западной карельской части Лапландско-Онежской рифтогенной структуры (фиг. 1). Она прослеживается через границу от структуры Салла в Финляндии и сланцевого пояса Куусамо до Паанаярви в Мурманской области и в Карелии, являясь восточным продолжением Центрально-Лапландского зеленокаменного пояса. Золото-урановые рудопроявления Куолаярвинской части структуры (Алим-Курсуярви, Алакуртти, Лагерное и Озерное) расположены в ее восточном борту (фиг. 4). Они приурочены к зонам деформаций и изменений в ятулийско-людиковийских толщах (Калинин, 2013, 2018; Калинин и др., 2014; Колядина, 2017). Центральная зона измененных пород на этих проявлениях сложена альбит-хлоритовыми или альбит-доломитовыми метасоматитами с секущими их кварц-карбонатными жилами с медносульфидной минерализацией.

Фиг. 4.

Схема размещения месторождений в Паана-Куолаярвинской структуре, по (Калинин, 2018). Палеопротерозой: 1 – метабазальты, 2 – доломиты, кварциты, 3 – метабазальты, порфириты (а), силлы габбродолеритов (б), 4 – конгломераты, песчаники, 5 – актинолитовые сланцы, 6 – углеродсодержащие сланцы, доломиты, 7 – метабазальты и габбро-амфиболиты, 8 – кварциты, кварцитопесчаники, 9 – граниты, неоархей, 10 – дайки габбродолеритов, протерозой, 11 – кварцевые жилы и жильные зоны, 12 – тектонические зоны, 13 – месторождения и рудопроявления Au–Cu–S (кварцевые жилы) (а), Au–U (б): 1 – Майское, 2 – Озерное, 3 – Лагерное, 14 – элементы залегания пород.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Минеральный состав благороднометалльно-Cu–U, благороднометалльно-Cu–U–V и Au–Cu-сульфидных руд и нерудных ассоциаций метасоматитов с вкрапленной, вкрапленно-прожилковой или гнездовой минерализацией определялся в аншлифах и шлифах оптическими методами под микроскопом. Все определения состава руд и минералов проводились в Центре аналитических исследований ИГ КарНЦ РАН (г. Петрозаводск). Состав рудных минералов изучался с использованием электронного сканирующего микроскопа (СЭМ) VEGA II LSH (фирмы Tescan) c энергодисперсионным микроанализатором INCA Energy-350 (аналитик А.Н. Терновой). Ускоряющее напряжение 20 кВ. Ток зонда от 100–200 пА. Электронная пушка: вольфрамовый катод с термоэлектронной эмиссией. Скорость сканирования 60–150 с на точку. Детектор вторичных электронов (SE) ET типа, высокочувствительный детектор отраженных электронов – (BSE). Калибровка проводилась по контрольному образцу кобальта. Среднеквадратичное отклонение для анализируемых элементов и оксидов не превышало 1–2 мас. %. Отдельные мелкие зерна минералов (<2–5 мкм) из-за захвата вмещающей матрицы были проанализированы качественно: их состав был пересчитан на 100%. Изображения минералов представлены в обратно отраженных электронах (BSE).

Компонентный состав руд и измененных пород, содержание отдельных элементов (Cu, S) определялось рентгенофлуоресцентным методом на приборе ARL ADVANT’X (Thermo Fisher Scientific, Швейцария). Подготовка и определение массовой доли элементов рентгенофлуоресцентным анализом (РФА) в образцах проводилось по существующей приборной методике. Количественный расчет осуществлялся с использованием 24 эталонных образцов горных пород, полуколичественный – на основе заводской калибровки, с использованием программного обеспечения рентгенофлуоресцентного спектрометра и пакета прикладных программ (аналитик С.В. Бурдюх). Чувствительность метода количественного определения элементов – 0.001%.

Концентрации малых рудогенных, редких и редкоземельных элементов определялись на квадрупольном масс-спектрометре XSeries 2 ICP-MS (Thermo Scientific, США). Метод ICP-MS основан на использовании индуктивно-связанной плазмы в качестве источника ионов и масс-спектрометра для их разделения и детектирования. Разложение образцов проводили путем кислотного вскрытия в открытой системе (по существующей методике). Для анализа использовали навески образцов массой 0.1 г. Вместе с анализируемыми образцами проводили разложение контрольных образцов (холостых проб) и стандартных образцов СГД-2А, BHVO-2. Определение массовой доли элементов в образцах проводили количественным методом с использованием эталонных растворов, содержащих 1, 10, 50 и 100 мкг/л определяемых элементов по существующим параметрам работы спектрометра и параметрам процедуры измерения масс-спектров. Число сканирований составляло 100; время измерения на канал – 320 мкс; режим регистрации – счет импульсов. Обработку масс-спектров и расчеты содержания элементов в пробах проводили с использованием программного обеспечения масс-спектрометра и пакета прикладных программ (аналитик А.С. Парамонов). Массовая доля элементов (от Li – до U), определяемых в образце, рассчитывалась как среднее значение, измеренное по их изотопам с существующими пределами обнаружения для каждого элемента.

Результаты радиологического датирования руд и околорудных измененных пород разными методами приводятся по ранее опубликованным данным (Билибина и др., 1991; Бушмин и др., 2013; Бороздин и др., 2014; Кулешевич и др., 2019). Для ряда рудопроявлений (Светлое, Медные горы, Воронов Бор, Воицкое, Максово, Шуезерское, Хахлозеро) Rb/Sr датирование выполнено по образцам авторов (Глебовицкий и др., 2012, 2014; Кулешевич и др. 2011).

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Месторождение Средняя Падма, Онежская структура. Рудная минерализация Средней Падмы представлена разными минеральными ассоциациями, приуроченными к разным зонам метасоматической колонки (Полеховский, Волошин, 1990; Леденева, Пакульнис, 1997; Кулешевич, Голубев, 2012). Среди них выделяются фланговые зоны альбитизации с пиритом и гематитом и центральные зоны мелкозернистых слюдитов и жильных крупночешуйчатых Cr–V-слюдитов с благороднометалльно-селенидными прожилками. В рудной зоне встречаются участки наложенного пострудного зарастания секреционных полостей, представленные кварцем, гетитом, баритом. Промышленное значение на месторождении имеют ванадиевые и урановые руды центральных зон. К ним чаще всего и бывают приурочены прожилки с селенидами (клаусталитом) и минералами благородных металлов.

Прожилково-вкрапленная минерализация периферических зон альбититов в изученной метасоматической колонке Средней Падмы представлена вкрапленными сульфидами и селенидами. Среди них установлены в основном пирит, в меньшем количестве халькопирит, сфалерит, галенит, клаусталит, борнит и реже минералы более поздних стадий, в том числе барит.

Рудная минерализация внутренней зоны метасоматитов (Cr–V-слюдитов) включает уранинит, настуран, коффинит, монтрозеит, кальцит. Зона крупночешуйчатых слюдитов содержит прожилково-гнездовую селенидно-карбонатную минерализацию, представленную клаусталитом PbSe, парагуанахаутитом Bi₂Se₃, богдановичитом AgBiSe₂, галенобисмутитом Pb(Se,S), вейбуллитом Pb₆Bi₈(Se,S)₁₈, клокманнитом CuSe, шапбахитом (Ag_0.4Pb_0.2Bi_0.4)S, самородными золотом, серебром, минералами платиновой группы, реже самородной медью. Bi-S-Se-минералы платиновой группы представлены сложными многокомпонентными соединениями – висмутидами, сульфоселенидами, селеносульфидами. Среди них были выявлены селениды благородных металлов – падмаит PdBiSe, судовиковит PtSe₂, более сложные Pd–Se–S–Bi- и Pt–Bi–Se-фазы, а также установлены малышевит PdCuBiS₃, соболевскит PdBi, фрудит PdBi₂, инсизваит Pt(Bi,Sb)₂, полярит Pd(Bi,Pb) (Полеховский и др., 1991_1,2, 1997; Черников и др., 2006).

Изученные нами минералы селенидных прожилков из зоны крупночешуйчатых Cr–V-слюдитов (роскоэлитов и хром-селадонитов) представлены клаусталитом, Se-галенитом (0.54–7%), золотом, соединениями Pd и Pt c Bi, S, Se (фиг. 5, табл. 2). В ассоциации с ними встречаются пирит, халькопирит, а также Zn–Cr–V-шпинели ряда цинкохромит (ZnCr₂O₄) – кулсонит (FeV₂O₄), Fe-олхонскит (Cr,Fe,V)₂Ti₃O₉ и включения браннерита UTi₂O₆ (Кулешевич, Голубев, 2012). Клаусталит PbSe – основной минерал прожилков (табл. 2), срастается с крупночешуйчатой слюдой (фиг. 5а). Он выделяется позднее сульфидов, цементирует их, при окислении незначительно замещается молибдоменитом PbSeO₃. В срастании с клаусталитом установлены золотины размером от 2–30 мкм до видимых в 2–4 мм (фиг. 5). Золото содержит 5.41–8.58% Ag, иногда примесь Se до 0.54–0.77%, пробность 910–945 (табл. 2, анализы 2–3). На контакте золота с клаусталитом образуются палладистый купроаурид (CuPd)₂(Au,Ag)₃ (табл. 2, анализ 4), малышевит PdCu(Bi)S₃ (табл. 2, анализы 5–7), а также более сложные Pd–Cu–Bi–Pb–Se–S-соединения и мончеит PtBi₂. Pd-купроаурид выделяется на контакте золота с малышевитом. По микротрещинкам он проникает в золото. В подобных ассоциациях ранее были установлены малышевит, падмаит PdBiSe, судовиковит PtSe₂ (табл. 2, анализы 8–12).

Фиг. 5.

Au–Pd-содержащие клаусталитовые прожилки Средней Падмы: а – клаусталит (Kla), Cr–V-селадонит (Cr-Sel), роскоэлит (Ros); б – золото в клаусталите. Образец не полирован, изображения в BSE.

Месторождение Средняя Падма подготовлено к освоению. Содержание полезных компонентов в рудах Средней Падмы составляет (см. табл. 1): среднее V₂O₅ – 2.35% (достигает 17.8%), UО₂ 0.067%, Cu 0.53%, Au 0.16 г/т (достигает 40–250 г/т, по данным производственных работ), Ag до 1500 г/т, ЭПГ – 0.31 г/т (Pd до 150–400 г/т, Pt до 30–56 г/т). Метасоматиты содержат повышенные концентрации Cr, Ni, Co, Se, а также Mo. Молибденитовую минерализацию в рудах сопровождает Re (11–50 г/т). При среднем содержании Mo в рудах 0.022%, запасы категории С1 составляют 0.86 тыс. т, С2 – 0.167 тыс. т (Минерально-сырьевая…, 2005). На других месторождениях падминской группы среднее содержание Mo составляет 0.12–0.3%.

Отложение Cr–V-слюд, а затем кварц-карбонатных прожилков с урановой минерализацией, сульфидами, селенидами и благородными металлами происходило при снижающейся температуре от 305–245 до 120°С (выделение клаусталита и соединений с благородными металлами) и затем прожилков пострудного этапа – при 150–50°С. Соленость растворов была высокая – до 40% NaCl-экв. (Леденева, Пакульнис, 1997). Длительность формирования метасоматитов и оруденения в зонах СРД месторождений и рудопроявлений данной группы, установленная различными методами, укладывается преимущественно в интервал ~1.78–1.49 млрд лет, фиксируется влияние более поздних (1.2–1.1 млрд лет) и палеозойских процессов (Билибина и др., 1991; Бороздин и др., 2014).

Космозерская группа. На месторождении Космозеро главными промышленными минералами ванадия являются Mg–V-слюды (флогопит, роскоэлит), карелианит V₂O₃; урана – настуран, браннерит и минералы окисленной уран-пиролюзитовой ассоциации. Среднее содержание V₂O₅ в рудах составляет 4.22% (достигает 16.2%), запасы руды – 1.405 млн т (табл. 1; Минерально-сырьевая…, 2005). Среднее содержание UO₂ в рудных залежах составляет 0.128%. Селенидно-сульфидные прожилки содержат пирит, сфалерит, галенит (с Se до 0.13–6.13%), сульфиды меди (халькопирит, борнит, халькозин), молибденит, платинит Pb₄Bi₇(Se,S)₄, клаусталит, науманнит, парагуанахуатит, селениды палладия, встречаются самородные медь, золото. В одной из секущих жил халькопирит-пирит-барит-кальцитового состава мощностью 0.5 м установлено содержание Co 0.3% (входит в пирит), Сu 0.3%, Pd 11 г/т, Au 2 г/т, Ag 8 г/т, Mo и Bi до 0.01%, по А.В. Булавину (Металлогения…, 1999). Селен выступает как типоморфный элемент руд и селенидно-сульфидных прожилков. На Южно-Космозерском проявлении урановые рудные тела приурочены к слюдисто-карбонатным метасоматитам тектонической зоны в осевой части складки. Здесь среднее содержание молибдена возрастает до 0.134%, что позволяет выделить также и молибденитовые рудные тела. Минеральные ассоциации руд отражаются в их геохимическом составе – повышенных концентрациях V, U, Ti, Cu, Pb, Zn, Mo, S, Se, Pd, Au, Ag, Bi, Co.

Рудная минерализация рудопроявления Великая Губа представлена вкрапленностью настурана, уранованадатами (карнотитом, тюямунитом), Cr–V-слюдами в ассоциации с Cr–V-турмалином, цинкохромитом. В кварцевых жилах встречаются халькопирит, сфалерит, пирит, галенит, клаусталит, окисленная ассоциация представлена халькозином, медью, гематитом, пиролюзитом.

Рудная минерализация проявления Кондобережская. На участке, расположенном южнее деревни Великая Губа, шунгитовые толщи секутся кварцевыми жилами, образующими линейный штокверк, представленный разными генерациями и разновидностями кварца (кварц, горный хрусталь, аметист, карнеол), сульфидами, селенидами и гематитом (Лавров, Кулешевич, 2020). Слабоокатанные обломки пород с жилами и жеодами коричневато-красных карнеол-агатов накопились также и в постледниковом обломочном материале недальнего переноса, сформировав небольшое месторождение камнесамоцветного сырья (карнеол-агатов). Изучение кварцевых жил показало, что они неоднократно дробились. Кроме минералов группы кварца, содержат кальцит, пластинчатый барит, сульфиды, селениды, гематит, гетит.

Ранние сульфиды (фиг. 6а) гидротермальной ассоциации представлены пиритом, халькопиритом, сфалеритом (Fe 6–8.4%), галенитом (в том числе селенсодержащим), гринокитом (CdS). Позднее выделяется клаусталит, Cd-содержащий сфалерит (без Fe, с Cd до 4%). Клаусталит замещается более редкими минералами – тиррелитом (Cu,Co,Ni)₃Se₄ и кадмоселитом CdSe (Se 41.05%, Cd 58.95%) (фиг. 6б, табл. 3). В тиррелите сохраняются реликты клаусталита. При окислении селениды замещаются самородным селеном (табл. 3), сульфиды – гематитом, в пустотах выделяется самородная сера. Новообразованный самородный селен и реликты клаусталита встречаются в окисленных гематит-гетитовых агрегатах (фиг. 6в). Секреционные полости рудных образцов зарастают игольчатым гетитом. Минеральная ассоциация руд отражается в их геохимическом составе – повышенными концентрациями Zn 0.31–4.13%, Cu 0.03–0.17%, а также (в г/т): Cd 3.8–76.5, Ni 78–110, Pb до 150, Mo до 26, Pd 1.47, а также Fe, Se и S.

Фиг. 6.

Клаусталит, самородный селен и более редкие селениды, проявление Кондобережская: а – клаусталит (Kla), пирит (Py), гематит (Hem); б – тиррелит (Tir) с каймой кадмоселита (Cdm) и реликтами клаусталита (белый); в – клаусталит (Kla), замещается селеном (Se) в гематите. Изображения в BSE.

Шунгитовые месторождения Заонежья. Максовская залежь Зажогинского месторождения представляет собой крупную линзу шунгитовых пород со средним содержанием С_орг. около 30%, называемых максовитами. В неизмененных максовитах встречаются единичные включения глобулярного и рассеянного кубического пирита. Для наиболее “чистых” безсульфидных максовитов были определены средние (фоновые) содержания элементов (табл. 4, анализ 1). Концентрации Ti, P, U, V и других рудогенных элементов в них низкие, содержание Se обычно не превышает 4.8–12 г/т, Cu – 41 г/т (табл. 4, анализ 1). В пределах наложенной гребневидной складки, фиксируемой в СЗ части месторождения по зонам брекчирования в максовитах и подстилающих их туфоалевролитах, развиваются щелочные и железомагнезиальные метасоматиты (Кулешевич и др., 2019). В них увеличивается количество разно ориентированных прожилков с сульфидами (до 15–20% на массу породы), формирующих штокверк. Прожилки состоят из кварца, кальцита, альбита, сульфидов, содержат апатит, иногда монацит и ксенотим. В зальбандах прожилков и зонах брекчий образуется антраксолит (c содержанием C_орг. ~ 93%). Рудная минерализация представлена пиритом, халькопиритом, сфалеритом, встречаются виоларит, кобальтин-герсдорфит, Ni-содержащий пирротин, галенит, молибденит, а также клаусталит, науманнит, мелонит, единичные микронные выделения золота, U–Ti-минералы, Nb-содержащий рутил, ильменорутил. Зоны брекчирования и метасоматических изменений обогащены V, P, Ti, Cr, Cu, Zn, As, Mo, Ba, Pb, U, Se до 26–145 г/т (табл. 4, анализы 2–3). В участках с колчеданно-полиметаллической минерализацией резко возрастает содержание Cu, Zn, Co, Ni и Se до 379 г/т (анализ 4).

На месторождении Шуньга среднее содержание С_орг. в шунгитах составляет 64%, в жильном антраксолите достигает 98%. Высокоуглеродистые антраксолиты образуются при перекристаллизации шунгитов. На участке деформированных шунгитов с антраксолитом фиксируется значительное обогащение пород V, Ni, As, Mo, U, Р (табл. 4, анализ 5), а вблизи шунгитовой залежи месторождения зафиксирована U-аномалия. Как видим, даже в зонах с незначительными деформациями и изменениями в шунгитоносных толщах Заонежья локально наблюдается перекристаллизация углеродистого вещества и его обогащение «атипичной» ассоциацией элементов.

Возраст наложенной сульфидной минерализации с молибденитом, определенный Re/Os методом, равен ~1.56 млрд лет (Кулешевич и др., 2019). Кроме того, среди проанализированных цирконов из шунгитовых месторождений Заонежья выделена большая компактная группа новообразованных гидротермальных цирконов, имеющих раннерифейский возраст 1573 ± 46 млн лет (U–Pb метод), и зафиксированы более поздние изменения ~1200 млн лет (Goltsin et al., 2008).

Кумсинская структура, рудопроявление Светлое (фиг. 3). Благороднометалльно-Cu–U минерализация проявления Светлое приурочена к слюдисто-хлоритовой зоне сброса Mg–Fe-компонентов на контакте основных и карбонатных пород ятулийского надгоризонта (Кулешевич и др., 2011). Форма выделения ранних гидротермальных минералов (сульфидов и селенидов) – прожилковая, вкрапленно-гнездовая; у поздних гипергенных ассоциаций, образующихся в приповерхностной зоне окисления, – натечная, почковидная, в виде шариков и зональных срастаний, веточек, игольчатая (у гетита). Рудная минерализация представлена минералами урана, сульфидами (халькопиритом, борнитом, халькозином, реже галенитом, акантитом), селенидами, а также золотом, висмутом (Кулешевич, Лавров, 2020). Среди селенидов наиболее распространен клаусталит PbSе (фиг. 7a, б), реже встречаются низкотемпературные селениды Ag, Cu, Bi, Hg, такие как: Fe-эвкайрит Ag(Cu,Fe)Se, науманнит Ag₂Se, богдановичит AgBiSe₂, умангит Cu₃Se₂, тиманнит HgSe, гуанахуатит Bi₂Se₃ (табл. 5, анализы 1–6). Халькозин содержит примесь селена, мелкие включения клаусталита, науманнита и богдановичита размером ~1–5 мкм. В окисленных рудах в ковеллине установлен Se (до 3–7%) и Ag (до 9.96%) (табл. 5, анализы 7–8), в кальците выделяется самородное серебро.

Фиг. 7.

Рудная минерализация проявления Светлое: а – срастание почек клаусталита (Kla) с халькопиритом, гематитом (серое) и уранинитом (Ur), б – клаусталит (Kla) замещается молибдоменитом (серая кайма), в – умангит (Umg) в кайме халькозина в гематите, г – Au–Pd-глобулы – срастание золота (Au) и палладсеита (Pd–Se), карнотит (Krnt). Изображения в BSE.

Урановые и урансодержащие минералы рудопроявления Светлое представлены уранинитом, настураном, карнотитом, мелкими чешуйками тюямунита. Карнотит K₂(UO₂)₂[V₂O₈]^.3H₂O образует пластинчатые кристаллы в срастании с гематитом и Au–Pd-глобулами (фиг. 7г). Ванадий концентрируется преимущественно в урановых слюдках и меньше в гематите (до 1.6–4%).

Золото (2.6–13% Ag) в рудной зоне встречается в двух генерациях (фиг. 7в–г): 1) в срастании с гидротермальными сульфидами и селенидами; 2) как гипергенное тонкодисперсное в составе Au–Pd-глобул. Гидротермальное золото образует самостоятельные зерна, входит в порпецит (Au,Pd) и купроаурид палладия (Cu,Pd)₃Au₂. Иногда в ассоциации с ними и халькопиритом встречается самородный висмут (100% Bi). Гипергенное золото образует глобулы размером 5–30 мкм в срастании с палладсеитом Pd₁₇Se₁₅ и реже арсено-антимонидами палладия.

В зоне окисления сульфиды замещаются халькозином, ковеллином, купритом, реже церусситом, гипсом, а селениды – селенатами. По клаусталиту при окислении образуется молибдоменит PbSeO₃ и моттрамит PbCu(VO₄)(OH).

Содержание ведущих рудогенных элементов на рудопроявлении составляет: ∑(ЭПГ + Au) 0.25–2.86 г/т (золота достигает 20 г/т), Cu 0.18–0.4% (до 2.2%), Pb 0.44–0.6%, U 0.08% (UO₂ до 2.16%), Cr 0.18%, РЗЭ до 628 г/т, Y 392 г/т, V 534–878 г/т, Co 112 г/т, Bi 14 г/т, Se возрастает от 0.18 г/т (в ореоле) – до 1562 г/т (в рудной залежи). Таким образом, рудная зона выделяется по геохимии – повышенными концентрациями U, Cu, Pb, V, Cr, РЗЭ, Se, ЭПГ, Au, менее значимыми Bi. Аномальные концентрации этих элементов фиксируются на всем протяжении от проявления Медные горы до участков Светлое и Фенькина Лампи (фиг. 3). Возраст метасоматитов, сопровождающих рудную минерализацию, определен в 1.63–1.49 млрд лет (Кулешевич, Лавров, 2020).

Паана-Куолаярвинская структура, Au–U проявление Озерное (фиг. 4). Во внешнем ореоле метасоматической колонки в пропилитах по габбро рудная вкрапленность представлена пиритом, халькопиритом, ильменитом, магнетитом. В альбититах, альбит-хлоритовых, альбит-доломитовых метасоматитах, установлены гематит, рутил, молибденит, марказит, уранинит, уранофан, браннерит, давидит, из поздних минералов – настуран, казолит, тюямунит (Колядина, 2017; Калинин, 2018; Коваль и др., 2019).

В альбит-карбонатных метасоматитах центральных зон присутствуют ведущие сульфиды – халькопирит, пирит, марказит, молибденит, а также вкрапленная Bi–Te–Se минерализация: мелонит NiTe₂, алтаит PbTe, фробергит FeTe₂, маттагамит CoTe₂, клаусталит PbSe, клокманнит CuSe, кавацулит Bi₂SeTe₂, скиппенит Bi₂Se₂Te, золото, реже встречаются раклиджит (BiPb)₃Te₄, цумоит BiTe, сильванит AuAg₂Te₄, колорадоит HgTe, богдановичит AgBiSe₂, паубаит PbBi₂Se₂Te₂, бамболлаит Cu(Se,Te)₂, самородный Te (Калинин, 2013; 2018; Калинин и др., 2013, 2014). В молибдените обнаружено повышенное содержание Se и Re. Температура минералообразования снижалась от 400–450 до 100–50°С. Типоморфная геохимическая ассоциация представлена такими элементами, как U, Cu, Mo, Bi, Te, Se. Установлены содержания Cu 1450, Ni 180, Co 32, Pb 236, Bi 312, Mo 1440, Se 216, Te 363, Au 0.4, Ag 12.1, Y 50 в г/т (Калинин, 2018).

Изотопно-геохимические исследования, проводимые в северо-западной Карелии, позволили установить U/Pb возраст метасоматитов Au–U-проявлений по рутилу 1756 ± 8 млн лет и близкий ему Rb/Sr возраст по альбиту ~1754 млн лет. U/Pb возраст по ураниниту в альбит-карбонатных метасоматитах равен 1672 млн лет (Калинин и др., 2015; Калинин, 2018), по браннериту – 385 млн лет (близкий возрасту карбонатитового массива Салланлатва – 372 млн лет), что отражает влияние поздних палеозойских процессов.

Месторождения и рудопроявления золото-медносульфидные

Золото-медносульфидная и золотосодержащая медносульфидная вкрапленно-прожилковая, жильная или гнездовая минерализация встречается в альбититах по габбродолеритам (Медные горы, Шуезерское, Мойна) и вмещающих их кварцито-песчаниках (Воронов Бор, Воицкое).

На рудопроявлении Медные горы в Кумсинской структуре (фиг. 3) сульфидная медная минерализация приурочена к карбонатным и кварц-карбонатным жилам и прожилкам, секущим альбититы, измененные габброиды и вмещающие толщи. Она представлена халькопиритом, пиритом, реже встречаются сфалерит и галенит, в том числе селенсодержащий. Из сульфидов меди наиболее распространен халькопирит, в его кайме образуется борнит, который при окислении замещается халькозином и гематитом. В связи с тем, что изменяются габбродолериты, все сульфидные прожилки содержат включения титанита и магнетита. Нерудные минералы в зальбандах прожилков представлены альбитом, кальцитом, хлоритом, эпидотом, иногда K-полевым шпатом, баритом, акцессорными монацитом и ксенотимом. Метасоматиты с пиритовой вкрапленностью (в ореоле) и медные сульфидные прожилки содержат Ti до 1.8%, в г/т: V 70–559, Co 13–495, Ni 13–125, Cu 43–1162, Zn 25–179, Mo 0.2–52, Pb 3.6–136, Se 29–47, Te 0.2–5.3, Bi 5, Ag 1.2–29, Au 0.2–1, ∑ЭПГ 0.04–0.53 (до 3.5), U 10–154, Ba до 539, Y 54.5. Содержание меди достигает 3.45%.

По микротрещинкам в пирит и халькопирит проникают тонкодисперсное (1–50 мкм) золото и теллуриды (табл. 6). Золото содержит Ag 12.34–24.8% (среднее 17.4%). Теллуриды обычно чаще, чем селениды, образуются при изменении габброидов. Среди теллуридов наиболее распространены гессит Ag₂Te, штютцит Ag₅Te₃, теллуровисмутит Bi₂Te₃, реже встречаются эмпрессит AgTe и самородный теллур. В ассоциации с ними установлены редкие зерна клаусталита, науманнита и Se-галенита (Se до 7.97%). Околорудные изменения пород и рудообразование происходили при Т = 265–90°С (Кулешевич и др., 2011). Метаморфические изменения габброидов происходили около 1.76 млрд лет назад (Pb²⁰⁶/Pb²⁰⁷ метод по титаниту), образование альбититов и околорудные изменения ~1.5 млрд лет (Rb/Sr метод по альбититам).

Таблица 6.  

Теллуриды, селениды и золото рудопроявления Медные Горы (мас. %)

Элемент	1	2	3	4	5	6	7	8	9	10
Ag	54.59	58.63	62.37	40.25	–	–	0.68	–	73.12	17.41
Te	43.71	41.57	38.63	59.75	46.07	47.79	45.29	–	–	–
Bi	–	–	–	–	52.33	51.95	49.20	–	–	–
Pb	–	–	–	–	–	–	–	71.82	–	–
Se	–	–	–	–	–	–	–	27.89	26.70	–
Au	–	–	–	–	–	–	–	–	–	81.05
Сумма	98.30	100.21	101.0	100	98.40	99.74	95.17	99.71	99.82	98.46

Примечание. 1–2 – штютцит Ag₅Te₃, 3 – гессит Ag₂Te, 4 – эмпрессит AgTe, 5–6 – теллуровисмутит Bi₂Te₃, 7 – Ag-теллуровисмутит, 8 – клаусталит PbSe, 9 – науманнит Ag₂Se, 10 – золото (среднее из 10 анализов). Прочерк – элемент не обнаружен.

Месторождение Воронов Бор (см. фиг. 3). Содержание сульфидов меди в рудах месторождения Воронов Бор составляет 10–40%. Медносульфидная минерализация формировалось в близповерхностных условиях: наблюдается смена халькопиритовой минерализации борнит-халькопиритовой и затем борнит-халькозиновой. В рудах установлены молибденит (1–2%), пирит, сфалерит, единичные зерна кобальтина, арсенопирита, галенита, акантита, а также селениды и более редкие минералы – рениит ReS₂, гринокит CdS, серебро (Кулешевич и др., 2009; Кулешевич, Лавров, 2011; Лавров, Кулешевич, 2010). Селениды ассоциируют преимущественно с борнитом, выделяются самостоятельно и образуют мелкие включения и эмульсионную вкрапленность в краевых частях зерен борнита, что подчеркивает накопление Se в конце рудного процесса. Чаще встречаются клаусталит и науманнит (размером 2–10 мкм). Науманнит содержит примесь Te 0.81–2.39%, возникает изоморфный ряд с замещением Se на Te. Золото (размером 10–40 мкм) с содержанием Ag 16–20% и реже Cu до 1.09% установлено в борните, кварце и гематите в окисленной руде (фиг. 8а–б). В срастании с золотом встречаются науманнит, фишессерит AgAuSe₂ (фиг. 8б–в), акантит, серебро, гессит. Более низкопробное тонкодисперсное золото ассоциирует с селенсодержащим борнитом. Оно содержит Ag до 32.9–74.06%, что позволяет отнести минерал к электруму или кюстелиту. В зоне окисления присутствуют халькозин, ковеллин, гематит, барит, малахит, азурит, куприт, встречается самородная медь.

Фиг. 8.

Золото и срастание золота с селенидами в борнитовых рудах месторождения Воронов Бор: а – золото в гематите; б – золото (Au) и фишессерит (Fsh) в борните (Brn); в – срастание науманнита (Nau) и фишессерита (Fsh) в борните. Изображения в BSE.

Содержание элементов в рудах и околорудных метасоматитах составляет: Ti 0.06–3.1%, V 0.02–0.037, Cu 0.3–10.5 (среднее 1.3%), в г/т: Co 3–100, Ni 18–107, Zn 13–462, Mo 1–21, Re 0.02–0.19, W 1–4.5, Pb 5–27, Te 0.5, Bi 0.2–73, Se 11–27, Ag 34–97, Au 0.26–1, Ba 288–1313, Y 11–63, U 1.3–185. Для измененных пород месторождения Воронов Бор с Au–Cu–S минерализацией получены Rb–Sr-изохроны с возрастом 1778 ± 6 млн лет и 1660 ± 8–1638 ± 8 млн лет (Глебовицкий и др., 2014).

Месторождение Воицкое, Северо-Выгозерская структура. Жильные и гнездовые Au–Cu-сульфидные руды (фиг. 9) месторождения представлены халькопиритом, борнитом, халькозином, золотом, в них встречаются молибденит, галенит, селеногаленит (Se до 9.7%), клаусталит PbSe, науманнит Ag₂Se, гессит Ag₂Te, штютцит Ag₅Te₃, виттихенит Cu₃BiS₃, богдановичит AgBiSe₂, фишессерит AuAg₃Se₂, самородный теллур (Se до 6.22), теннантит (Cu,Fe)₁₂As₄S₁₃, барит (Кулешевич, Лавров, 2010, 2012). Золото образует несколько генераций и входит в состав селенида (табл. 7, анализы 1–2, 13). Более крупное высокопробное золото первой генерации (фиг. 9а–б) встречено в халькопирит-кварцевых жилах (Au 93.47–95.0%, Ag 6.53–5.0%), добывалось при разработке рудника (Кулешевич, Лавров, 2012). Тонкодисперсное золото второй генерации (Ag 11.75–21.71%), золотосодержащий науманнит и фишессерит AuAg₃Se₂ были установлены в борнит-кварцевых жилах (фиг. 9в–г).

Фиг. 9.

Золото и селениды в борнитовых рудах месторождения Воицкого: а – золото на границе борнита (Brn) c халькозином (Clc); б – золото в борните (Brn); в – богдановичит (Bgd) в борнитовых рудах, г – фишессерит (Fsh) в срастании с халькозином (Clc) в борните (Brn). Изображения в BSE.

Таблица 7.  

Типоморфная минеральная ассоциация месторождения Воицкого (мас. %)

Элемент	1	2	3	4	5	6	7	8	9	10	11	12	13
Se	–	–	33.71	32.68	–	25.64	–	–	10.83	30.62	9.88	1.98	21.23
Ag	6.53	17.11	23.21	22.25	–	73.71	63.60	58.25	66.12	64.34	57.44	50.73	46.73
Te	–	–	–	–	–	0.46	36.23	41.55	23.05	5.04	32.68	41.25	1.34
Au	93.50	82.85	–	–	–	–	–	–	–	–	–	6.02	30.70
Bi	–	–	43.07	46.83	41.48	–	–	–	–	–	–	–	–
S	–	–	–	–	20.21	–	–	–	–	–	–	–	–
Cu	–	–	–	–	39.31	–	–	–	–	–	–	–	–
Сумма	100.03	99.97	99.99	101.76	101	99.81	99.83	99.8	100	100	100	99.98	100

Примечание. 1 – золото-1 из кварцевой жилы, 2 – золото-2 из борнитовых руд, 3–4 – богдановичит AgBiSe₂, 5 – виттихенит Cu₃BiS₃, 6 – науманнит Ag₂Se, 7 – гессит Ag₂Te, 8 – штютцит Ag_{5 –x}Te₃, 9 – Se-гессит, 10 – Te-науманнит, 11 – Se-штютцит, 12 – Au-Se-штютцит, 13 – фишессерит AuAg₃Se₂. Прочерк – элемент не обнаружен.

Селениды и теллуриды более распространены в борнит-кварцевых рудах (табл. 7). Борнит содержит пластинки халькопирита и решетку распада, представленную халькозином. В нем установлены мелкие тонкодисперсные овальные включения (3–50 мкм) науманнита, гессита, штютцита (табл. 7, анализы 6–8), а также промежуточные соединения зерен Au–Ag–Se–Te (анализы 9–12). В минералах этой группы намечается изоморфизм Ag с Au и Te с Se, содержание Au может достигать 2.16–12.35%, реже с ними встречается самородный теллур. В халькозине, ассоциирующем с науманнитом, увеличивается содержание Ag до 1.77%. В тонких срастаниях борнита с халькозином установлены Bi-содержащие минералы – богдановичит (Ag,Bi)Se₂ и виттихенит – Cu₃BiS₃ (табл. 7, анализы 35). Состав халькозина позволяет оценить нижнюю температуру образования в 150–70°С (Кулешевич, Лавров, 2012).

В околожильных метасоматитах c редкой вкрапленностью пирита и халькопирита содержание Au колеблется от 0.006 до 0.2 г/т, Ag 0.001–0.046%, Ni 0.002–0.01%, Co до 0.001%. В халькопирит-кварцевых жильных рудах содержание Cu достигало 14.2%, (среднее 1.3%), Au до 13.2 г/т (Минерально-сырьвая…, 2005). В более низкотемпературных борнитовых и борнит-халькозиновых рудах, детально изученных авторами, установлены повышенные концентрации (в г/т): Mo 218–320, Re 0.14, W 13.5, Se 20, Bi до 33, Ag 13.

Рудопроявление Шуезерское, Лехтинская структура. Основными рудными минералами жил и прожилков, секущих габброиды Шуезерской дайки, являются халькопирит, Со-пирит, галенит, молибденит, титанит, рутил, гематит. Прожилково-вкрапленная минерализация с преобладанием пирита содержит 0.32–0.95% Cu, Co 120 г/т, Ni 151 г/т. Медносульфидная (халькопиритовая) минерализация характеризуется содержанием Cu от 0.7 до 11.5–21.5% (среднее 2.43%), Ti 0.05–0.44%, а также (в г/т): Mo 25–260, Pb 37–2621, Ag 35–145, Zn 16–165, Bi 3–32, Te 0.6, Co 5–17, Ni 10–34, U 0.4–1.4, Se – в среднем 40 г/т. Coдержание золота составляет 0.1–20 г/т, среднее содержание молибдена – 0.04% (Минерально-сырьевая…, 2005). Более высокие концентрации золота тяготеют к измененным на контакте с габброидами метапесчаникам. В жилах с халькопиритом широкое распространение имеют минералы серебра – акантит Ag₂S, маккинстриит (Ag,Cu)₂S, штромейерит CuAgS, серебро, низкопробное золото, электрум. Селениды в медно-сульфидных рудах Шуезерского проявления распространены меньше. Галенит, молибденит и висмутовые минералы встречаются в поздних прожилках. Установлено, что процессы изменения габброидов Шуезерской дайки происходили 1772 и ~1644 млн лет назад, что связывается с метаморфизмом и гидротермальной переработкой – альбитизацией и отложением рудной минерализации (возраст определен по циркону в ЦИИ ВСЕГЕИ).

Рудопроявление Мойна в Елмозерско-Сегозерской структуре. Околожильные метасоматиты развиваются по габброидам: они отличаются повышенным содержанием Ti, V, присутствием титаномагнетита, титанита, рутила и гематита. Пирит-халькопиритовая минерализация образует гнезда, вкрапленность, прожилки. Она сечется более поздними галенит-кварцевыми жилками, содержащими Cd-сфалерит, гринокит CdS, низкопробное золото (Ag 23.65–28.65%) и электрум (Ag 40.39–43.47%). Золото срастается с селенсодержащим галенитом (Se 2.62–7.17%) и замещается кюстелитом (Ag 60.52%, Au 39.48%). Селениды встречаются редко, представлены науманнитом и клаусталитом. На галенит нарастает гринокит. В зоне окисления галенит замещается церусситом и англезитом. Содержание рудогенных элементов в пирит-халькопиритовых жилах (Cu более 2%) по данным ICP-MS анализа составляет (в г/т): Co 112–127, Ni 126–141, Zn 444–500. В секущих их галенит-кварцевых жилах установлено Cu 0.024–0.5%, Pb 0.5–2.9% и (в г/т): Cd 9–20, Bi 6–32, Ag 16, Te 1–3.6, Mo 1, U 3–5; Au 0.03–0.3. Содержание Se составляет 27–142 г/т.

На месторождении Майское в Паана-Куолаярвинской структуре ранняя рудная минерализация в пропилитах представлена пиритом и халькопиритом. В зальбандах кварцевых жил развита вкрапленность халькопирита, пирротина, Со-пентландита, сфалерита, галенита, кобальтина, а также встречаются более поздние минералы – клаусталит, галеноклаусталит Pb(S,Se), клокманнит CuSe, костибит CoSbS, цумоит BiTe, алтаит PbTe, гессит Ag₂Te, гринокит CdS, волынскит AgBiTe₂, раклиджит PbBi₂Te₂, поубаит PbBi₂(Se,Te,S)₄, минералы ряда кавацулит-скиппенит Bi₂Te₂Se (Порицкий и др., 1993; Сафонов и др., 2003; Вольфсон и др., 2005; Калинин и др., 2018). Золото отлагалось в две стадии. Более крупное золото-1 (размером 0.1–2 мм) содержит 6–10% Ag; мелкое золото-2 (до 10 мкм) ассоциирует с Ag-содержащими минералами и содержит 20–43% Ag.

На рудопроявлении Кайралы рудная минерализация кварцевых жил представлена пиритом, халькопиритом, встречаются пирротин с пламеневидным пентландитом, сфалерит, кобальтин, миллерит, мелонит, калаверит, монтбрейит, клаусталит, золото и электрум (Войтеховский и др., 2009, 2010; Чернявский и др., 2012). Золото ассоциирует с теллуридами и селенидами.

По результатам Rb–Sr датирования для месторождения Майское установлено, что пропилиты формировались от 1.85–1.77 млрд лет, магнезиальные метасоматиты (кварц-биотит-амфиболовые ассоциации) ~1.66 млрд лет, а околорудные гумбеиты ~1.403 млрд лет (Сафонов и др., 2003; Коваль и др., 2019). Золото отлагалось на стадии образования гумбеитов. С золотом ассоциирует галенит с примитивным изотопным составом и модельным возрастом 2530 млн лет: объясняется это ремобилизацией рудного вещества из архейских пород в период Свекофеннской орогении (Турченко, Гроховский, 2018). Отмечается также влияние палеозойских процессов (Бушмин и др., 2013).

ОБСУЖДЕНИЕ

Лапландско-Онежская региональная структура заложилась и развивалась в палео- и мезопротерозое как рифтогенная. В карельской части она представлена вытянутыми локальными синклинорными структурами, выполненными палеопротерозойскими комплексами пород, среди которых преобладают толщи ятулийского и людиковийского надгоризонтов, сформировавшиеся 2.3–1.92 млрд лет назад. Со свекофеннским орогенным этапом развития Лапландско-Онежской структуры, проявившимся на Карельском кратоне около 1.78 млрд лет, связываются главные складчато-разрывные деформации, метаморфические преобразования и последующие (около 1.6 и 1.5–1.4 млрд лет) метасоматические изменения пород, сопровождающиеся благороднометалльно-Cu–U, благороднометалльно-Cu–U–V и Au–Cu-сульфидной минерализацией (Глебовицкий и др., 2014). Фиксируется влияние и более поздних мезопротерозойских (с возрастом 1.2–1.1 млрд лет) и палеозойских процессов.

Локализация благороднометалльно-Cu–U, благороднометалльно-Cu–U–V и Au–Cu-сульфидных месторождений и рудопроявлений как в Финляндии, так и Карелии, имеет отчетливо выраженный структурно-тектонический контроль (Patison, 2007; Hitzman, 1992; Калинин, 2018; Минерально-сырьевая…, 2005; Онежская…, 2012). В палеопротерозойских структурах Карелии рудная минерализация отлагалась в зонах складчато-разрывных или сдвиговых деформаций северо-западных или северо-восточных простираний. Деформации вмещающих комплексов сопровождались метаморфизмом пород, дорудными пропилитами, последующими низкотемпературными изменениями (на разных стадиях процесса имеющими разную щелочность-кислотность – эйситами, щелочно-железо-магнезиальными метасоматитами, гумбеитами, слюдитами, березитами) и кварц-карбонатными жилами. Значительный вклад в формирование этих гидротермально-метасоматических систем внесли высокосоленые захороненные растворы палеопротерозойских бассейнов. Температура образования дорудных и околорудных метасоматитов не превышала 300–400°С, оруденения – 300–50°C, а глубина формирования – 0.5–2.5 км.

В Онежской структуре метасоматоз проявился наиболее широко. Отложение комплексного благороднометалльно-Cu–U–V оруденения (с Mo, Bi, Se) происходило в Cr–V-слюдитах полистадийно, о чем свидетельствуют геологические наблюдения и имеющиеся датировки пород и руд. Щелочные метасоматиты сопровождаются урановой минерализацией и интенсивной гематитизацией пород, в связи с их близповерхностным формированием. Отложение благородных металлов (золота и Pd–Bi–Se-фаз) происходило на заключительных стадиях процесса, а молибденита, судя по Re/Os датировкам, несколько позднее. Присутствие селена практически во всех типах рудной минерализации, приуроченность селенидов к участкам с наиболее низкотемпературными медными сульфидами и максимальная связь с урановой минерализацией подчеркивают возможность привноса этого элемента.

Комплексные руды Онежской структуры и рудная минерализация Кумсинской, Лехтинской, Паана-Куолаярвинской и других структур Карелии подобны Au–Cu–S и Au–U месторождениям и проявлениям Северной Финляндии, относимых к группам 1 и 2, по систематике финских геологов, а именно: 1 – золото-сульфидным (или сульфо-арсенидным) гидротермальным объектам орогенической группы; 2 – золото-медно-сульфидным с атипичной геохимической ассоциацией (Cu, Au, Ni, Co, Mo, Bi, Te, As, Se, U, РЗЭ). Установленные геохимические ассоциации руд имеют контрастные свойства. U и Au, Co–Ni и Mo–Bi–Pb – это элементы с резко различающимися геохимическими свойствами, генезисом, а их ассоциации, соответственно, относятся к “атипичным”. Тем не менее, как показывают исследования на различных месторождениях мира, случаи совместных концентраций этих элементов в комплексных объектах оказались весьма значительны и практически значимы (Roberts, Hudson, 1983; Johnson, Cross, 1995; Reynolds, 2000; Eilu, 1999; Eilu, Niiranen, 2002; Patison et al., 2007). Среди мезозойских Au–U-месторождений, например, к таким объектам в России относится уникальный Эльконский золото-урановый рудный узел (Мигута, 1997; Молчанов и др., 2012). В Северной Финляндии – палеопротерозойское месторождение Ромпас (Vanhanen et al., 2015; Полеховский и др., 2019), где благородные металлы и уран встречаются совместно или в пространственной близости. Очевидно, отсутствие As в протерозойских рудных объектах Карелии объясняется их более низкотемпературным образованием. В близповерхностных условиях начинают доминировать кислородные соединения (гематит, гетит, минералы урана, барит, низкотемпературные генерации минералов группы кварца – аметисты, карнеолы). Уникальным примером комплексного рудного сырья (Cu, Fe, U, Au, РЗЭ) и опалов является рифейское месторождение Олимпик Дэм в Австралии и другие подобные объекты на большой площади его проявления. В связи с таким подобием геохимических данных и полученными датировками (1.67–1.49 млрд лет) авторами статьи высказывались предположения о возможном открытии подобного рудного объекта в Онежской структуре.

В пределах Лапландско-Онежской структуры можно наметить региональную зональность размещения благороднометалльно-Cu–U – благороднометалльно-Cu–U–V и Au–Cu-сульфидных месторождений или рудопроявлений, зависящую от геологического положения и строения конкретных геологических структур (фиг. 1). Наиболее значительные рудные объекты установлены в Онежской структуре. Руды месторождений так называемого Падминского типа – источник ванадия и урана (табл. 1), подготовленный благодаря производственным работам для освоения, с ними попутно могут добываться благородные металлы (Минерально-сырьевая…, 2005).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

(1) Со свекофеннским орогенным этапом развития Лапландско-Онежской рифтогенной структуры, проявившимся на Карельском кратоне около 1.78 млрд лет назад, связываются главные складчато-разрывные деформации. Деформация вмещающих палеопротерозойских комплексов сопровождалась метаморфизмом пород, образованием дорудных и синрудных метасоматитов и кварц-карбонатных жил с благороднометалльной рудной минерализацией. Длительность формирования метасоматитов и оруденения на рудопроявлениях и месторождениях Карелии, установленная различными методами, укладывается преимущественно в интервал ~1.78–1.49 млрд лет.

(2) Интенсивные щелочные изменения разных по составу вмещающих пород ятулийского и людиковийского надгоризонтов (ультраосновных, основных, карбонатных, шунгитоносных, алевролитов, габбродолеритов) способствовали выносу широкого спектра элементов, переотложению их в зонах слюдитов и карбонатно-слюдистых метасоматитов и завершились дополнительным привносом гранитофильных элементов. Метасоматические изменения пород сопровождались отложением благороднометалльно-медно-уранового, благороднометалльно-медно-уран-ванадиевого, золото-медносульфидного оруденения и молибденитовой минерализации.

(3) Руды содержат большой и разнообразный (“атипичный”) набор элементов: U, V, Cu, Au, Ag, Pd, Pt, Mo, Zn, Pb, Se, S, Bi, Te, переменные концентрации Fe, Ti, Cr, Co, Ni, Cd, Re, Ba, Y, P. Среди этих элементов V, U, Cu, благородные металлы и иногда Mo формируют промышленные концентрации.

(4) К типоморфным элементам благороднометалльно-Cu–U, благороднометалльно-Cu–U–V и Au–Cu-сульфидных месторождений и проявлений Карелии относится селен. Геохимический анализ комплексов пород, распространенных в изученных структурах, показал крайне низкий фон этого элемента во всех типах вмещающих пород, кроме шунгитоносных толщ Онежской структуры, где фиксируются средние содержания селена 3–13 г/т. В метасоматитах по шунгитам с сульфидами содержание Se увеличивается в десятки раз. В метасоматитах с вкрапленно-прожилковой минерализацией падминского типа его концентрация возрастает до 40–1600 г/т и достигает нескольких процентов в участках развития клаусталитовых прожилков.

(5) Благороднометалльная гидротермальная минерализация тяготеет к участкам с селенидами, которые относятся к типоморфным минералам. Среди них наиболее распространенными являются клаусталит и науманнит. Установлены более редкие минералы – фишессерит, палладсеит, падмаит, судовиковит, богдановичит, парагуанахуатит, эвкайрит, умангит, клокманнит, тиманнит, тиррелит, кадмоселит, а также селенсодержащие сульфиды (Se-молибденит, Se-малышевит, вейбуллит, селеногаленит, Se-борнит и халькозин) и селенотеллуриды (кавацулит, скиппенит, поубаит, бамболлаит). В зонах окисления в ассоциации с гематитом, гетитом встречаются самородный селен, селенаты и необычные глобулярные срастания золота с палладсеитом.