Рудоконцентрации Карелии

Эпигенетические изменения и гидротермальные рудоконцентрации лопийских и карельских структур

Рассмотрены взаимоотношения различных по составу эпигенетических ассоциаций и разнометальных рудоконцентраций в породах восточной Карелии. На основе статистически устойчивых взаимоотношений формулируется вывод о поствулканической (дометаморфогенной) природе возникновения основной массы гидротермального оруденения.

Разнометальные (Cu, Au, Мо, U, V) гидротермальные рудоконцентрации Карелии фиксируются в разновозрастных (осадочно)-вулканических структурах. В породах раннеархейского фундамента промышленные рудоконцентрации не известны. Рудосопровождающими изменениями в зависимости от состава пород являются березиты, хлоритолиты и листвениты, рудовмещающими – кварцевые, кварц-карбонатные жилы, иногда кварц-гематит-доломитовые метасоматиты. Все эти образования в разной степени изменены последующими процессами.

Изучение эпигенетических образований территории проведено по методике разработанной во ВСЕГЕИ на примерах картирования гидротермально–метасоматических образований в палеозойских и мезозойских структурах [6]. Картирование проводилось в разных масштабах на площадях с хорошей обнажённостью, с изучением керна поискового и картировочного бурения. Эти работы позволили выделить и охарактеризовать основные типы гидротермально-метасоматических ассоциаций, выявить закономерности их развития и доказательно увязать с конкретными геологическими событиями. Сложность изучения эпигенетических преобразований (метаморфических и гидротермально–метасоматических) докембрийских пород заключается в пространственном совмещении в одном обнажении (и в пределах шлифа) разновременных минеральных ассоциаций. В палеозойских структурах эпигенетические образования встречаются чаще в «чистом» виде, хотя также отмечаются участки наложения одних ассоциаций на другие.

Эпигенетические изменения и рудоконцентрации лопийских структур

Эпигенетические изменения лопийских (позднеархейских) структур изучались в основном по шлифам (более тысячи), собранным в процессе работ по ГДП-200 (СФ «Минерал»), тематических работ ВСЕГЕИ и Невского ПГО.

Фундаментом лопийских зеленокаменных структур (ЗС) являются раннеархейские гнейсы, амфиболиты, а в основном плагиограниты, в разной степени изменённые в позднеархейское время. В пределах ЗС фиксируются базальты, коматииты, в ряде структур вулканиты средне-кислого состава, углеродсодержащие с сульфидами сланцы, а также стратиформные залежи колчеданов с аномальными содержаниями Cu, Zn, Pb, Au и Ag, реже залежи железистых кварцитов с аномальным Au. В толщах ЗС отмечаются силлообразные тела долеритов (фиксируют как габбро), ультрабазитов и риодацитов до гранит-порфиров. Структурная упорядоченность относительно ЗС, степень раскристализации и отсутствие приконтактовых зон закалки указывает на их субвулканический генезис.

Поствулканические метасоматические образования лопийских толщ (подробнее на сайте metasomatoz.ru). С формированием лопийских вулканических толщ связано образование автометасоматических и поствулканических низкотемпературных изменений. К автометасоматическим относим клиноцоизит-амфиболовые изменения в базальтах и долеритах (вслед за Рыбаковым С.И), альбитофиры по риодацитам и серпентиниты по ультрабазитам. По автометасоматически изменённым породам развиты, в разной степени проявленные, поствулканические низкотемпературные образования - хлоритолиты, листвениты и березиты.

Автометасоматоз. Базальты и долериты претерпели интенсивную амфиболизацию (роговая обманка) по пироксенам, плагиоклаз при этом практически нацело замещён клиноцоизитом, реже псевдоморфным альбитом. В базальтах (кварц) - альбитовые образования фиксируются также в виде редких гломеробласт в массе породы и прожилков мощностью до первых сантиметров. Наиболее контрастно такие изменения (альбитофиры) проявлены в риодацитах и гранит-порфирах, а также в вулканитах средне-кислого состава. Региональная альбитизация вулканитов наблюдалась в вулкано-плутонических поясах различных эпох в разных регионах и идентифицируется как автометасоматическая.

Ультрабазиты в ЗС, как правило, преобразованы в серпентиниты. Серпентинизация является характерным изменением ультрабазитов и в палеозойских толщах различных регионов России. Вероятно, что это автометасоматический процесс, происходивший при остывании ультрабазитов в обводнённой среде. При серпентинизации происходит перераспределение рудных и петрогенных элементов. Это наблюдается в шлифах при неполном замещении ультрабазита серпентином. При этом в гломеробластах серпентина отмечается «очищение» породы от рудных минералов и обрастание последними реликтов пироксена. В серпентинитах в ряде случаев фиксируются редкие прожилки карбоната с сульфидной никель содержащей минерализацией.

Хлоритолиты (рис.1). В базальтах лопия отмечается в разной степени проявленная хлоритизация до хлоритолитов - хлорит-30-70 %, кварц - 10-30 %, карбонат - 0-10 %, реже сфен и тальк. Традиционно хлоритолиты идентифицируют как образования зеленосланцевой фации метаморфизма погружения [8]. Предполагаем, что эти образования имеют гидротермально-метасоматический генезис исходя из следующих наблюдений:

  • 1. идентичность состава образований, относимых к зеленосланцевой фации, с околорудными изменениями (хлоритолитами);
  • 2. постоянное наличие в этих образованиях скоплений и прожилков кварца;
  • 3. специализация их на серебро и золото с халькофильными элементами;
  • 4. крайне неравномерное распространение в пределах ЗС.
  • 5. при хлоритизации происходит отчётливый привнос-вынос  ряда петрогенных элементов. Это основано на сравнении силикатных анализов  интенсивно хлоритизированных базальтов (8 анализов) с лишь атометасоматически преобразованными (8 анализов) на одном буровом профиле. При хлоритизации отмечается привнос TiO2 (1,5%), Fe2O3 (3-4%), CaO (2-3%), P2O5 (0,5%)  и вынос SiO2 (8-9%, на образование  кварцевых жил),  Na2O (1,5-2%),  K2O (1%). Последние выносятся, вероятно, в зоны рудоконцентрирования.
    К сожалению нет возможности оценить, что происходит при автометасоматических изменениях – нет первичных пород. Можно лишь предположить, что элементы привносимые в зоны хлоритизации выносились при автометасоматическом замещении пироксена роговой обманкой и альбитизации плагиоклаза.
     
  • В базальтах лопия 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 и рудные содержания Ag, Cu, Аu. Среди базальтов отмечаются также и самостоятельные зоны хлоритолитов с кварцевыми жилами, иногда с тальком и сульфидной минерализацией, мощностью десятки метров и более.

    Характерным представителем рудоконцентраций золота в хлоритолитах лопийских ЗС является месторождение Рыбозерское. Рыбозерская структура сложена интенсивно карбонат-тальк-хлоритизированными, сульфидсодержащими и рассланцованными базальтами лопия с большим количеством субвулканических тел ультрабазитов, долеритов и риодацит-порфиров. Субвулканиты в разной степени изменены в соответствии с составом пород. В ультраосновных преобладают карбонат-тальк, в породах основного состава – хлорит-карбонат, в дацит-порфирах - хлорит-карбонат-серицит. Общая протяжённость рудной зоны более км. Первое рудное тело располагается на контакте с нацело лиственитизированными ультрабазитами. Второе тело фиксируется в контакте с колчеданной залежью. Рудовмещающая региональная зона карбонат-тальк-хлоритолитов с сульфидами имеет протяжённость 10 км, при ширине более 300 м.

    Березитизированные породы. В обрамлении ЗС в плагиогранитах фундамента в ряде случаев фиксируются березитоидные изменения (рис.2). При этом по плагиоклазам развивается псевдоморфный (реже струйчатый) серицит, иногда карбонат, реже - скопления хлорита, прожилки кварца и единичный пирит. В ряде случаев (краевые части Шилоского плагиогранитного массива) наблюдаются зоны полнопроявленных березитов мощностью до 15 метров. Среди березитизированных плагиогранитов отмечаются силлы лиственитизированных ультрабазитов, что указывает, вероятно, на синхронность образования лиственитов и березитов. Региональные зоны березитизации (иногда с турмалином) контролируют золотое оруденение в лопийских ЗС, сложенных вулканитами средне-кислого состава с широким развитием даек риодацитов (м-е Педролампи). Рудоносные кварцевые жилы располагаются в более локальных пиритсодержащих кварц-карбонат-хлоритовых рассланцованных метасоматитах с турмалином [3].

    Ореолы березитизации связаны также с поствулканическими порфировидными интрузиями диорит – гранит-порфирового комплекса, которые вмещают золоторудные (Таловейс) и Cu-Mo рудоконцентрации (Лобаш, Ялонваара). Размеры рудоносных интрузий незначительны (1000 х 500 м). Золотое 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.

    В эндоконтакте даек преобразованных риодацитов, секущих базальты лопия, также отмечаются зоны с серицитом, хлоритом, сфеном, реже карбонатом и золотосодержащими прожилками кварца с сульфидами (рис.3). Во внутренних частях березитизированных риолитов наблюдаются маломощные (1-3 см) кварцевые прожилки с сверхкларковыми содержаниями молибдена.

    Листвениты (рис.4). В ряде случаев серпентиниты в ЗС преобразованы в листвениты (тальк-карбонатные породы). Тальк здесь наблюдается в виде тонкочешуйчатых агрегатов, а карбонат образует порфиробласты и прожилки. Мощность зон таких образований достигает сотен метров при протяжённости, вероятно, километры. Листвениты, в основной массе, не несут сверхкларковых содержаний золота. Повышенные и рудные содержания золота фиксируется иногда в краевых частях лиственитов и в приконтактовых зонах хлоритизации с кварц-карбонатными прожилками (м-е Рыбозерское, р-е Хюрсюля).

    Листвениты, хлоритолиты, березиты (ЛХБ) образуют единые региональные зоны, что указывает на их синхронное формирование. При этом листвениты образуются по ультрабазитам, березиты - по породам кислого состава, а хлоритолиты – по базальтам. Наиболее перспективными на обнаружение Cu-Мо-Au оруденения являются зоны ЛХБ в пределах лопийских ЗС со значительно проявленными средне-кислым вулканизмом и вулканогенно-осадочным колчеданным и железистокварцитовым золотосодержащим оруденением.

    На все поствулканические образования, автометасоматические и ЛХБ, практически повсеместно, но с разной интенсивностью, накладываются более поздние среднетемпературные (биотит)-эпидот-амфиболовые ассоциации. На такие взаимоотношения указывает и Рыбаков С. И.[8]. По березитизированным золотоносным гранит-порфирам (Таловейс) отмечают также развитие микроклина [4].

    Хлоритолит. На фоне ранних кварца (Qu) и хлорита (Chl) поздние актинолит (Act) и эпидот

    Рис. 1. Хлоритолит. На фоне ранних кварца (Qu) и хлорита (Chl) поздние актинолит (Act) и эпидот

    Плагиогранит березитизированный с поздним биотитом (Bt)

    Рис. 2. Плагиогранит березитизированный с поздним биотитом (Bt)

    Риолит-порфир, березитизирован с серицитом(Sеr) и карбонатом(Сс)

    Рис. 3. Риолит-порфир, березитизирован с серицитом(Sеr) и карбонатом(Сс)

    Лиственит по ультрабазиту с наложенным тремолитом (Trem)

    Рис. 4. Лиственит по ультрабазиту с наложенным тремолитом (Trem)

    После завершения лопийского вулканизма и внедрения на заключительной стадии субвулканических тел (табл. 1) формируются (в основном в пределах фундамента) позднеархейские микроклиновые граниты и ареалы микроклинизации. Микроклин в плагиогранитах фундамента фиксируется в виде пегматоидных жил и прожилков, а также хрустально чистых порфиробласт, обычно не затронутых метаморфогенными изменениями. Микроклинизированные плагиограниты занимают площади в сотни и тысячи квадратных километров. Интенсивность проявления различна – от еденичных прожилков до обьёмной порфиробластической микроклинизации.

    Микроклинизированные плагиограниты нередко называют плагиомикроклиновыми гранитами. По составу породы это соответствует определению, но не учитывается эпигенетичность микроклина. При микроклинизации происходит привнос ряда элементов, в том числе циркония, который в минеральной форме не только обрастает ранее созданный циркон, но и фиксируется в виде новообразованных кристаллов. Соответственно это влияет на изотопные соотношения и определение абсолютного возраста. В этом легко убедится сравнив абсолютные возраста в разной степени микроклинизированных гранитов. По периферии ареалов микроклинизации в раннеархейских плагиогранитах фиксируются высоко-среднетемпературные  скарновые (эндербиты и чарнокиты) и биотит-эпидот-амфиболовые изменения, подобные отмечаемым в вулканитах лопия. Вероятно, что все эти изменения взаимосвязаны и сформировались в один этап. Биотит-эпидот-амфиболизированные плагиограниты нередко выделяют в самостоятельные диорит-гранодиоритовые комплексы.

    (Высоко)-Среднетемпературные биотит-эпидот-амфиболовые ассоциации в породах лопия развиваются позднее лиственитов, хлоритолитов и березитов, что указывает на смену температурного режима – от низко- к среднетемпературному. Состав таких изменений зависит от состава породы. В хлоритолитах отмечаются новообразованные, актинолит (рис.1), эпидот, иногда биотит. При этом в редких (кварц) альбитовых прожилках, секущих базальты, появляется игольчатый актинолит. В меньшей мере преобразуются березиты, здесь нередко фиксируется более поздний биотит (рис.2), реже эпидот, серицит при этом в ряде случаев перекристализовывается до мусковита. По разнотипно изменённым ультрабазитам развит тремолит (рис.4).

    Колчеданное оруденение при среднетемпературных изменениях также в разной степени преобразовано. Коломорфные структуры колчеданов часто перекристализованы до мелкозернистых сплошных масс, пирит при этом замещается пирротином [8], происходит перераспределение рудных элементов, в том числе золота. Часто в пределах преобразованных колчеданных руд отмечают арсенопирит, совместно с турмалином, ставролитом, гранатом, куммингтонитом или кианитом. При этом в ряде случаев фиксируют, кроме халькофильных элементов, аномальные содержания W, Be, Sn.

    Железистые кварциты Костомукшинского типа также видоизменяются. Они в разной степени перекристализованы, изначальный гематит преобразуется в магнетит, кальцево-магниевые минералы замещаются амфиболами, иногда отмечается биотит и гранат. Вмещающие вулканогенно-осадочные толщи Костомукшинской структуры прорываются значительным количеством массивов микроклиновых гранитов и интенсивно преобразованы. Так риолиты частью изменены до биотит-мусковит-микроклин-кварц-плагиоклазовых пород [4]. По породам ультраосновного состава развит тремолит, по базальтам - актинолит и эпидот. Отмечаются участки скарнированных пород.

    По составу вулканогенно-осадочных лопийских толщ выделяются три типа зеленокаменных структур; коматиит-базальтовые с незначительным обьёмом углеродистых сланцев и колчеданного оруденения (Сумозерско-Кенозерский), дацит-андезит-базальтовые с региональным развитием осадочных пород и колчеданного оруденения (Ведлозерско-Сегозерский) и риолит-коматиит-базальтовые с региональным развитием осадочных пород и железистых кварцитов (Костомукшинский).

    Сумозерско-Кенозерский зеленокаменный пояс (ЗКП)

    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 2012-13 г. (в рамках ГДП-200, СФ Минерал).

    Породы ЗКП сложены базальтами с силлами долеритов, редко коматиитами и углеродистыми сланцами, в ряде случаев с колчеданным оруденением (в основном в южной части). На заключительной стадии формирования ЗКП внедрялись силлы и дайки ультрабазитов, долеритов и риодацитов. В пределах пояса выделяются Южно-Выгозерская, Коросозерская и Пулозерская зеленокаменные структуры. В обрамлении зеленокаменных структур породы представлены в основном плагиогранитами, в разной степени преобразованными позднеархейской микроклинизацией.

    Золотосопровождающими метасоматитами в пределах ЗКП 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 силлов различного состава, а также в краевых частях вулканических структур.

    В Сумозерско-Кенозерском ЗКП в пределах и краевых частях отдельных структур можно выделить три региональные зоны ЛХБ –Выгозерскую, Коросозерскую и Пулозерскую.

    Выгозерская зона ЛХБ наблюдается в виде обычно слабо проявленной березитизации по плагиогранитам, силлам риодацитов и в виде маломощных зон хлоритолитов по базальтам, лиственитов по ультрабазитам. Здесь известен ряд перспективных рудоконцентраций золота в приконтактовых с силлами и дайками риодацитов и ультрабазитов в хлоритолитах и березитах с кварц-карбонатными прожилками (Петровоямские, Заломаевские и др). Золото распределено крайне неравномерно от 1г/т до десятков г/т. Характерным представителем рудоконцентраций золота в хлоритолитах является месторождение Рыбозерское. Рыбозерская структура сложена интенсивно карбонат-тальк-хлоритизированными, сульфидсодержащими и рассланцованными базальтами лопия с большим количеством субвулканических тел ультрабазитов, долеритов и риодацит-порфиров. Субвулканиты в разной степени изменены в соответствии с составом пород. В ультраосновных преобладают карбонат-тальк, в породах основного состава – хлорит-карбонат, в дацит-порфирах - хлорит-карбонат-серицит. Общая протяжённость рудной зоны более км. Первое рудное тело располагается на контакте с нацело лиственитизированными ультрабазитами. Второе тело фиксируется в контакте с колчеданной залежью. Рудовмещающая региональная зона карбонат-тальк-хлоритолитов с сульфидами имеет протяжённость 10 км, при ширине более 300 м.

    Наиболее изученной и перспективной в Выгозерской ЛХБ является Заломаевская группа проявлений. Заломаевское проявление локализовано в метавулканитах преимущественно базальтового состава. Оруденение приурочено к зоне экзо- эндоконтакта мощной (30-50м) и протяженной (~900 м) дайки гранит-порфиров. В рудоносной зоне интенсивно проявлены метасоматические изменения березит-лиственитового типа и сульфидизация (пирит, пирротин, халькопирит, сфалерит, галенит). Зона прослежена по простиранию на 450 м. В скважинах отмечаются интервалы в 1-1.5 м с повышенным содержанием Au (1.5-13.3, до 25 г/т).

    Восточно- и Южно-Заломаевское проявления также локализованы в экзо-эндоконтактовой зонах даек плагио- и кварцевых порфиров, где интенсивно проявлены процессы березитизации и лиственитизации пород и широко развиты (до 20%) пирит-пирротиновая минерализация.  По простиранию рудное тело не прослежено. Рудоносная зона с прожилково-вкрапленной сульфидной минерализацией Южно-Заломаевского проявления прослежена по простиранию на 230 м. Содержания Au варьируют от 0,75 до 7,2 г/т.

    Эти проявления золота, вероятно, контролируются региональной зоной ЛХБ, развитой в обрамлении Шилоского плагиогранитного массива. В краевых частях этого массива известны локальные зонки березитов мощностью до 15 метров. Среди березитов отмечаются штокверки кварцевых жил и сульфиды. Интенсивная березитизация в фундаменте лопийской вулканической толщи указывает на перспективность поверхности несогласия между плагиогранитами и вулканитами. Здесь вероятно обнаружение промышленных золоторудных концентраций.

    Тайгиницкое проявление также локализовано в метабазальтах, в зоне экзо-эндоконтакта дайки гранит-порфиров. Рудоносная зона мощностью в несколько десятков метров представлена метасоматитами березит-лиственитового типа с рассеянной пирит-пирротин-халькопиритовой минерализацией. Дайка прослежена на 5 км. Содержание золота в метасоматитах колеблется от 0,2 до 4,6 г/т. Изученность проявления крайне слабая, параметры оруденения по падению и простиранию не установлены.

     

    В Коросозерской региональной зоне ЛХБ известен ряд локальных зон хлоритолитов с аномальными и рудными концентрациями золота (Щучинско-Савинские, Вожмозерские) мощностью до первых десятков метров, часто контролируемых силлами различного состава. В пределах этой ЛХБ, кроме золота фиксируются сверхкларковые содержания молибдена в кварцевых жилах среди березитизированных риолитов и хлоритолитов. Основная часть структуры перекрыта рыхлыми отложениями и не опоискована.

    В районе Коросозера скважинами вскрыты зоны сульфидизации 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. Таким образом практически на всём протяжении Коросозерской зоны фиксируются аномальные содержания золота. Вероятно, что эта зона ЛХБ имеет протяжённость более 40 километров, возможно прерывисто и кулисообразно. Наиболее значимые золоторудные обьекты располагаются в южной части ЛХБ.

    Пулозерская зона ЛХБ располагается южнее структуры Ветреного пояса. Большая часть её также перекрыта рыхлыми отложениями и не опоискована. Проведен незначительный обьем бурения, с разрывами между группами скважин в 20 км. (Пекуров, 1965ф; Химка, 1978ф) В этой зоне породы преобразованы рудосопровождающими изменениями наиболее интенсивно. Здесь известны рудопроявления золота Пулозерское-III, Половнинское и п.м. Восточно-Хижозерского участка. Минерализация отмечается в приконтактовых с силлами 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. Повсеместно фиксируется наложение среднетемпературных изменений на низкотемпературные.

    Ведлозерско- Сегозерский зеленокаменный пояс

    В пределах этого зеленокаменного пояса выделяются ряд вулкано-тектонических структур (ВТС). Основную часть площади Игнойльской ВТС занимают осадочно-вулканические (коматииты, базальты, андезитовые и дацитовые туфы) породы, а также граниты и гнейсы фундамента. На севере отмечаются фрагменты преобразованной Хаутаваарской ВТС. В Игнойльской ВТС Рыбаковым С.И. (Металлогения Карелии, стр.46, 1999) вокруг эруптивных центров картируется зональность от крупнообломочных туфов с отдельными потоками лав андезитов к псамитовым туфам, которые сменяются по периферии туффитами, кремнистыми породами и углеродсодежащими сланцами с линзами золотосодержащих колчеданов. Присутствие таких вулканогенно-осадочных рудоконцентраций указывает на специфику позднеархейского вулканизма и присутствие в этой структуре специализированных на золото пород.

    В краевых частях ВТС картируется значительное количество субвулканических тел ультрабазитов, долеритов (фиксируют как габбро), андезидацит-порфиров (также и центральный шток), риолит-порфиров до гранит-порфиров лобашского типа. Внедрение субвулканических тел происходило в указанной последовательности по меридиональным - северо-западным разломам (ограничивающих кальдеру проседания) и сопровождалось формированием концентраций золоторудной малосульфидной формации. Преобразованные граниты с молибденовым оруденением, известные в Хаутаваарском массиве, вероятно, являются гипабиссальным аналогом гранит-порфиров лобашского типа.

    После формирования ВТС в пределах раннеархейских гранитоидов происходило становление микроклиновых гранитов, а также ареалы региональной микроклинизации и пропилитизации плагиогранитов. На этом этапе происходил метаморфизм осадочно-вулканических толщ и преобразование ранее созданных рудоконцентраций. В рифее на юге площади внедрялись граниты рапакиви, которые в термальном ореоле также преобразовали породы и руды позднего архея.

     

    Выделяются три типа концентраций золоторудной малосульфидной формации: в региональной зоне хлоритолит-березитовых изменений по вулканогенно-осадочным породам (Коруд) и плагиогранитам (Центральное Хаутаварское), в приконтактовых с долеритами хлоритолитах с проявлениями золота типа Виетуккалампи, в кварцевых жилах среди лиственитов по ультрабазитам Хюрсюльского массива.

    Первый тип золоторудных концентраций фиксируется в восточной части района в региональной зоне хлоритолит-березитизированных пород меридионального простирания. Эти изменения охватывают основной обьем туфовой дацит-андезитовой толщи и гранитоидные массивы различного возраста. Протяжённость зоны более десяти км. (выходит за рамки площади), ширина от 500 м. до трёх км.

    В пределах региональной зоны хлоритолит-березитоидных изменений картируется ряд участков, где эти преобразования проявлены интенсивно и сопровождаются аномальными содержаниями рудных элементов. Наиболее перспективным представляется участок Коруд, а также его южное и северное продолжение. На рудопроявлении Коруд фиксируются рассланцованные туфы интенсивно изменённые – серицит, кварц, турмалин. Мощность рудоносных зон, вскрытых бурением, 0,4 и 3,2 м, падение крутое. Общая мощность зоны интенсивных изменений, возможно, до ста метров, протяжённость не определена. Вкрапленные руды содержат арсенопирит, халькопирит, пирит (0,5-1,0%) и тонкодисперсное золото (0,1-0,6 г/т). Подобная минерализация с содержаниями золота до 1 г/т отмечена южнее в скважине С-77 ЮК (на юге площади), при мощности рудной зоны 1,8 м (Кулешевич, 2009). Вероятно это единая рудоносная зона, где возможно обнаружение совмещённых вулканогенно-осадочных и метасоматических концентраций золота.

    В северном эндоконтакте Хаутаваарского массива также известны рудоконцентрации золота. Золоторудная минерализация (рудопроявление Центральное Хаутаварское локализуется в кварцевой жиле мощностью 0,3 и протяжённостью 20 м, ССВ простирания. Руды вкрапленные, малосульфидные. По периферии жилы отмечают серицитизацию (вероятно березиты). Содержания золота от 0,03 до 20 г/т. (по Р2 4,5 т, Сиваев, 1988). Предполагаем, что и в восточном контакте массива возможно обнаружение рудоконцентраций золота в зонах березитизации и окварцевания.

    Несколько аномалий золота располагаются в краевых частях ореола развития крупнообломочных туфов Игнойльской ВТС. Площадь ореола весьма значительна – более шести км2. Здесь отмечаются агломератовые, характерные для околожерловых фаций, и лапиллиевые туфы (Рыбаков, 1999), а также шток субвулканических андезидацитов. По периферии ореола развития крупнообломочных туфов в шлифах определился турмалин на фоне интенсивной хлоритизации, кварциты с карбонатом, сульфидами и аномальными содержаниями меди, интенсивно березитизированные туфы. Всё это указывает на масштабность гидротермального процесса.

    Второй тип золоторудных концентраций фиксируется в северо-западной зоне развития хлоритолитов в контактах преобразованных долеритов (отмечают как феррогаббро). В северо-западном окончании этой зоны известно проявление золота Виетуккалампи, а в юго-восточном - рудопроявление (Озерки). Между этими участками, вероятно по данным магнитки, также отмечают тела феррогаббро. Предполагаемая протяжённость зоны Виет-Озерки около пяти км.

    На участке Озерки в долеритах наблюдается эпигенетический амфибол (куммингтонит), часто с кварцем и редким более поздним биотитом. Изначально порода была альбитизирована, отмечаются микропегматитовые срастания кварца с альбитом. Участками наблюдается интенсивная хлоритизация с кварцем и карбонатом до хлоритолитов с редким метаморфогенным биотитом. В хлоритолитах иногда фиксируется прожилковый кварц с карбонатом и аномальными содержаниями золота, меди, серебра.

    Зона с промышленными содержаниями золота участка Озерки отличается преобладанием эпигенетического биотита (с эпидотом и редким амфиболом), которые развиты на фоне ранних рудосопровождающих кварц-гидросерицит-карбонат-хлоритовых изменений (хлоритолиты).
    Вероятно, что при среднетемпературной обработке ранее сформированной метасоматической зональности в зонах интенсивной альбитизации кристализуется щелочной амфибол, а в рудосопровождающих хлоритолитах (они обычно с аномальным калием) формируется биотит.

    В подобных преобразованных породах располагается рудопроявление Виетуккалампи, которое фиксируется на участке развития максимального количества порфировых даек, секущих долериты. Долериты здесь эпидотизированы, биотитизированы, отмечаются участки гранат-кварц- куммингтонитовых метасоматитов. Мощность золотосодержащих зон изменений 20 м., сульфидов до 5-10%, содержание золота в околорудной части до 0,68 г/т. Рудное тело не оконтурено, его мощность до 2 м., представлено маломощными кварцевыми сульфидсодержащими прожилками, содержание золота до 3,5 г/т. (Кулешевич, 2009).

    Третий тип золоторудных концентраций отмечается в пределах ультрабазитов Хюрсюльского массива и, вероятно, в его приконтактовых участках. Этот массив (8,5х2,3 км) по геофизическим данным прослеживается на глубину до 6 км.

    В пределах Хюрсюльского массива предшественники отмечают значительное количество аномальных и рудных содержаний золота. Рудопроявление золота Хюрсюля представлено кварцевыми жилами с сульфидами в зонах влияния даек долеритов, кварц-полевошпатовых порфиров и гранитов (Кулешевич, 2009). Здесь в ультрабазитах отмечают карбонат и тальк (листвениты). На рудопроявлении выявлено десять сближенных жил, мощностью 0,3-5 м, протяжённость 200-1500 м. Содержание золота до 22 г/т (среднее 8г/т), оценено до глубины 350 м. по Р3 10 т. (Сиваев, 1988).

    Последующие метаморфогенные (биотит-эпидот-амфиболовые до гранатсодержащих скарнов) изменения зависят от состава образованных ранее минеральных ассоциаций. В серпентинизированных и лиственитизированных ультрабазитах кристаллизуется тремолит, крайне редко биотит; в разной степени хлоритизированных базальтах и долеритах– актинолит, эпидот, реже биотит; в хлоритолитах иногда турмалин; в породах кислого состава, в том числе березитизированных – предпочтительно биотит, реже эпидот и актинолит, единичный турмалин. Турмалин образуется за счёт концентраций бора, сформированных поствулканическими процессами. Т.е. наличие турмалина указывает на интенсивность ранних (до метаморфизма) метасоматических изменений.

    В северном продолжении Ведлозерско- Сегозерского зеленокаменного пояса также известен ряд золоторудных концентраций (Педролампи, Эльмус).

    Месторождение Педролампи располагается в рассланцованной базальт-риолитовой толще лопия Эльмусской ВТС. Вблизи Эльмусского вулканического центра широкое развитие имеют обломочные вулканические породы (взрывные брекчии). На западе ВТС перекрывается протерозойскими кварцевыми песчаниками, переслаивающиеся с силлом долеритов и базальтами протерозоя. С удалёнными фациями лопийского вулканизма связаны горизонты полосчатых колчеданных руд (золотосодержащие колчеданное рудопроявление Талпус-2). Толщи лопия прорываются значительным количеством даек риодацитов и поствулканическими интрузиями диорит – гранит-порфирового комплекса. По периферии рудоносной структуры фиксируются микроклиновые граниты, которые интрудируют раннеархейские плагиограниты.

    Оруденение контролируется березитизированными (иногда с турмалином) вулканитами риолитового состава с широким развитием даек риодацитов. Рудоносные кварцевые жилы располагаются в пиритсодержащих кварц-карбонат-хлоритовых рассланцованных метасоматитах с турмалином. При обычном наборе сопутствующих элементов содержание Аu- 0,1-46 г/т.. Исследователи отмечают несколько генераций кварца и золота, по их мнению рудоконцентрации Педролампи сформировались в архее и доконцентрировались в протерозое (Геология и пол. ископ. Карелии, вып.10, Кулешевич Л.В. Лавров О.Б. Месторождение Педролампи и золоторудные проявления Эльмусской площади). Золото-халькопиритовая рудная минерализация сопровождается самородным серебром, пирротином, реже галенитом, сфалеритом, аргентитом.

    Рудопроявление Эльмус располагается вблизи вулканического центра в березитах. Содержание Аs достигает 10%, Аg до 11г/т, Сu до0,7%, Zn до 1%, W до 0,1%, Аu- 0,1-15г/т (ср.4,2г/т). Ресурсы рудопроявления Эльмус категории Р2 оцениваются в 1650 кг. (Леонтьев, 1997: Минерально-сырьевая база 2005).

    Костомукшинская зеленокаменная структура

    Изучение структуры проводилось с использованием материалов (и шлифов)  СФ «Минерал». Костомукшинская структура (30х3-5 км) сложена толщей лопия, представленой  базальтами, коматиитами, а также туфами и лавами кислого состава, железисто-кремнистыми горизонтами магнетитовых руд , в меньшей мере, переслаивающимися с ними колчеданов. Колчеданы и железистые кварциты специализированы на золото.
    Высока степень преобразования пород и руд, так к примеру риолиты нередко преобразованы до биотит-мусковит-микроклин-кварц-плагиоклазовых пород, изначально  гематитовые микрокварциты перекристализованы до мелкозернистых магнетитовых кварцитов с амфиболом и биотитом, ранее серпентинизированные с карбонатом ультрабазиты интенсивно амфиболизированы (рис.1). Эпигенетический амфибол меняет свой состав в зависимости от состава породы. По серпентинизированным ультрабазитам развит тремолит, по преобразованным ранее базальтам и риолитам – актинолит, по железистым кварцитам –грюнерит, актинолит или субщелочная роговая обманка.

    Стратиформные кварциты с редким магнетитом (рис.2) или без него развиты значительно шире, чем  железистые кварциты (рис.3, 4). Часто отмечается слоистая структура, чередование существенно кварцитовых прослоев с редким амфиболом с преимущественно амфиболовыми, иногда с гранатом. Судя по набору эпигенетических минералов кварциты изначально содержали карбонаты.  Железистые кварциты встречаются как в коматиит-базальтовых, так и в риолитовых толщах. Наиболее богатые залежи фиксируются на переходе вулканогенной толщи в осадочную, где они переслаиваются с углеродистыми сланцами, в меньшей мере с вулканитами. Среди биотит-эпидот-амфиболизированных (осадочно)- вулканогенических  толщ отмечаются субвулканические риодацит-порфиры. Они часто рассланцованы и содержат значительное количество мусковита (перекристализованного серицита), в меньшей мере биотита, иногда микроклина. В ряде случаев в приконтактовых зонах фиксируются аномальные содержания золота.


    Рис.1. Коматиит с серпентином, карбонатом и поздним тремолитом

    Рис.2. Перекристализованный кварцит с амфиболом, биотитом и редким магнетитом

    Рис.3. Перекристализованный кварцит с амфиболом, биотитом и рассеяным магнетитом

    Рис.4. Перекристализованный кварцит с амфиболом и магнетитом (50%)

    В контакте с лопийской толщей участками в катаклазированных плаогиогранитах фиксируются зоны окварцевания, березитизации и хлоритизации иногда с сульфидами. В последствии кварц перекристализован, а хлорит частично или нацело замещен эпидотом и амфиболом, серицит перекристализован до мусковита.  На таких участках отмечают незначительные рудоконцентрации молибдена, иногда аномальные содержания золота.

    Плагиограниты и гранито-гнейсы фундамента структуры в разной степени микроклинизированы (интенсивно преобразованные выделяют как плагиомикроклиновые граниты), иногда мусковитизированы, по периферии ореолов микроклинизации  заметно биотит-эпидот-амфиболизированы.
    СФ «Минерал» по работам 2003-4 года выделила в пределах структуры ряд аномальных зон и ореолов золота (с сопутствующими серебром, мышьяком) перспективных на обнаружение промышленных обьектов. На металлогенической карте просматриваются две основные зоны, протяжённостью более 10 км, которые трассируются ореолами аномального золота. Эти зоны обычно вмещают стратиформные тела железистых кварцитов.  Третья Берендей-Таловейсовая зона, расположенная между основными,  захватывает  тела березитизированных гранодиорит – гранит-порфиров, их периферию и участок скарнов. В Костомукшинской структуре известно более 20 проявлений,  пунктов минерализации и одно месторождение Таловейс.

    Месторождение Таловейс расположено в южной части структуры в небольшом штоке гранит-порфиров (Кулешевич Л.В. Таловейс-докембрийское золоторудное месторождение в Костомукшинской структуре. Региональная геология и металлогения. 2006. №28). В рудовмещающих гранит-порфирах (400 х 800 м) кроме березитовых изменений фиксируется микроклин (5-20%), биотит (5-15%), эпидот (1-5 %). Отмечают более позднее, по отношению к березитам, развитие микроклина, а в зольбандах рудных жил (по хлориту?) развитие куммингтонита, биотита, тремолита (Кулешевич,2006). Рудосопровождающие минералы – пирит, пирротин, арсенопирит, халькопирит, сфалерит. Среди акцессорных минералов отмечают апатит (до 1,5%), циркон, сфен, ортит, шеелит. Средние содержания золота в березитизированных гранит-порфирах 0,5 г/т, достигая отдельных значений 1-5 г/т. Промышленные содержания золота фиксируются в кварцевых жилах и штокверках (до 48г/т).

    В южном окончании Костомукшинской структуры находится рудопроявление Берендей. Золоторудная минерализация этого проявления представлена малосульфидным золото-(шеелит)-сульфид-кварцевым типом руд в изменённых базальтах и ультрабазитах, прорванных дайками андезит-дацитового состава. Оруденение локализуется преимущественно в кварц-карбонатных жилах среди скарноидов и биотититов. Из сульфидов характерны арсенопирит, пирротин, халькопирит. Содержание золота достигает 20г/т.  Золоторудная минерализация в двух пластообразных телах прослежена на глубину 600 метров. Рои даек и зон изменений прослеживаются на всём протяжении между участками Таловейс и Берендей, образуя полосу, перспективную на нахождение золотого оруденения (Кулешевич, 2006). Рудопроявление требует дальнейшего изучения и может быть переведено в ранг месторождения.

    Рудопроявление Луупеансуо находится в пределах южного карьера Костомукшинского м-я. Локализовано в контакте силлов риодацитов и ультрабазитов, а также сопровождается дайками долеритов. Вмещающие - железистые кварциты, слюдистые и углеродистые сланцы. В приконтактовой зоне риодацитов (гелефлинтов) мощностью 1,5-15 м. отмечают эпигенетические кварц, карбонат, хлорит, биотит, турмалин, мусковит, эпидот, альбит, калишпат, халькопирит, пирротин, арсенопирит. Рудные тела прослежены на 2500 м., прогнозные ресурсы по Р2 составляют 100 тонн при среднем содержании 3 г/т. Золото высокопробное, самородное, также встречается в виде вкраплений в арсенопирите (Костомукшинский рудный район. Институт геологии Карельского центра РАН, Петр-к, 2015).

    Кварц-золоторудные малосульфидные концентрации Костомукшинской ЗС сформировались  после образования вулканогенно-осадочных железистых кварцитов, на субвулканической стадии лопийского вулканического этапа, до региональной микроклинизации и пропилитизации (до скарноидов). Внедрение позднеархейских микроклиновых гранитов и региональная микроклинизация фундамента приводит к изменению состава пород лопия, преобразованию околорудных изменений, перекристаллизации железистых кварцитов и сульфидов, при этом происходит переотложение золота.

    Костомукшинская структура весьма перспективна на обнаружение промышленных  золоторудных концентраций. Учитывая специализацию пород и наличие рудосопровождающих изменений наиболее перспективны  толщи с железистыми кварцитами и их ближайшее окружение, особенно приконтактовые зоны наиболее мощных (более 30 метров) субвулканических тел риодацит – гранит-порфиров. Золоторудные участки в таких зонах, как правило задернованные, сопровождаются развитием  сульфидов, слюд, карбоната, хлорита и более поздних эпидота, амфибола, турмалина.  В составе околорудных изменений  на промышленных золоторудных обьектах Карелии турмалин отмечаетсяе практически повсеместно.
     

     

    Иломантси-Ялонваарский зеленокаменный пояс
     

    В структуре Иломантси ( Финляндия ) разведаны шесть мелких и средних месторождений золота с общими запасами 35 тонн. Содержание золота варьирует от 1 до 15 г/т. Золото встречено в кварцевых и кварц-карбонатных жилах на контакте с дайками риодацит-порфиров, секущих вулканогенно-осадочные толщи лопия.

    В российской части Карелии южное продолжение этого ЗКП представлено Ялонваара-Пертинъярвинской ЗС и несколькими мелкими ЗС. Структуры сложены преимущественно лопийскими осадочно-вулканогенными породами, метаморфизованными в эпидот-амфиболитовой – амфиболитовой фации. Выделяется две толщи: нижняя сложена коматиито-базальтовой, риодацит-дацитовой, базальтовой подтолщами; верхняя - дацит-андезибазальтовой, сланцевой и базальт-коматиитовой подтолщами. Средненелопийские интрузивные и субвулканические образования представлены: массивами и мелкими телами диоритов, плагиогранитов и габброидов; силлами и дайками габбро-долеритов, порфиритов, риодацитовых порфиров и гранит - гранодиорит-порфиров.

    Ялонваара-Пертинъярвинская ЗС структура разбита на 3 блока, в центральных частях которых выделяются вулкано-тектонические депрессии северо-западного направления (Соанварская, Яловарская, Пертинъярви) размером около Зх8 км, с максимальным развитием вулканитов, максимальным разнообразием пород и метасоматических изменений. В этой ЗС выявленны и предварительно оценены проявления золота сульфидно-кварцевого и комплексного (Mo,Cu,W,Au) золото-порфирового типов оруденения объединены в ранге Ялонваара-Пертинъярвинского рудного узла.

    Ялонваара-Пертинъярвинский рудный узел объединяет несколько региональных рудоносных зон Утвержденные прогнозные ресурсы золота категории Р3 для этого золоторудного узла – 70 тонн. Региональные рудоносные зоны мощностью первые сотни метров и протяжённостью первые км. представлены совокупностью локальных рудосодержащих зон мощностью первые метры. Такие рудосодержащие зоны разделены безрудными интервалами мощностью первые десятки метров.

    Золотое оруденение приурочено к сульфидизированным зонам рассланцевания с ли ственит-березит-хлоритолит-березитовыми преобразованиями по сланцам и туфам основного состава в экзо - эндоконтактах тел риодацит-порфиров, гранит-порфиров, иногда силлов габбро-долеритов. Метасоматиты содержат рудную минерализацию (до 10-15%): пирит, пирротин, халькопирит, арсенопирит. По результатам опробования на фоне околорудных ореолов Au с содержанием выше 0,1 г/т выявлены рудные интервалы с содержаниями Au 1-10 г/т.(максимально до 50 г/т).

    Выделяются несколько стратиформных зон с проявлениями золота, приуроченные к специфическим горизонтам вулканогенно-осадочных и хемогенно-осадочных образований с колчеданами в ассоциации с субвулканическими телами кислого состава.

    В Ялонвааро-Пертинъярвинском рудном узле изучены 300 шлифов по керну тридцати скважин. В рассланцованных вулканогенно-осадочных толщах выделяются автометасоматические, последующие низкотемпературные и более поздние высоко-среднетемпературные преобразования. Нередко в шлифах наблюдается совмещение ассоциаций, проявленных в разной степени. Состав автометасоматических ассоциаций, охватывающих обычно весь обьем магматических пород, зависит от состава пород. По редким ультраосновным породам развиваются серпентиниты, по габбро-долеритам– щелочная роговая обманка по пироксену и альбит по плагиоклазу (рис.1), по риодацитам– кварц-альбитовые новообразования.

    Последующие низкотемпературные изменения, позднее часто интенсивно преобразованные, зависят от состава минеральных ассоциаций сформированных ранее. Серпентиниты по маломощным ультрабазитам часто нацело преобразованы в карбонат–тальковый агрегат (листвениты), по габбро-долеритам обычно в виде прожилков отмечается кварц, карбонат, хлорит, сульфиды (всего новообразований от 5-10%, редко 30%, возможно до хлоритолитов), по породам кислого состава – кварц, серицит, карбонат, хлорит, сульфиды (всего новообразований от 5-10%). Наиболее интенсивно березитизация иногда фиксируется в сланцах - до березитов. Мощности развития полнопроявленных метасоматитов сравнительно незначительны – до первых метров, интенсивных преобразований – десятки метров, а ширина региональной зоны слабо проявленных низкотемпературных изменений сотни метров.

    Высоко-среднетемпературные (биотит-эпидот-амфиболовые иногда с гранатом или турмалином) преобразования изменяют породы часто до кристаллических сланцев. В разной степени хлоритизированные породы замещаются актинолитом, эпидотом, биотитом, иногда турмалином. Ранее преобразованные ультрабазиты изменяются до тремолититов, в краевых частях иногда отмечается биотит. В породах кислого состава, в том числе березитизированных, развивается предпочтительно биотит, реже актинолит, эпидот-цоизит (рис.2) и турмалин, иногда гранат (вероятно по карбонату), серицит при этом частично перекристализован до мусковита, в долеритах – предпочтительно актинолит, биотит редок.

    Соотношения высоко-среднетемпературных минералов с низкотемпературными не всегда отчётливы, но совместное нахождение неизменённого биотита с серицитом или хлоритом указывает на более позднее образование биотита. При этом в ряде случаев наблюдается замещение хлорита и карбоната биотитом (рис.3, 4). В гранат-цоизит-биотит-кварц-серицитовом парагенезисе (рис.5) первые три минерала образовались явно позднее, в противном случае они бы изменялись в условиях интенсивно проявленного кислотного (кварц-серицитового) метасоматоза.

      Рис. 1  Долерит с щелочной роговой обманкой (Hb) и альбитизированным плагиоклазом (Ab). Увеличение 50х, николи +

    Рис. 2  Риодоцит-порфир с вторичным актинолитом (Act) и биотитом (Bt).


    Рис. 3  Кварц (Q)-карбонатный (Ca) прожилок с сульфидами (S), наложенным биотитом (Bt) и эпидотом (Ep)


    Рис. 4  Кварц (Q)-хлоритовые (Chl) образования с наложенным биотитом (Bt)


    Рис. 5. Сланец с серицитом (Ser), биотитом (Bt), гранатом (Gr), и сульфидами (S). Увеличение 50х, николи +

     


    Рис.6. Тот же шлиф. Сланец с серицитом (Ser), биотитом (Bt), гранатом (Gr), и сульфидами (S). Увеличение 50х, николи =
      Рудокоцентрации золота тяготеют к контактам с риодацит-порфирами реже долеритами или отмечаются в пачках перемежаемости порфиров со сланцами. Они фиксируются в (актинолит)- цоизит-биотитовых  метасоматитах с сульфидами (вероятно по кварц-карбонат-хлоритовым образованиям), а также в кварцевых жилах и прожилках. Для рудоносных зон и их периферии (десятки метров)  характерна интенсивная биотитизация до 20-30%   и более, тогда как  содержание эпигенетического биотита в породах обычно колеблется от 0% до 10%. В рудоносных зонах  постоянно фиксируется также турмалин. Биотит и турмалин, вероятно, кристаллизовались за счёт аномального калия и бора, обычно сопровождающих рудоконцентрации, а эпидот (цоизит) и иногда гранат замещают карбонат. Т.е. (высоко)-среднетемпературные преобразования контрастно подчёркивают ранее созданную околорудную зональность.
    Таким образом на участке вскрыта региональная зона средне-низкотемпературных изменений мощностью первые в сотни метров.  Зона представлена широким развитием обычно редких маломощных карбонат-кварцевых прожилков иногда с сульфидами, в зольбандах и в массе пород (до 10%) отмечаются хлорит, иногда карбонат, серицит. Полнопроявленные метасоматиты с сульфидами имеют мощности первые метры. Метасоматиты с рудоконцентрациями золота подчёркиваются более поздней интенсивной биотитизацией с турмалином. Вероятно, что при среднетемпературной обработке происходит перекристаллизация золотосодержащего пирита и его пирротинизация. Эти процессы  обычно приводят к появлению золота в собственной минеральной форме и, возможно, к доконцентрации рудных зон.
    На площади медь-цинк-колчеданного Ялонваарского месторождения отмечают (Попов В.Е. Генезис вулканогенно-осадочных месторождений. «Недра»,1991) наличие хемогенных кварцитов, углеродистых сланцев и рассланцованных околорудных кварц-серицит-хлоритовых образований (с различными вариациями состава с преобладанием серицита или хлорита). Месторождение метаморфизовано незначительно, содержание золота в колчеданах до 0,3 г/т.
    В экзоконтакте березитизированных гранит-порфиров с молибден-медно-полиметаллическим оруденением, который внедрялся в колчедансодержащую толщу, фиксируют кварциты и карбонат-хлоритовые образования с аномальными содержаниями молибдена и  вольфрама. При этом отмечают различие околоколчеданного хлорита от экзоконтактового. Первый хлорит светлоокрашенный (клинохлор), а в экзоконтакте -тёмнозелёный (тюрингит). Отсутствие в экзоконтакте роговиков и эпидот-амфиболовых пропилитов указывают на субвулканический генезис гранит-порфиров. Комплексное молибден-медно-полиметаллическое (с золотом и серебром) оруденение порфирового типа имеет отчётливую рудную зональность: внутренняя – молибден-вольфрамовая; средняя – золото-медно-полиметаллическая; краевая – серебро-медно-полиметаллическая.

     

    Этапность развития лопийских и карельских структур. Табл.№1

    Этап Геологические образования Рудоносность Околорудные образования Примеры рудоконцентраций
    РR2 В фундаменте граниты не вскрытые эрозией Преобразованное ранее созданное оруденение Пропилиты (биотит, эпидот, актинолит) Средняя Падма, Майское, Лагерное, Озёрное
    Габбро (долерит)-базальтовые Гидротермальное Cu-(V)–Au-U Альбититы, G-Hem-Dol, хлоритолиты Средняя Падма, Майское, Лагерное, Озёрное
    Базальт-сланцевые Колчеданы, Cu–V–Au-U Хлоритолиты, микрокварциты Терехово, Пургино
    РR1 Долериты, риодацит- и гранит-порфиры Гидротермальное Cu-Au-U Хлоритолиты, березиты Лехтинская и Куолаярвинская структуры
    Риолит-песчаник-базальтовые  Гидротермальное (Au)-Cu  Хлоритолиты, окварцевание Лехтинская и Куолаярвинская структуры
    АR2 Мигматит-микроклиновые граниты Пегматиты с аномальными литофилами и ураном Микроклиниты Вожмгора и многие другие.
    Долериты, риодацит-порфиры, гранит-порфиры Гидротермальное Cu-Мо–Au Листвениты, хлоритолиты, березиты Рыбозерское, Педролампи, Таловейс, Лобаш
    Базальт-(андезит)-сланцевые Колчеданы, Cu–Au Хлоритолиты, микрокварциты Рыбозерское, Хаутоваарское, Ялонваарское
    АR1 Амфиболит-гнейсово-плагиогранитные      

    Медно-порфировые рудоконцентрации

    Медно-порфировые с молибденом и золотом рудоконцентрации обусловлены становлением поствулканических (позднелопийских) малых интрузий диорит – гранодиорит – гранит-порфировой формации (возраст 2600-2700 млн.лет). Известные медно-молибденовые месторождения (Лобаш, Ялонваарское, Хаутоваарское) располагаются в пределах и ближайшей периферии позднеархейских зеленокаменных структур (ЗС), сложенных вулканическими породами базальт-андезитовой формации и осадочными колчеданоносными комплексами.

     

    Рудовмещающими породами месторождения Лобаш являются амфиболизированные и биотитизированные габбро, расположенные в вулканогенно-осадочной толще лопия, а рудоносными - кварцевожильный (иногда с эпидотом, вероятно более поздним) штокверк. Отмечают двухактную кристаллизацию молибденита. Предполагается, что оруденение связано с лейкогранитами (гранит-порфирами), поскольку в них отмечаются выделения крупночешуйчатого молибденита [5]. Плагиограниты фундамента ЗС в разной степени микроклинизированы.

     

    Ялонваарская рудовмещающая гранитоидная интрузия представляет собой штокообразное тело сравнительно сложной формы. Рудоносный штокверк фиксируется в альбитизированных и затем серицитизированных гранит-порфирах. В последствии эти породы в разной степени биотитизированы, на некоторых участках микроклинизированы, как и плагиограниты фундамента. Возраст определённый по биотитам 1,8 млрд. лет [5], а по валовым пробам - 2600 млн.лет. Как и на месторождении Лобаш кроме молибденита и сульфидов здесь наблюдается шеелит. На других участках оруденение отмечается на контакте гранит-порфиров с вулканическими породами в зонах окварцевания и серицитизации. В ряде случаев молибденитовая минерализация накладывается на колчеданное оруденение. Шеелитоносные турмалиниты Ялонваары развиваются по вулканитам в надапикальных частях невскрытых эрозией гранит-порфиров. Турмалиниты отчётливо накладываются на кварц-хлоритовые образования, развитые в вулканитах и при этом подвергнуты катаклазу и милонитизации [5].

     

    Рудоносная интрузия месторождения Хаутоваарское фиксируется в краевой части ЗС, в раннеархейских плагиогранитах. Молибденитовая минерализация связывается с грейзенизированными (точнее, вероятно, мусковитизированными) и эпидотизированными лейкогранитами, которые прорывают плагиограниты [5]. Вероятно, что преобразования лейкогранитов (ранее березитизированных) обусловлены формированием более поздних микроклиновых гранитов и региональной микроклинизации.

     

    Медно-золотое месторождение Таловейс порфирового типа отмечается в пределах ЗС, сложенной вулканитами коматиит-риолит-базальтовой формации с широким развитием железистых кварцитов в меньшей мере колчеданов, специализированных на золото (Костомукша). Вулканогенно-осадочные толщи прорываются значительным количеством масссивов микроклиновых гранитов и интенсивно преобразованы. Так риолиты частью изменены до биотит-мусковит-микроклин-кварц-плагиоклазовых пород [4]. Рудоносные порфировые тела формировались после образования стратиформного колчеданного и железисто-кварцитового оруденения, на стадии становления субвулканических силлов и даек, но на более глубинном уровне. Для рудовмещающих малых порфировых интрузий характерны слабо проявленные березитовые (или филлизитовые) изменения на фоне автометасоматических кварц-альбитовых преобразований. Рудные концентрации фиксируются в зонах березитов с кварцевыми жилами [4]. Кроме молибденита и сульфидов здесь отмечают шеелит, апатит, турмалин.

     

    В процессе становления микроклиновых гранитов позднего архея и региональных ареалов микроклинизации фундамента происходит преобразование пород ЗС и рудосопровождающих ассоциаций (появление на фоне низкотемпературных более поздних среднетемпературных минералов). Наиболее интенсивно микроклинизация развивается по гранитоидам, в том числе по гранодиорит – гранит-порфировым поствулканическим массивам (м-е Хаутоваарское). На месторождениии Таловейс также отмечают заметную микроклинизацию березитизированных гранит-порфиров и появление куммингтонита, биотита и тремолита (4). При температурной обработке серицит в березитах в разной степени преобразован до мусковита, также происходит перекристаллизация жильного кварца. При этом в ряде случаев, судя по выделяемой в пределах месторождения Лобаш второго акта кристаллизации молибденита, происходит переотложение рудных минералов. В Яловаарском рудном поле проявились также свекофенские преобразования.

     

    Все упомянутые рудоконцентрации сформировались после образования лопийских вулканогенно-осадочных колчеданоносных или железистокварцитовых толщ, до внедрения микроклиновых позднеархейских гранитов, близко во времени со становлением основной массы субвулканических тел лопия. В результате формирования микроклиновых гранитов и ареалов микроклинизации может происходить как уничтожение рудоконцентраций (при внедрении непосредственно в обьём рудного тела), так и переотложение (и вероятно доконцентрация) рудного вещества на фронте температурного воздействия.

     

    Эпигенетические изменения и рудоконцентрации протерозойских структур.

    Фундамент карельских структур представлен раннеархейскими плагиогранитами, гнейсами и амфиболитами, зеленокаменными специализированными толщами лопия с рудоконцентрациями Cu, Мо и Au, а также позднеархейскими микроклиновыми гранитами. Эпигенетические изменения Онежского прогиба изучались по шлифам (более 1000) в составе партии 32 Невского ПГО, а Пана-Куолаярвинской структуры – по коллекции шлифов Афанасьевой Е.Н.(ВСЕГЕИ). При изучении Лехтинской структуры использовались материалы Михайлова В.А. (ВСЕГЕИ) и Саморукова Н.М. (СФ «Минерал»). Структура Ветреного пояса изучалась в рамках ГДП-200 листа Р-36-VI (СФ «Минерал»). По составу и строению карельские вулканогенно-осадочные структуры подразделяются на три типа; базальт-теригенные многостадийные – от сумия до людиковия (Онежская и Пана-Куолаярвинская структуры), риолит-базальт-теригенные малостадийные (Лехтинская структура) и существенно вулканогенные базальт-коматиитовые (структура Ветреного пояса).

    Ладожская (Свекофенская) структура

    Фундаментом этой структуры являются архейские образования, в том числе южная часть Иломантси-Ялонваарского ЗКП.

    Свекофенская структура слагается людиковийскими, калевийскими и вепсиийскими осадками и вулканитами, а также субвулканическими силлами тоналит-порфиров, риодацит-порфиров и позднепротерозойскими гранитоидами. Характерен многокилометровый разрез преимущественно терригенного состава с прослоями карбонатных и углеродистых пород в различной степени метаморфизованных (до андалузит-ставролит-гранатовых сланцев и скарнированных мраморов).

    Площадь сочленения свекофенид и карелид служила объектом специализированных поисков урана для «Невскгеологии». В процессе работ обнаружены несколько десятков аномалий и проявлений урана, оцененные, как малоперспективные. Рудоконцентрации отмечены в скарнированных мраморах с вкрапленностью апатита и пирита, иногда отмечается альбитизация.

     

    В разрезе людиковия известно золотосодержащее медно-полиметаллическое оруденение, локализованое в высокоуглеродистых сланцах с обильной вкрапленностью пирита и пирротина и в метабазальтах. Оно представлено на площади несколькими пунктами минерализации (п.м. Янисъеки, Мыс Партанен, Питканиеми и проявлением Доломитовый карьер). Руды прожилково-вкрапленные, тяготеют к зонам брекчирования и дробления. Рудоконцентрации изучены недостаточно, содержания Cu до 2%, Au до 1,3 г/т.

    На Леппясюрьской площади в разрезе людиковия выявлены рудопроявления стратифицированных ванадиевых руд с сопутствующими редкими, благородными и цветными металлами в высокоуглеродистых сланцах. Ванадиевое оруденение приурочено к графит-кварц-биотитовым и биотит-полевошпат-амфиболовым сланцам, вмещающим несколько (до 12) пластообразных тел с сульфидной вкрапленностью (пирит, пирротин, халькопирит). Эти рудоконцентрации подобны стратиформным залежам в людиковии Онежского прогиба (Терехово, Пургино), но интенсивней преобразованы.
    Учитывая однотипную специализацию рудоконцентраций людиковия рассматриваемой структуры и Онежского прогиба, а также наличие в последнем промышленного (молибден)-ванадиевого оруденения можно предположить возможность обнаружения оруденения  этого типа в людиковии Ладожской структуры.

    В разрезе калевийских флишоидов выявлены перспективные золоторудные проявления Алатту и Янисйоки, обьединённые в потенциальное рудное поле Янис (южнее оз.Янисярви). Проявления золото-сульфидно-кварцевого типа приурочены к березитизированным и пропилитизированным с сульфидной вкрапленностью малым телам и дайкам тоналит-порфиров, риодацит-порфиров, а также к зонам рассланцевания и березитизации в терригенных породах. Протяжённость круто падающих зон слабопроявленных изменений первые км, мощность не менее 250 м., что предполагает возможность их картирования в масштабе 1:50 000. Мощность зон рудоносных метасоматитов первые метры, суммарная мощность серии параллельных рудоносных зон достигает 15-25 м. Золото находится в виде примеси в арсенопирите и свободной форме, содержание Au колеблется от 1 до 30 г/т. Прогнозные ресурсы Янисйоки по кат.Р1 составляют 11 т.(Степанов, 2004ф).

    В рудосодержащих березитах Янисйоки кроме кварца, серицита и карбоната отмечают (Степанов,2004ф) биотит и турмалин. Также выделяют позднюю стадию кварцевых прожилков с самородным золотом секущих золотосодержащий арсенопирит. Исходя из опыта изучения метасоматических образований (Методика изучения метасоматических образований. Плющев, Шатов, 1981) утверждаем, что биотит не может кристализоваться совместно с серицитом. Вероятно, как и в золоторудных зонах лопия, биотит формировался при региональных среднетемпературных преобразованиях (амфибол-эпидот-биотитовые пропилиты) протерозойских толщ и золотоносных березитов. Тогда поздние кварцевые прожилки с самородным золотом это, вероятно, результат перекристаллизации золотосодержащих сульфидов.

    Скарн-пропилитовые изменения вулканогенно-осадочных толщ протерозоя обусловлены внедрением позднепротерозойских интрузий, в том числе лейкократовых гранитов, которые вскрыты эррозией незначительно. В эндо-экзоконтактовых пегматитах с мусковитом отмечаются рудные содержания берилия и тантала.Известен ряд проявлений вольфрама (шеелита) с молибденом в окварцованных скарнах. Содержание трёхокиси вольфрама до 7% (Западно- Латвасюрское). Возможно нахождение золоторудных концентраций в скарнированных березитах.

    Онежский прогиб.

    Во внутренних частях протерозойского прогиба вулканогенно-осадочные породы людиковия слагают ряд узких антиклиналий (зоны складчато-разрывных дислокаций — СРД) и, расположенных между ними, широких плоских синклиналий. В ядрах антиклиналей обнажаются доломиты туломозёрской свиты, на крыльях, породы нижне-заонежской свиты людиковия—шунгитсодержащие алевролиты и сланцы, далее пестроцветные сланцы, а выше силл «лейкогаббро» (долеритов). В этой пачке, ниже силла, фиксируется всё известное в Онежском прогибе промышленное Mo-Cu-V с ураном и Au оруденение (подробнее на сайте metasomatoz.ru).

    Выше по разрезу, в синклиналях, наблюдается переслаивание базальтов с шунгитовыми сланцами. В последних известны стратиформные линзы сульфидсодержащих микрокварцитов с аномальными содержаниями Cu, V, Mo, Au, Aq. и др. Происхождение таких рудоконцентраций увязывают с вулканогенно- осадочными процессами [5]. Mo-Cu-V промышленное оруденение с ураном и Au фиксируется в региональных ореолах биотит-карбонатных парагенезисов. Рудные тела отмечаются в альбитизированных породах с последующими интенсивными кварц-гематит-доломитовыми и биотит-флогопитовыми преобразованиями.

    Альбитизация (послойная и безрудная) устойчиво фиксируется в верхних частях пестроцветных сланцев вдоль контакта с силлом «лейкогаббро» (долеритов), реже в шунгитовых сланцах и алевролитах. Иногда альбитизируется весь обьём сланцев, но рудосопровождающих изменений и рудных концентраций при этом нет (участок Тявзия). Рудосопровождающими изменениями являются кварц-гематит-доломитовые гидротермально-метасоматические образования. Минералы этой ассоциации, в виде гломеробласт или порфиробласт доломита и кварц-гематит-доломитовых жил, широким ореолом накладываются на ранее альбитизированные породы (рис.5). По периферии рудной зоны в силле «лейкогаббро» также фиксируются порфиробласты (рис.6) и прожилки (рис.7) карбоната. На месторождении Средняя Падма наиболее интенсивно кварц-гематитовые изменения (рудная зона) проявлены вдоль контакта с доломитами туломозёрской свиты. В доломитах отмечаются редкие выделения характерных ромбов и бочонкообразных кристаллов адуляра (рис.8), а также тальк.

    Рудоносный ореол альбит-кварц-гематит-доломитовых изменений оконтурен глинисто-хлоритовыми образованиями, интенсивность которых нарастает по мере приближения к руде. Хлорит грязно-зелёного цвета развивается по порфиробластам доломита (остаются ромбоидальные формы). Иногда фиксируется каолинит, в виде тонкопластинчатых агрегатов (диккит) и ромбоидальный адуляр, в разной степени впоследствии изменённый.

    На все эти образования накладываются более поздние биотит-флогопитовые изменения иногда с амфиболом. Возраст слюд 1780 млн. лет (Румянцева Е. А., диссертация). Наиболее широко слюды развиваются в интенсивно доломитизированных альбититах (рудные тела, рис.5), в меньшей мере, но устойчиво, во всём обьёме альбитизированных и доломитизированных сланцев, алевролитов, а также «лейкогаббро» и долеритов (рис. 6, 7). Порфиробласты доломита часто по краям, а иногда и нацело, замещаются слюдой остаются лишь ромбоидальные формы. Вероятно в этот период происходила и частичная микроклинизация адуляра (рис.8).

    Таким образом в изученном районе выявляется следующая последовательность минералообразования: предрудные (кварц)-альбитовые, рудосопровождающие кварц-гематит-доломитовые, пострудные глинисто-хлоритовые изменения, затем более поздние среднетемпературные биотит-флогопитовые, иногда с амфиболом. При среднетемпературных преобразованиях происходит переотложение ряда элементов в новообразованных минералах (ванадиевый флогопит, ранее определялся как роскоэлит).

    При изучении керна онежской параметрической скважины исследователи фиксировали в породах людиковия аномальные содержания ряда рудных элементов, в том числе ванадия, меди, урана и молибдена. В заключение приводим цитату «Аномалии рудных элементов в породах людиковийского надгоризонта связаны с проявлениями синхронного базальтоидного вулканизма» [7].

    Альбитит с порфиробластами доломита (Dol) и наложенным ванадиевым флогопитом (V-Phl) по доломиту и в массе (руда).

    Рис.5. Альбитит с порфиробластами доломита (Dol) и наложенным ванадиевым флогопитом (V-Phl) по доломиту и в массе (руда).

    «Лейкогаббро» с гломеробластами доломита (Dol) и наложенным биотитом (Bt) (периферия рудной зоны).

    Рис.6. «Лейкогаббро» с гломеробластами доломита (Dol) и наложенным биотитом (Bt) (периферия рудной зоны).

    Долерит с зональным альбит (Ab)+доломитовым (Dol) прожилком и наложенным актинолитом (Act) (периферия рудной зоны).

    Рис.7. Долерит с зональным альбит (Ab)+доломитовым (Dol) прожилком и наложенным актинолитом (Act) (периферия рудной зоны).

    Доломит тулумозерский с адуляром (Ad) микроклинизированным и наложенным биотитом (Bt) (околорудный).

    Рис.8.Доломит тулумозерский с адуляром (Ad) микроклинизированным и наложенным биотитом (Bt) (околорудный).

    Лехтинская структура.

    В лопийских породах фундамента Лехтинской структуры известны синхронные Cu-Mo (Лобаш) и Cu-Au (Лобаш-1) рудоконцентрации. Раннепротерозойские породы представлены кварцевыми песчаниками и конгломератами, а также базальтами, андезитами, риолитами, их туфами и субвулканическими риолит-порфирами до гранит-порфиров. В восточном и северо-западном крыльях Лехтинской структуры картируются калиевые сферолитовые риодациты (часто флюидальные) и игнимбриты, образующие обширные поля в сотни км2 [5], здесь же известны рудоконцентрации урана. Содержания калия в сферолитовых риодацитах на порядок превышают значения натрия. Предполагают наземный характер формирования таких пород. По этим признакам можно предположить, что это калишпатофиры [9]. В палеозойских и мезозойских вулканических структурах России с ареалами калишпатофиров связаны зоны аргиллизитов с молибден-урановым оруденением. Не исключена и здесь такая взаимосвязь. Рудопроявление урана Чуруж располагается в контакте с дайкой долеритов в альбит-карбонат-слюдистых метасоматитах. Золото-урановые концентрации фиксируются в полимктовых конгломератах (Железные Ворота, Нигалма) в зонах пирит-кварц-светлослюдистых изменений (Au 1-8 г/т).

    В Лехтинской структуре известны многочисленные рудоконцентрации золота, которые фиксируются на различных уровнях от сумия до верхнего ятулия в осадочных породах, вулканитах кислого, иногда основного состава. Большую часть аномальных содержаний золота в кварцевых песчаниках и конгломератах относят к рудоконцентрациям россыпного типа. Это вызывает некоторые сомнения, поскольку в этих породах нередко отмечают карбонат, хлорит и турмалин. Рудокоцентрации золота в кислых породах (в разной степени альбитизированных) сопровождаются ореолами березитовых изменений, а в вулканитах основного состава – хлоритолитами с кварц-карбонатными прожилками.

    В ряде случаев рудосодержащие зоны развития кварц-карбонатных прожилков располагаются вдоль контакта осадочных и вулканических пород (р-е Вильям-лампи, Au до 2 г/т). Прерывистая протяжённость таких зон, частично перекрытых рыхлыми отложениями, километры. Риговараккское рудопроявление золота с ураном фиксируется в кварцевых конгломератах и контролируется зоной хлоритизации с гематитом. Содержания золота до 8,3 г/т (в среднем 2,5 г/т). Шуезерское рудопроявление располагается в альбитизированной дайке долеритов. Золото отмечается в более поздних кварц-карбонатных прожилках (до 20 г/т) и сопровождается халькопиритом, халькозином, пиритом и молибденитом.

    В локализации рудоконцентраций значительна роль субвулканических риолит-порфиров до гранит-порфиров, в разной степени альбитизированных. Так Пайозерская зона березитизированных пород, вмещающая одноимённое рудопроявление, на всём протяжении (8 км) трассируется субвулканическими телами кислого состава. В западной периферии рудопроявления по туфам основного состава фиксируется заметная альбитизация. В околорудном пространстве увеличивается роль карбоната и хлорита. При метаморфизме серицит в березитах частично перекристализовывается до мусковита, появляется биотит, иногда турмалин, в вулканитах основного состава кристаллизуются актинолит и эпидот.

    Наиболее перспективными на золото представляются краевые части Лехтинской структуры особенно юго-западная и юго-восточная, где известен ряд рудоконцентраций и региональные ореолы аномальных содержаний золота (тилевая сьёмка Невского ПГО).

    На сопредельной территории Финляндии в структуре Киттеля, близкой по возрасту и составу слагающих пород Лехтинской структуре, установлены промышленные месторождения золота, в том числе с разведанными запасами в 200 тонн (Суурикуусикко). Для рудоносных зон структуры Киттеля, насыщенныхсиллами и дайками альбитизированных долеритов и иногда риолит-порфиров, характерны такие эпигенетические минералы как альбит, кварц, карбонат, хлорит и сульфиды. Рудная зона Суурикуусикко имеет ширину до 60 м. и протяжённость вдоль контакта базальтов с вулканогенно-осадочными породами более 4 км. Средние содержания золота 4,5 г/т.

    Пана-Куолаярвинская структура

    Пана-Куолаярвинская структура располагается между Лехтинской и структурой Киттеля. Низы Пана-Куолаярвинской структуры сложены сумий-ятулийскими конгломератами, сланцами, различными вулканогенными породами от риолитов до базальтов и их туфами. Выше по разрезу картируются людиковий-суйсарские вулканогенно-осадочные толщи: базальты, силлы долеритов, различные туфы, доломиты, песчаники, сланцы, в том числе углеродистые. Выделяются три рудоносные структуры; меридиональные - Майская (20 х 2 км) и Куолаярвинская (50 х 6 км), а также широтная - Панаярвинская (20 х 2 км). В наиболее перспективных меридиональных структурах известны золотые (Майское) и золото-урансодержащие рудоконцентрации (Лагерное, Озёрное и другие).

    Не исключено, что Майская структура не синклинальная, как предполагалось ранее, а антиклинальная и тогда она приобретает облик зон СРД (со всеми вытекающими следствиями). По опубликованным данным на площади мелкого месторождения Майское (4 км2) прослежено более 100 кварцевых жил с золотом (до 11 г/т) и аномальными содержаниями Cu, Mo, Ag, As, Bi. Ширина околожильных изменений до 40 метров [2]. По периферии малосульфидных зон окварцевания вмещающие базальты заметно карбонат-хлоритизированы до хлоритолитов. В шлифах фиксируется более позднее развитие по хлориту игольчатого актинолита, гломеробласт эпидота и чешуек биотита (рис.9).

    В Куолаярвинской структуре известны многочисленные золото-урановые рудоконцентрации, которые размещаются в региональной зоне часто интенсивно проявленной альбитизации с последующими кварц-гематит-доломитовыми изменениями (рис.10). Нередко отмечаются характерные для зон СРД Онежского прогиба силлы «лейкогаббро» (альбита до 50% и более). Повсеместно фиксируются более поздние биотит (рис.10), часто подщелоченный амфибол (рис.11) и редкий турмалин.

    Намечается региональная метасоматическая зональность: в низах разреза по альбитизированным плагиогранитам фиксируются перекристализованные березиты с аномальным ураном (Кварцитовое, рис.12), в центральной части альбит-гематит-доломитовые метасоматиты с золото-урановыми концентрациями (Лагерное, Кясиярви), в ряде случаев в подобного типа образованиях увеличивается роль хлорита (Озёрное, Аллакурты), в крайней западной части по периферии золоторудных кварцевых жил преобладает хлорит (Майское). Наложенные среднетемпературные изменения подчёркивают эту зональность. В крайней восточной части на фоне березитизации наблюдается лишь биотит, в центральной – амфибол и биотит, редко турмалин, на западе в зонах хлоритизации преобладает амфибол и эпидот.

    По составу эпигенетических ассоциаций (предрудной, рудосопровождающей и наложенной) рудоносные участки Куолаярвинской структуры подобны промышленно рудным зонам Онежского прогиба. В зонах Куолаярви отмечается аналогичная последовательность метасоматического минералообразования – альбититы, затем кварц-гематит-доломит, на заключительном этапе - более поздние среднетемпературные изменения. В отличие от рудовмещающих зон Онежского прогиба в Куолаярвинской структуре интенсивней проявлена амфиболизация, а не биотитизация. Возможно рудоконтролирующие зоны альбит-доломит-биотитового состава более локальны и большей частью перекрыты рыхлыми отложениями.

    Учитывая наличие аномальных и рудных содержаний ряда элементов, а также подобие метасоматических образований с рудными зонами Онежского прогиба Куолоярвинская структура перспективна на обнаружение промышленных рудоконцентраций золота и урана. Наиболее перспективным представляется уровень низов людиковия и его основания. Майская структура перспективна на обнаружение золоторудных (без урана) малосульфидных рудоконцентраций.

    Замещение хлорита эпидотом, актинолитом и биотитом по периферии кварцевых золотосодержащих жил (м-е Майское)

    Рис. 9. Замещение хлорита эпидотом, актинолитом и биотитом по периферии кварцевых золотосодержащих жил (м-е Майское).

    Алевролит с порфиробластами доломита и поздним биотитом.

    Рис. 10. Алевролит с порфиробластами доломита и поздним биотитом.

    Замещение порфиробласта доломита актинолитом.

    Рис. 11. Замещение порфиробласта доломита актинолитом.

    Изменённый плагиогранит с мусковитом и поздним биотитом.

    Рис. 12. Изменённый плагиогранит с мусковитом и поздним биотитом.

    Структура Ветреного пояса

    Структура Ветреного пояса (ВП) располагается на стыке Карельского и Беломорского блоков и по составу вулканитов совершенно не похожа на протерозойские структуры Карелии. Здесь значительно меньше осадочных пород (лишь в основании), а вулканиты представлены коматиитами и коматиитовыми базальтами. Субвулканический комплекс включает большое количество ультрабазитов (с аномальными и рудными содержаниями хрома и никеля) и в меньшей мере долериты. Крутопадающие на север пласты этой структуры участками перекрываются мульдами осадочных пород венда.

    В вулканитах и субвулканических силах отмечаются как автометасоматические (роговая обманка по пироксенам, серпентинизация в породах ультраосновного состава) так и, в меньшей мере, низкотемпературные изменения – хлорит и карбонат. Последующие среднетемпературные представлены актинолитом, тремолитом, эпидотом, редко биотитом. Даже в еденичных прожилках кварца с хлоритом фиксируется наложенный игольчатый актинолит. В осадочных породах венда среднетемпературных изменений не обнаружено.

    Основная толща структуры (кряж Ветреного пояса) сложена слабо хлоритизированными коматиитовыми базальтами, серпентинитами по ультрабазитам, лиственитов не отмечается. Южнее, ближе к краевой части структуры, степень хлоритизации пород увеличивается. При этом, в цементе базальных конгломератов фиксируются заметное (20%) количество хлорита и карбоната, частично замещённых актинолитом и эпидотом. Т.е. отмечается увеличение интенсивности проявления низкотемпературных изменений к краевой южной части структуры ВП.

    В структуре ВП известны стратиформные зоны хлоритолитов с золотосодержащей сульфидной минерализацией (проявление Шапочка). Золото здесь фиксируется в кварц-карбонатных прожилках с эпидотом (эпидот вероятно более поздний). В конгломератах венда, перекрывающих золоторудные зоны проявления Шапочка, отмечаются палеороссыпные концентрации золота.

    Как показали результаты изучения фоновых содержаний рудных элементов в вулканитах структуры ВП, коматииты наиболее обогащены хромом и платиноидами, для которых устанавливается прямая корреляционная связь [1]. В базальтах медь напрямую коррелирует с повышенными содержаниями золота. По мнению исследователей, значительный интерес представляют конгломераты вендского чехла, где рудная минерализация золота и платиноидов приурочена к границе между горизонтами конгломератов и гравелитов. В тяжёлой фракции отмечают знаки окатанного медистого золота, палладистой платины, а также минералов-спутников алмазов: хромшпинелидов, хромитов и пироповых гранатов.

    Предполагаем, что наиболее перспективной на обнаружение гидротермальных рудоконцентраций золота является южная краевая часть структуры ВП. Определение перспектив без бурения здесь не возможно, поскольку краевая часть полностью перекрыта рыхлыми отложениями и заболочена.

    Рудоконцентрации сидерофильных элементов (магматическое оруденение  Ni, Ti-Mgt и Cr)
    В Карелии известны рудоконцентрации никеля, титана с ванадием, хрома с титаном, которые отмечаются в пределах габбро-ультрабазитов и относятся к собственно магматическому типу.
    Сu-Ni  рудоконцентрации известны в пределах лопийских и карельских осадочно-вулканических структур в силлах ультрабазитов. Отмечают как сингенетическое так и эпигенетическое оруденение. Сингенетическое интерстиционно-вкрапленное оруденение представлено пентландит-пирротиновой минерализацией в обычно серпентинизированных ультрабазитах. Большинством исследователей такие рудоконцентрации относятся к собственно магматическим, сформировавшимся в процессе кристаллизации специализированных магм.
    Эпигенетическое прожилково-вкрапленное оруденение представлено пентландит-халькопирит-пирротиновой минерализацией часто с галенитом, сфалеритом, иногда золотом в зонах лиственитизации. В приконтактовых участках во вмещающих породах иногда отмечаются зоны хлоритолитов с аномальным золотом. При замещении ультрабазитов серпентином (Mg силикат) наблюдается очищение замещаемых оливина и пироксена (Mg –Fe силикаты, вероятно никельсодержащие) от рудных элементов и концентрация последних в интерстициях по периферии скоплений серпентина (рис.1, 2).  Возможно, что именно автометасоматический процесс серпентинизации приводит к появлению эпигенетического Ni –оруденения. Информативно, что серпентиниты, листвениты и хлоритолиты образовались до метаморфизма (начало раздела – Рудоконцентрации Карелии).  Наиболее крупные концентрации сульфидного никеля  отмечаются в ультрабазитах среди сульфидсодержащих толщ.

    Рис.1. Серпентинизированный (Srp ) ультрабазит с останцами пироксена(Pу ). Николи х

    Рис.2. Тоже-николи II, кокардовые структуры подчёркнуты перераспределением рудных минералов(Ore)
    Восточнее Онежского прогиба в Водлозерском блоке известно титан-магнетитовое оруденение с ванадием  в силле габбро-долеритов. Пудожгорский силл картируется в виде пологолежащего пластообразного тела мощностью 130-180 метров, прослеженного по простиранию более десяти км.  Пластовые тела титан-магнетитовых руд тяготеют к лежачему боку. В рудах отмечают (Металлогения Карелии, стр.276) аномальные содержания золота (обычно 0,01-0,6 г/т, редко  до 8,9 г/т). Силл картируется среди плагиогранитов и гранито-гнейсов в разной степени микроклинизированных (порфиробласты микроклина, квац-микроклиновые пегматитовые жилы).  
    Изучение Пудожгорского силла проведено по шлифам,  полуколичественным и силикатным анализам керна бурового профиля пройденного «Невским ПГО». Отличительной особенностью силла являются наличие крайне неравномерно рассеянных  кварц-калишпатовых срастаний и прожилков, а также дифференцированные содержания  К, Na,V, Cu, Aq, Pb, Zn, в меньшей мере U, Th, Be.  При возрастании количества калишпата (до 1,5%) увеличивается содержания U, Th, Be и уменьшается Ni, Ti,V.  В основной массе долеритов фиксируются наложенные щелочной амфибол и биотит.
    Пудожгорский силл в южном окончании сечёт Бураковский  хром и никель-содержащий расслоенный  габбро-ультрабазитовый  массив. Промышленные хромитовые руды фиксируются в верхней части перидотитов. В рудах отмечают (Металлогения Карелии, стр.262)  аномальные содержания МПГ и золота (по отдельным пробам до 3,7 г/т). В краевых частях Бураковского массива фиксируют (Металлогения Карелии, 1999, стр.83) многочисленные кварц-калишпатовые пегматитовые жилы мощностью до метра, а в пределах массива вторичные – серпентин, тальк, микроклин, биотит, амфиболы.
     Региональная микроклинизация раннеархейских пород Карельского мегаблока отмечается повсеместно и по соотношению с лопийскими толщами считается позднеархейской. Определения абсолютного возраста отдельных микроклиновых массивов относит их становление также к позднему архею.  Время формирования Пудожгорского массива определяют как средний, а Бураковского как ранний протерозой (Металлогения Карелии, 1999). Тогда калишпатизация  массивов соответственно относится к средне-позднему протерозою, но масштабного протерозойского гранитообразования по периферии Онежского прогиба не выделяется. В связи с этим интересно определить возраст пегматитовых жил секущих Бураковский массив.

    Койкарский силл, протяжённостью более 30 км и мощностью 80-150 м, залегает среди карбонатных пород нижнего протерозоя (туломозёрская свита) в западном борту Онежского прогиба. Углы падения менее 400. Низы силла представлены зоной закалки и габбро-долеритами, а верхи — лейкократовыми диоритами до кварцевых диоритов.

       Мелко-среднезернистые габбро-долериты сложены диопсидом заметно амфиболизированным (роговая обманка — 40-50%), плагиоклазом (30-40%), титан-магнетитом (5-10%), биотитом (1-2%), актинолитом (1-5%). В среднезернистых красновато-чёрных диоритах меньше амфиболов, больше альбитизированного плагиоклаза, отмечаются гранофировые срастания альбита с кварцем. К автометасоматическим относим роговую обманку, альбит и кварц, а к метаморфогенным биотит и актинолит. В зоне закалки содержание благородных элементов (БЭ) в 5-10 раз превышают кларк, что указывает на специализацию магмы. Для диоритов характерны высокие содержания натрия, низкие железа и пониженные в 5-6 раз, относительно зоны закалки, содержания БЭ (Металлогения Карелии, 1999, стр.233).

       Ванадийсодержащий титан-магнетитовый (30-45%) горизонт мощностью 20 м расположен между габбро-долеритами и диоритами. По периферии рудного тела содержание титан-магнетита уменьшается до 25% и ниже. Благороднометальная малосульфидная (халькопирита и борнита меньше 5 %) зона располагается в верхней части титан-магнетитового горизонта. Платиноиды коррелируют с серебром, золотом и медью.

       Характерно, что рудовмещающие силлы в Карело-Кольском регионе имеют пологое залегание и нередко образуют лополитообразные формы. Это относится к титан-магнетитовым (Койкарский, Пудожгорский), хромсодержащим (Бураковский) и медно-никелевым (Печенга) силлам.

    Базит-ультрабазитовые массивы с рудоконцентрациями сидерофильных элементов обычно относят к интрузиям.  Логичнее определять их как субвулканические, поскольку во вмещающих породах отсутствуют приконтактовые зоны закалки и ореолы пропилитизации, обычные для интрузий.  Характерно, что сингенетическое оруденение в таких массивах содержит аномальное золото. Это указывает на специализацию магмы также и на золото.

     

    Выводы. Основными этапами гидротермального рудообразования (Au, Mo, Cu, V, U) в Карелии являются формирование разновозрастных осадочно-вулканических структур. Вулканогенный генезис обосновывается строгой приуроченностью разнометальных рудоконцентраций к осадочно-вулканическим структурам, тесной связью с субвулканическими телами и дометаморфогенным образованием рудосопровождающих изменений. Рудообразование сопровождается, в зависимости от состава пород, лиственитами, хлоритолитами, березитами (ЛХБ), а в людиковий-суйсарских толщах также альбит-кварц-гематит-доломитовыми образованиями, в разной степени преобразованными. Протяжённость зон слабопроявленных рудосопровождающих изменений километры, мощность сотни метров, что предполагает возможность их картирования в масштабе 1:50 000.

    В лопийских структурах наблюдаются региональные зоны ЛХБ, в которых фиксируются более локальные тела заметной сульфидизации с аномальными и промышленными содержаниями меди и золота. Рудные концентрации формировались в карбонат-кварцевожильных зонах, расположенных часто в контакте с преобразованными субвулканическими телами различного состава. В заметно березитизированных гранит-порфирах в кварцевых жилах и штокверках фиксируется медно-молибденовое, а иногда и золотое оруденение. Наиболее перспективными на Cu-Мо-Au оруденение являются зоны ЛХБ в пределах лопийских ЗС со значительно проявленным средне-кислым вулканизмом. В период формирования позднеархейских микроклиновых гранитов и ареалов микроклинизации плагиогранитов фундамента происходила региональная пропилитизация лопийских пород, разноинтенсивная микроклинизация гранит-порфиров с Cu-Мо-Au оруденением, преобразование рудосопровождающих изменений, перекристаллизация до переотложения ранее сформированных рудоконцентраций. В позднеархейских пегматитах отмечаются незначительные аномальные содержания урана, тория и редких земель.

    В Лехтинской сумий-ятулийской структуре исследователи картируют обширные поля калиевых риолитов и игнимбритов с характерными сферолитовыми структурами. Подобного типа породы (калишпатофиры) в палеозойских и мезозойских структурах России являются вмещающими для зон аргиллизитов с Мо-U оруденением. Не исключена и здесь такая взаимосвязь. Наиболее перспективными на Cu-Au оруденение являются зоны березитов в краевых частях Лехтинской структуры, где по данным тилевой сьёмки (Невское ПГО) выделены ореолы аномальных содержаний золота. В результате протерозойского метаморфизма в рудосопровождающих березитах серицит в разной степени перекристализовывается до мусковита, появляется биотит и турмалин. Во вмещающих породах кислого состава фиксируется наложенный биотит, в породах основного состава – актинолит, эпидот и биотит.

    В протерозойских (вулканогенно)-осадочных толщах Ладожской (свекофенской) структуры золоторудные концентрации также контролируются силлами и дайками различного состава. Рудоконцентрации фиксируются в приконтактовых хлоритолит-березитовых зонах с незначительными содержаниями сульфидов, в том числе золотосодержащего арсенопирита. Хлоритолит-березитовые изменения меньшей интенсивности отмечаются во всём обьёме рудоконтролирующих силлов и даек. На все эти образования накладываются среднетемпературные амфибол-эпидот-биотитовые преобразования.

    В пространственно разобщённых людиковий-суйсарских структурах (Онежская и Куолаярвинская структуры) отмечаются однотипные дорудные, рудосопровождающие и наложенные изменения. Рудосопровождающие образования картируются в виде региональных зон площадью до первых сотен км2. Рудоконцентрации фиксировались в более локальных зонах интенсивно проявленных альбит-гематит-доломитовых изменений или в кварцевых жилах среди хлоритолитов (Майское-Au). Наиболее перспективными на Cu-U-Au оруденение представляются зоны рудосопровождающих изменений в нижних частях людиковий-суйсарских структур. В результате протерозойского метаморфизма происходила пропилитизация пород, рудосопровождающих изменений и перекристаллизация рудоконцентраций. Протерозойский метаморфизм является, вероятно, результатом формирования в основании протерозойских структур фронта гранитизации.

    Таким образом высоко-среднетемпературные (метаморфогенные) изменения докембрийских пород Карелии обусловлены несколькими плутоногенными этапами. На первом раннеархейском этапе в результате становления огромных масс плагиогранитов вмещающие породы преобразованы в амфиболиты и гнейсы. Раннеархейская гранитизация проявлялась практически во всём Карело-Кольском регионе.
    На втором (позднеархейском) этапе в процессе региональной микроклинизации и внедрения микроклиновых гранитов, в основном в пределах раннеархейских гранитоидов, породы зеленокаменных поясов в разной степени пропилитизированы (метаморфизованы), иногда до кристаллических сланцев и скарнов. Скарнированные плагиограниты почему-то имеют собственное название (эндербиты и чарнокиты), а пропилитизированные плагиограниты нередко выделяют в самостоятельные диорит-гранодиоритовые комплексы. Масштабность проявления позднеархейской гранитизации несколько снижается до региональных зон и отдельных массивов.
    На третьем этапе (позднепротерозойском) породы протерозоя (частично и архея) также пропилитизированы до скарнов при внедрении позднепротерозойских интрузий, которые вскрыты эрозией в основном в Северо-Ладожской структуре. Такие изменения аналогичны пропилитизации в палео- и мезозойских структурах России, которая происходила в результате внедрения разновозрастных интрузий. Отличие заключается лишь в масштабности проявления пропилитизации. Вероятно, что при внедрении позднепротерозойских интрузий в гранитизированные блоки могли формироваться эндербиты, чарнокиты и пропилитизированные ранее сформированные породы.  Рудообразующими в Карелии являются только позднепротерозойские гранитоиды, в контактах которых известны рудоконцентрации в пегматитах (Ве, Nb, Та) и скарнах (W, Sn, Мо).

     

    Литература:

    1. Вовшин Ю. Е., С. Ю Петров. Рудопроявления благородных металлов в метавулканитах раннего протерозоя и конгломератах венда участка «Шапочка» (центральная часть структурной зоны Ветреный пояс, восточная Карелия). Геология, полезные ископаемые и геоэкология северо-запада России, Петрозаводск, 2006.

    2. Коровкин В. А., Л. В. Турылева. Некоторые аспекты металлогении золота Карело-Кольского региона. «Проблемы золотоносности и алмазоносности севера европейской части России», Петрозаводск, 1997.

    3. Кулешевич Л. В, О. Б. Лавров. Месторождение Педролампи и золоторудные проявления Эльмусской площади. Геология и пол. ископ. Карелии. вып.10. 2007.

    4. Кулешевич Л. В. Таловейс-докембрийское золоторудное месторождение в Костомукшинской структуре. Региональная геология и металлогения. 2006. №28.

    5. Металлогения Карелии. Петрозаводск. 1999.

    6. Методика изучения гидротермально–метасоматических образований. Плющев Е. В., Шатов В. В. и др. «Недра», 1981.

    7. Онежская палеопротерозойская структура. Петрозаводск, 2011.

    8. Рыбаков С. И. Колчеданное рудообразование в раннем докембрии Балтийского щита. Л., «Наука», 1987.

    9. Ушаков О. П. К вопросу о происхождении калиевых пород эффузивного облика (калишпатофиров) на примере Центрального Казахстана. Зап. ВМО, 1974, вып. 1.

    10. Плющев Е.В., Шатов В.В., Кашин С.В. Металлогения гидротермально-метасоматических образований. СПб; Изд-во ВСЕГЕИ. 2012, 560 с. Труды ВСЕГЕИ. Новая серия. Том 354.