'); ?>

Cум-Пулозерская площадь (доработанная)

Метаморфические и метасоматические (эпигенетические) образования на изученной площади сформировались в течение трёх тектономагматических циклов: раннеархейского, позднеархейского и протерозойского. Каждый из них начинался с образования вулканических толщ, а заканчивался гранитообразованием (AR1, AR2) и метаморфизмом (AR1, AR2, PR1). Изучение эпигенетических образований проводилось по шлифам, отобранным предшественниками по керну скважин буровых профилей [Пекуров, 1965ф; Химка, 1978ф; Фурман, 1983ф], а также коллекции шлифов, составленной при проведении маршрутных исследований и картировочного бурения в 2012-2013 г.г.

Породы раннеархейского тектономагматического цикла, на севере изученной площади, в Беломорском мегаблоке практически нацело перекрыты четвертичными отложениями. На сопредельных территориях, кроме плагиогранитов, в этом мегаблоке отмечают амфиболиты и гнейсы различного состава. В обрамлении зеленокаменных структур (ЗС), на изученной площади, породы раннеархейского тектономагматического цикла представлены, в основном, плагиогранитами, в разной степени преобразованными позднеархейской микроклинизацией.

Метасоматические образования позднего архея. С формированием лопийских вулканических толщ связано образование автометасоматических (Рыбаков С.И. Колчеданное рудообразование в раннем докембрии Балтийского щита, 1987) и в разной степени проявленных поствулканических низкотемпературных изменений. К автометасоматическим относим клиноцоизит-амфиболовые изменения в базальтах и долеритах, серпентиниты по ультрабазитам и альбитофиры по риодацитам. По этим образованиям развиты в разной степени проявленные поствулканические низкотемпературные изменения - хлоритизация до хлоритолитов, оталькование до лиственитов и серицитизация до березитов.

Автометасоматоз, происходивший при остывании вулканической толщи лопия. Породы базальтового состава изначально претерпели интенсивную амфиболизацию (таблитчатая роговая обманка) по пироксенам, плагиоклаз при этом практически нацело замещён клиноцоизитом, реже альбитом. Также альбит фиксируется в виде редких прожилков мощностью до первых сантиметров. В силлах риолитов и дацитов автометасоматические образования представлены псевдо- и автоморфными (кварц)-альбитовыми изменениями, которые часто охватывают весь обьем породы (альбитофиры, рис. 1). Региональная альбитизация вулканитов наблюдалась в вулкано-плутонических поясах различных эпох в разных регионах и идентифицируется как автометасоматическая (вулканогенная) [Методика…, 1981].

Рис. 1. Риодацит, альбитизирован (Ab) до альбитофира с прожилком карбоната (Cc)

 

Серпентиниты (рис.2, 3), как правило, замещают ультрабазиты всех разновозрастных комплексов изученного района. Серпентинизация является характерным изменением ультрабазитов и в палеозойских толщах различных регионов России. Вероятно, что это автометасоматический процесс, происходивший при остывании ультрабазитов в обводнённой среде. Этот процесс явно приводит к перераспределению рудных элементов (кокардовые структуры). Также в с серпентинитах фиксируются редкие прожилки карбоната с сульфидной никельсодержащей минерализацией. Возможно, такие прожилки сформировались в результате серпентинизации ультрабазитов при перераспределении петрогенных и рудных элементов. В Коросозерской структуре, в преобразованных ультрабазитах известны п.м. Коросозерский и Шунозерский.

 

Рис.2. Серпентинизированный (Srp ) ультрабазит с останцами пироксена(Pу ). Николи х

 

 

Рис.3. Тоже-николи II, кокардовые структуры, подчёркнуты перераспределением рудных минералов(Ore).

Метасоматические низкотемпературные изменения. Хлоритолиты (рис.4). В базальтах лопия отмечается в разной степени проявленная хлоритизация до хлоритолитов - хлорит-30-70 %, кварц - 10-30 %, карбонат - 0-10 %, реже сфен и тальк. Хлорит частично замещает роговую обманку [Рыбаков, 1987], а также наблюдается в виде редких скоплений с кварцем. Хлоритолиты традиционно идентифицируют как образования зеленосланцевой фации метаморфизма погружения [Рыбаков, 1987]. Предполагаем, что эти образования имеют метасоматический генезис исходя из следующих наблюдений:

  1. идентичность состава образований зеленосланцевой фации с околорудными изменениями (хлоритолитами) на известных золоторудных участках;

  2. постоянное наличие в этих образованиях скоплений и прожилков кварца;

  3. специализация их на серебро и золото с халькофильными элементами. Из 54

проб, отобранных по керну скважин первого и второго профилей (Рис. 5.1) - 30 имеют повышенные содержания Аg (0,26-3,7 г/т) и 8 – по Au (0,0054-0,022 г/т).

В базальтах лопия Коросозерской зеленокаменной структуры зонки хлоритолитов, мощностью обычно первые метры, фиксируются в контактах силлов риолитов и ультрабазитов. На участках сгущения силлов и увеличения их мощности, ширина зон хлоритолитов возрастает до десятков метров. Здесь, в ряде случаев, появляется тальк, увеличивается содержание карбоната, появляются прожилки кварц-карбонатного состава. На таких участках фиксируются аномальные содержания меди, серебра и золота - пункты минерализации (п.м.) Вожмозерские. Среди базальтов отмечаются также и самостоятельные зоны хлоритолитов с кварцевыми жилками, иногда с тальком и сульфидной минерализацией, мощностью до 40 м и более. Появление талька, сульфидов и прожилков кварц-карбонатного состава сопровождается аномальными содержаниями золота, Ag, Cu, Zn, Pb.

Листвениты (рис.5). В ряде случаев серпентиниты в Коросозерской структуре преобразованы в листвениты (тальк-карбонатные породы - пункт минерализации Вожмозерский-I). Мощность зон таких образований от первых сантиметров в эндоконтакте силлов серпентинизированных ультрабазитов, до сотен метров с захватом породы всего силла. Листвениты, в основной массе, не несут сверхкларковых содержаний золота. Повышенные содержания золота фиксируется иногда в краевых частях лиственитов, в приконтактовых зонах хлоритизации.

 

Рис.4. Хлоритолит. На фоне ранних кварца (Qu) и хлорита (Chl)

поздние (метаморфогенные) актинолит (Act) и эпидот.

 

Рис.5. Лиственит по ультрабазиту с тальком (Talk) и карбонатом (Cc)

Березитизированные породы (рис.6). В эндоконтакте риодацитов,секущих базальты лопия, в ряде случаев отмечаются зоны с серицитом, хлоритом, сфеном, реже карбонатом и золотосодержащими прожилками кварца с сульфидами (до полнопроявленных березитов). Во внутренних частях березитизированных риолитов наблюдаются маломощные (3-5 см) кварцевые прожилки с сверхкларковыми содержаниями молибдена (до 37,7 г/т).

 

Рис.6. Риолит-порфир, березитизирован - серицит(Sеr) и карбонат(Сс)

 

 

В восточном обрамлении южной части Коросозерской структуры, в плагиогранитах фундамента также фиксируются березитоидные изменения (Рис.7). При этом, по плагиоклазам развивается псевдоморфный серицит (5-10%), иногда карбонат (до 5%), реже - скопления хлорита, прожилки кварца и единичный пирит. Среди березитизированных плагиогранитов отмечаются тела лиственитизированных ультрабазитов. Это, вероятно, указывает на одновременность этих эпигенетических процессов. Некоторые исследователи относят такие изменения к корам выветривания. Но при корообразовании карбонаты и сульфиды не кристаллизуются. Также трудно представить как образуется при этом псевдоморфный серицит.

В Пулозерской структуре преобразования подобны автометасоматическим и низкотемпературным изменениям, наблюдаемым в Коросозерской зеленокаменной структуре (хлоритолиты, листвениты, березиты по автометасоматически преобразованным породам). Эти образования вскрыты скважинами С-16 (проявление Пулозерское-III), С-15, С-321, С-1х (п.м. Восточно-Хижозерское), а также профилем скважин С-312 – С-316. Таким образом, зона лиственит-хлоритолит-березитов в Пулозерской структуре прослеживается, возможно, прерывисто и кулисообразно более 30 км, выходя за восточную рамку листа, где известно проявление Половнинское. Мощности зон лиственитов достигают сотен метров (Восточно-Хижозерский участок), хлоритолитов – более сотни метров (проявление Пулозерское-III).

 

Рис.7. Плагиогранит березитизированный с поздними (метаморфогенными) эпидотом (Ep) и актинолитом (Act)

 

Листвениты, березиты и хлоритолиты обычно образуют единые зоны, что указывает на их синхронное формирование. При этом листвениты образуются по серпентинизированным ультрабазитам, березиты - по породам кислого состава, а хлоритолиты – по базальтам. На все эти низкотемпературные образования практически повсеместно, но неравномерно, накладываются более поздние среднетемпературные биотит-эпидот-амфиболовые ассоциации (вероятно метаморфогенного генезиса, рассмотрено далее). На такие взаимоотношения также указывает Рыбаков С. И. [1987]. Вероятно, что листвениты, березиты и хлоритолиты сформировались до позднеархейского метаморфизма и имеют поствулканический генезис.

В Карелии, со становлением поствулканических порфировидных интрузий габбро–диорит–гранитпорфирового комплекса, увязывают возникновение Cu-Mo месторождений типа Лобаш. Размеры рудоносных интрузий незначительны (1000 х 500 м). Оруденение фиксируется в зонах интенсивной березитизации и окварцевания. Для порфировидных гранодиорит-гранитов, вмещающих оруденение, характерна площадная слабопроявленная березитизация с рассеянным пиритом и кварцевыми жилами на фоне ранних кварц-альбитовых изменений. Картировочное бурение 2013 года выявило в Коросозерской ЗС кварцевые жилы, аномальные по молибдену среди березитизированных риодацитов и хлоритолитов по базальтам. Из 54 проб, отобранных по керну скважин первого и второго профилей, в 24-х определены сверхкларковые содержания Mo (2,3-37,7 г/т). Не исключено, что эти образования фиксируют периферию порфировых интрузий лобашского типа.

Позднеархейский метаморфизм эпидот-амфиболитовой фации, вероятно, был следствием формирования микроклиновых гранитов и обширных ареалов микроклинизированных плагиогранитов, обрамляющих зеленокаменные структуры. В раннеархейских плагиогранитах при этом отмечается порфиробластическая микроклинизация и пегматоидные кварц-микроклиновые жилы. Микроклинизированные плагиограниты занимают площади в сотни квадратных километров. По периферии ареалов интенсивной микроклинизации, в плагиогранитах фиксируются эпигенетические эпидот, цоизит, актинолит и биотит, до 5-10 % (рис.7). Вероятно, это внешний фронт преобразований, обусловленный региональной микроклинизацией плагиогранитов. В базальных протерозойских конгломератах, в гальке плагиогранитов, отмечаются аналогичные эпигенетические преобразования, что указывает на допротерозойский возраст этих изменений.

Биотит-эпидот-цоизит-актинолитовые эпигенетические образования в плагиогранитах подобны (биотит)-эпидот-амфиболовым изменениям, наблюдаемым в породах зеленокаменных структур. Здесь эти изменения развиваются позднее лиственитов, хлоритолитов и березитов, что указывает на смену температурного режима – от низко- к среднетемпературному, т.е. (биотит)-эпидот-амфиболовые ассоциации в породах зеленокаменных структур, вероятно, являются результатом позднеархейского метаморфизма (обусловленного региональной микроклинизацией).

Интенсивность метаморфогенных изменений зависит от состава породы. Наиболее интенсивно преобразуются ранее слабо изменённые базальты - до эпидот-актинолитового агрегата, иногда со скаполитом. По ранее образованному карбонату при этом развивается эпидот (рис.8). В редких (кварц)-альбитовых прожилках, секущих базальты, появляется игольчатый актинолит (рис.9). В меньшей мере преобразуются риолиты, здесь нередко появляется биотит (рис.10), вероятно, сформированный за счёт К2О, освобождённого при альбитизации. В контакте с риолитами в изменённых ультрабазитах также отмечается биотит (рис.11), вместо обычного тремолита (рис.12.). В плагиогранитах фиксируется актинолит, эпидот и биотит (рис.13)

 

Рис.8. Базальт карбонатизированный (Cc) с поздним эпидотом (Ep).

 

Метаморфогенные минералы интенсивно замещают хлоритолиты, листвениты и серпентиниты обычно лишь в краевых участках. Внутренние участки крупных серпентинизированных массивов захвачены тремолитизацией незначительно (рис.14.), маломощные - замещаются до тремолититов.

 

Рис.9. Альбитовый (Ab)_прожилок в базальте c наложенным актинолитом (Akt).

 

Рис.10. Риолит-порфир, альбитизирован с поздним биотитом (Bt)

 

Рис.11. Ультрабазит. Серпентин (Serp) тальк (Talk)с наложенным биотитом (Bt)

 

Рис.12. Лиственит с наложенным тремолитом (Trem) по ультрабазиту

 

Рис.13. Плагиогранит березитизированный с поздним биотитом (Bt)

 

Рис.14. Тремолит (Trem) по серпентину (Srp)

 

Образования типа кор выветривания в Карелии картируют, как правило, по периферии протерозойских структур. Состав их меняется от мономинерального серицитового до березитоидного облика. В состав образований кор выветривания относят псевдоморфный серицит по плагиоклазу, хлорит по биотиту, карбонат по калишпату, иногда замещаемый тальком. Последнее кстати является характерным признаком вулканогенных изменений. В ряде случаев отмечают увеличение содержания сфена. В текстах упоминают каолинит, хотя в приводимых разрезах его нет. Фиксируют, что в процессе выветривания состав плагиоклазов меняется от №8-10 на более кислый №0-2. Часто отмечают регенерированный мелкомозаичный кварц в смеси с серицитом (Геология, литология и палеография ятулия Центральной Карелии. Петрозаводск, 1970).
Все перечисленные минералы могут образовываться и гидротермальным путём. Трудно представить себе как сформировался псевдоморфный серицит по плагиоклазам при корообразовании. Вероятно, что наличие разноориентированных псевдоморфных чешуек серицита по плагиоклазам не может быть результатом метаморфизма глинистых минералов. Это результат гидротермального процесса.

Вызывает некоторое недоумение, что вулканогенные изменения в протерозойских породах фиксируются, а реликтов глинистых минералов, замещаемых метаморфогенными минералами, в породах фундамента не замечено.

Первоисследователи образований типа кор выветривания отмечали, что вверх по разрезу коры увеличивается содержания К2О, МgО, а Al2O3, FeO? MnО практически не меняется, значительно уменьшается содержания Na2O (при этом отмечают карбонат), существенно убывает количество общей и силикатной SiO2.

Всё это мало похоже на коры химического выветривания, поскольку при корообразовании впервую очередь выносятся щёлочи, а алюминий, железо и иногда марганец накапливаются (Б.М. Михайлов. Рудоносные коры выветривания. Л, 1986).

Некоторые исследователи (О.В. Андреева,Б.И. Омельяненко. К вопросу о критериях различия кор выветривания от гидротермальных аргилизитов.1984 г.) считают, что в отличие гидротермальных образований от кор выветривания заключается в наличии карбоната, хлорита, сульфидов и светлых слюд, которые наблюдаются в виде прожилков и псевдоморфных скоплений

Не исключая наличия преобразованных кор выветривания акцентируем внимание на возможности формирования в такой позиции зон березитизации, обусловленных тектоно–вулканическими процессами протерозоя. Рудопроявление Дорожное находится именно в такой структурной обстановке.

 

 

 

Метасоматические образования протерозоя. В протерозойских (осадочно)-вулканических толщах структуры Ветреного пояса (ВП) в коматиитах, коматиитовых базальтах и силах ультрабазитов отмечается автометасоматическая серпентинизация. Также здесь известны стратиформные зоны хлоритолитов с золотосодержащей сульфидной минерализацией (за восточной рамкой проявление Шапочка). В конгломератах венда, перекрывающих золоторудные зоны проявления Шапочка, известны палеороссыпные концентрации золота. Это указывает на довендский возраст возникновения золоторудной зоны хлоритолитов и, вероятно, что рудообразование связано с протерозойским вулканизмом.

В северной части структуры ВП, вдоль Беломорского геоблока, известна мощная (1-2 км) зона рассланцевания [Коматииты…,1988]. На площади изученного листа зона перекрыта четвертичными отложениями. Породы в этой зоне нацело карбонат-хлоритизированы. Южнее этой зоны, водораздел Голец-Шапочка сложен слабо хлоритизированными коматиитовыми базальтами, серпентинитами по ультрабазитам, лиственитов не отмечается. Южнее водораздела степень хлоритизации пород вновь увеличивается. При этом, в цементе конгломератов киричской свиты фиксируются заметные (10%) количества хлорита, т.е. отмечается увеличение интенсивности проявления низкотемпературных изменений к краевым частям структуры Ветреного пояса. Учитывая наличие вулканогенных золоторудных зон в пределах протерозойских толщ предполагаем, что в южной периферии структуры ВП возможно обнаружение хлоритолитов с рудными концентрациями золота.

Периферия Южно-Выгозерской ЗС осложнена тектоническими клиньями, сложенными протерозойскими кварцевыми песчаниками. Ширина таких клиньев первые сотни метров, протяжённость - километры. Песчаники заметно карбонатизированы (до 25 %), c хлоритом и содержат переменное (до 30 %) количество серицит-мусковита. Слюда наблюдается в виде скоплений и струй. В приконтактовых с песчаниками плагиогранитах фиксируется порфиробластовый железистый карбонат (п.м. Дорожное) в виде ромбов (рис.15), реже гломеробласты хлорита. В микроклинизированных плагиогранитах иногда отмечаются прожилки карбоната секущие микроклин (рис.16). Далее от контакта с протерозойскими песчаниками, в плагиогранитах, карбонат постепенно исчезает.

В рудной зоне повышены содержания халькофильных элементов с серебром и золотом. Вероятно, что серицит-хлорит-карбонатные изменения на этом участке определялись тектоно-вулканическими процессами протерозоя. Зона слабо проявленных карбонат-хлоритовых изменений, вмещающая рудопроявление Дорожное, имеет ширину около 200 метров и протяжённость, вероятно, километры. Минерализованная зона интенсивных изменений с сульфидами – первые метры, протяжённость не определена (перекрыта четвертичными отложениями).

 

Рис.15.. Березит по плагиограниту с ромбами железистого карбоната (Fe-Cc)

 

В контакте лопийских базальтов с раннеархейскими плагиогранитами (восточное обрамление Южно-Выгозерской ЗС) также отмечаются протерозойские песчаники. Эти песчаники изменены также как и на п.м. Дорожное. Приконтактовые зоны песчаников с базальтами и плагиогранитами перекрыты четвертичными отложениями. Не исключено нахождение здесь минерализованных участков с золотом.

Протерозойский метаморфизм эпидот-амфиболитовой фации. Протерозойские метаморфогенные изменения унаследуют состав вмещающих пород. В коматиитах и базальтах свиты Ветреного пояса, при метаморфизме образуются тремолит-пренитовые (до тремолититов по серпентинизированным коматиитам) и (биотит)-эпидот-актинолитовые, иногда со скаполитом, эпигенетические ассоциации. Эти образования аналогичны метаморфогенным образованиям позднего архея. Отличие заключается в спорадической фиксации в породах пренита, который в архейских вулканитах не отмечался.

 

Рис.16. Плагиогранит микроклинизированный (Mi) с поздним карбонатом (Cc)

 

Метаморфогенные минералы в коматиитовых базальтах часто нацело замещают ранее созданный серпентин и хлорит. Взаимоотношения минералов не всегда отчётливы, но при внимательном изучении фиксируется замещение серпентина и хлорита среднетемпературными минералами. Замещение эпидотом и актинолитом хлорита отмечается также в цементе базальных конгломератов протерозоя. Более поздних изменений (постметаморфических) в пределах протерозойских толщ не обнаружено.

Таким образом, золотосопровождающими метасоматитами, по мнению большинства исследователей, являются листвениты, хлоритолиты и березиты (ЛХБ), которые в разной степени изменены последующими преобразованиями. Региональные зоны ЛХБ в вулканических структурах представлены совокупностью отдельных, более локальных зон метасоматически преобразованных пород. Мощность локальных зон от первых метров до первых десятков и сотен метров. Они развиты вдоль контактов и в обьёме силлов различного состава, а также в краевых частях вулканических структур.

Вероятно, что региональные зоны ЛХБ золоторудны не по всей протяжённости, а в узловых участках с масштабным проявлением низкотемпературных изменений. Содержания золота на изученных участках, как правило, незначительны – сотые и десятые доли г/т, редко первые г/т. Возможно, на Сумозерско-Пулозерской площади бурением вскрыты лишь периферии рудоносных зон.

На изученной территории можно выделить четыре региональных зоны ЛХБ. Выгозерская, Коросозерская, Пулозерская - в пределах и краевых частях одноимённых структур, а также Ветреная, предполагаемая в южной части структуры Ветреного пояса. Зоны ЛХБ являются вещественным наполнением металлогенических районов и узлов.

Выгозерская зона ЛХБ наблюдается в виде обычно слабо проявленной березитизации по плагиогранитам, кварцевым песчаникам и в виде маломощных зон хлоритолитов по базальтам. Перспективы этой зоны раскрываются южнее нашей площади. Протяжённость зоны вероятно десятки км.

Коросозерская зона ЛХБ изучена предшественниками в южной части (Вожмозерские п.м.), картировочным бурением 2013 года - в центральной и единичными скважинами [Пекуров, 1965ф] - в северо-западной части в районе Коросозера. В южной части скважины вскрывают ряд зон хлоритолитов мощностью до первых десятков метров среди базальтов (п.м. Вожмозерские). Продолжение этих зон отмечается в картировочных скважинах первого и второго профилей (2013 год). Здесь отмечаются аномальные содержания серебра (до 3,7 г/т), халькофильных элементов, иногда геохимические аномалии золота. В пределах этой ЛХБ, кроме золота фиксируются сверхкларковые содержания молибдена в кварцевых жилах среди березитизированных риолитов и хлоритолитов.

В районе Коросозера скважинами вскрыты зоны сульфидизации, иногда с аномальными (0,2 г/т) содержаниями золота (переопробование 1978 года скважин Пекурова А. В). Бурение проводилось с целью поисков Ni-оруденения, краевая часть ЗС не опоисковывалась. Вероятно, что Коросозерская зона ЛХБ имеет протяжённость более 40 километров, возможно прерывисто и кулисообразно.

Пулозерская зона ЛХБ предшественниками изучена детальнее [Пекуров, 1965ф; Химка, 1978ф; Бонбенков, 1982ф]. Здесь известны проявления Пулозерское-III, Половнинское (за восточной рамкой площади) и п.м. Восточно-Хижозерского участка. Минерализация отмечается в рассланцованных хлоритолитах с тальком, прожилками кварц-карбонатного состава и с сульфидами. Содержания золота до 2 г/т. Предполагаем, что эти рудоконцентрации располагаются в единой зоне протяжённостью более 30 км.

Ветреная зона ЛХБ, предполагаемая в южной части структуры Ветреного пояса, перспективна на обнаружение золоторудных концентраций.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Рисунки

 

 

Рис. 4. Продолжение разреза по материалам Фурмана В.Н., 1983г.

 

 



Рис.9 Разрезы