Эпигенетические образования и оруденение Онежского прогиба.

Онежский прогиб расположен в юго-восточной краевой части Балтийского щита, в пределах Карельского мегаблока. Фундамент прогиба сложен архейскими гнейсами, амфиболитами, более поздними плагио — и последующими позднеархейскими микроклиновыми гранитами. В западном окружении прогиба среди метаморфических пород архея отмечаются фрагменты Гирвасского зеленокаменного пояса, представленные переслаиванием сланцев с вулканитами кислого и среднего состава (верхний архей). На современном эррозионном срезе зеленокаменные пояса Карелии сохранились среди гнейсо-гранитных полей в виде различного размера реликтов. Протяжённость наиболее крупных из них достигает 150 км., при ширине не более 20 км. Для пород верхнего архея характерно наличие колчеданного оруденения (вулканогенно-осадочного) с аномальными содержаниями Сu, Pb, Zn, Au.и др.(Металлогения Карелии, 1999). .

Низы Онежского прогиба сложены толщей переслаивания кварцевых песчаников, гравелитов, диабазов и силлов габбро (янгозёрская и медвежьегорская свиты). Здесь известны молибден-медные с золотом (Воронов Бор) рудоконцентрации. Ряд исследователей доказывает эксгаляционно-осадочное происхождение рудоконцентраций типа Воронов Бор (Металлогения Карелии, 1999). В архейских вулканитах на западной границе прогиба фиксируется м - е золота Педролампи сложного генезиса.

Воронов бор

 

Эта толща перекрывается породами туломозёрской свиты - доломитами и сланцами с редкими силлами габбро. В контакте Кумсинского силла лейкогаббро в доломитах фиксируется рудопроявление Светлое (медно-урановое). Такого типа субвулканические тела встречаются и в окружении прогиба в породах фундамента (Пудожгорский силл). Характерной особенностью его являются дифференцированные содержания V, Cu, Ag, Pb, Zn, U и др. Субвулканические тела имеют, как правило, значительные размеры. Так Пудожгорский силл картируется в виде пологолежащего пластобразного тела мощностью до 180 м.,прослеженного по простиранию на 7 км.. По цирконометрии получен возраст их образования — 1983 млн.лет (людиковий) (Геология и пол. иск. Карелии. вып. 10, 2007, Филипов Н.Б.).

Во внутренних частях протерозойского прогиба вулканогенно-осадочные породы слагают ряд узких антиклиналий (зоны складчато-разрывных дислокаций — СРД) и, расположенных между ними, широких плоских синклиналий. Складчатые структуры ориентированы в северо-западном направлении. В ядрах антиклиналей обнажаются доломиты туломозёрской свиты, на крыльях, породы нижне-заонежской свиты—шунгитсодержащие алевролиты и сланцы, далее пестроцветные сланцы, а выше силл габбро. В этой пачке, ниже силла габбро, фиксируется всё известное промышленное молибден-медь-ванадиевое с ураном и золотом оруденение. Происхождение этих рудоконцентраций до сих пор спорно.

Выше,в синклинальных структурах, наблюдается переслаивание диабазов с шунгитовыми сланцами (верхняя подсвита заонежской свиты). В последних известны стратиформные линзы сульфидсодержащих микрокварцитов, пропитывающих шунгитовые сланцы, с аномальными содержаниями Cu, V, Mo, Au, Aq. и др. Происхождение таких рудоконцентраций увязывают с эксгаляционно - осадочными процессами (Металлогения Карелии,1999). Верхи синклинальных структур в центральной части Онежского прогиба сложены пачкой туфогенно-осадочных пород кондопожской свиты.

 

Таким образом толща Онежского прогиба сформировалась в два осадочно-вулканических этапа, разделённые длительным периодом осадконакопления (туломозёрская свита). В фундаменте прогиба фиксируются верхне-архейские осадочно-вулканические породы специализированные на Cu, Pb, Au и др.металлы. Начало верхнезаонежско-кондопожского (людиковий) осадочно-вулканического этапа ознаменовалось тектонической перестройкой и формированием зон СРД. Янгозёрско-медвежьегорские толщи во время второго этапа выступают в роли специализированного фундамента.

1.Молибден-медное с повышенными содержаниями золота и серебра оруденение (Воронов Бор) отмечается в кварцевых песчаниках низов Онежского прогиба в северо-восточной его части. Рудоносный пласт мощностью до 12 м. прослежен по простиранию на 950 м. до глубины 150 м.(Сиваев В.В.и др.). Песчаники в рудоносных участках окварцованы, также отмечается альбит, карбонат, хлорит эпидот, здесь же наблюдаются комбинированные рудоносные кварц-хлорит-карбонатные прожилки с более поздним эпидотом, амфиболом и иногда биотитом. Молибден-медное оруденение по периферии (в диабазах) оконтуривается биотит-хлоритовыми изменениями (стратиформная линза размером более 1,5×0,5 км.).

Взаимоотношения биотита и хлорита в периферической зоне не всегда отчётливы. Взаимные проростания биотита с хлоритом традиционно трактуются исследователями как хлоритизация биотита, но всегда ли это так?. На этом участке обращают на себя внимание два факта. Первое — наличие биотита в диабазах в контактовой зоне с рудоносными песчаниками. Биотит в зоне влияния рудоносных гидротерм вообще не мог сохраниться, поскольку биотит очень чувствительный минерал и изменяется в первую очередь. Второе - в рудоносной зоне кислотного метасоматоза эпидот с биотитом могут быть только наложенным. Складывается впечатление, что здесь на низкотемпературную рудосопровождающую зональность накладываются более поздние среднетемпературные изменения. Если это так, то не исключено, что молибден — медное оруденение сформировано вулканогенными гидротермами. Ряд исследователей (Рыбаков С.И.и др.) доказывают эксгаляционно-осадочное происхождение таких рудоконцентраций (т. е. вулканогенное)

Медь-золотое месторождение Педролампи располагается в рассланцованных вулканитах лопия в непосредственной близости от кварцевых песчаников, переслаивающихся с силлом габбро и диабазами низов Онежского прогиба. В период формирования прогиба участок Педролампи, вероятно, находился под вулканогенно-осадочными толщами нижнего протерозоя. Вмещающие оруденение породы березитизированы (иногда с турмалином), 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.).

Обычными преобразованиями кварцевых песчаников Онежского прогиба является незначительная равномерно рассеянная серицитизация. В рудоносных пластах (типа Воронов Бор) появляются карбонат, хлорит и более поздние - эпидот с биотитом. Характерно, что в кварцевых песчаниках на периферии месторождения Педролампи фиксируется именно такой набор эпигенетических минералов. Вероятно, что наложенные среднетемпературные изменения подчёркивают ранее созданную рудосопровождающую зональность, т.е. послерудные преобразования унаследуют состав ранних околорудных изменений. Желательно определить возраст биотита этих м-ий, что даст возможность сравнить его с возрастом протерозойского метаморфизма.

Перспективы западной части Онежского прогиба не исчерпываются одним м-ем Педролампи, поскольку рудосопровождающие изменения наблюдаются в полосе длиною более десяти километров.

2. Медь-молиден-ванадиевое промышленное оруденение с ураном и аномальными содержаниями золота и серебра фиксируется в зонах СРД, 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 альбитизированных габбро (лейкогаббро), реже в шунгитовых сланцах и алевролитах.. На разрезе, построенном по изученным шлифам из керна скважин (см. рис.1), вырисовывается клинообразное тело рудоносных альбититов. Оно располагается поперёк слоистости, вероятно, вдоль поперечного разлома. Иногда альбитизируется весь обьём сланцев, но руды при этом нет (участок Тявзия).

Ряд исследователей такие альбититы (безрудные) называют адинолами (приконтактовые с силлом габбро образования). Т.е. подчёркивается теснейшая связь альбититов (адинолов) с силлом габбро. Однако отличия «адинолов» от околорудных альбитизированных сланцев и алевролитов только в структурной позиции, а вещественно всё это наблюдается как микрозернистый (кварц)-альбитовый агрегат с тем или иным набором более поздних минералов (фото 1). В ряде случаев в контакте с силлом альбитизации не отмечается, а проявляется она только через несколько метров. Т.е. послойная альбитизация тесно связана с формированием силла габбро, но не является конкретно контактовой. Прямой связи альбитизации с оруденением не наблюдается, но рудные концентрации предпочитают располагаться в ранее альбитизированных породах.

 

Фото 1. Кварц-альбитовый агрегат (адинол) с хлоритом (Chl) и наложенным биотитом (Bt). Николи II

 

Таким образом по структурной позиции выделяется два типа альбититов. Первый послойный тип тесно связан с силлом габбро, а второй, развивающийся вдоль поперечной трещины. Вещественно они неотличимы друг от друга.

Рудосопровождающими изменениями являются кварц-гематит-доломитовые ГМО (гидротермально-метасоматические образования). Минералы этой ассоциации, в виде гломеробласт или порфиробласт доломита и кварц-гематит-доломитовых жил, широким ореолом накладываются на ранее альбитизированные породы (фото 2). На месторождении Средняя Падма вдоль контакта с доломитами туломозёрской свиты наиболее интенсивно проявлены кварц-гематитовые изменения, захватывающие алевролиты и доломиты. В доломитах, в ближайшей периферии рудного тела, отмечаются редкие веретенообразные выделения микроклинизированного адуляра (фото 3).

 

Фото 2. Альбитит с порфиробластами доломита (Dol) и наложенным ванадиевым флогопитом (V-Phl) по доломиту и в массе (руда)

 

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

 

Фото3. Доломит тулумозерский с адуляром (Ad) микроклинизированным и наложенным биотитом (Bt).(околорудный) 

 



Фото 4. Тот же шлиф. Доломит с адуляром (Ad).

 

 

 

В шунгитовых сланцах также фиксируется кварц-гематит-доломитовые ГМО на фоне интенсивной альбитизации. В пестроцветных сланцах и габбро проявлена лишь слабая порфиробластическая доломитизация, обычно с микрорассеяным гематитом на фоне разноинтенсивно проявленной альбитизации. Т.е. интенсивность проявления этих изменений упорядочена относительно рудного тела.

Ореол рудоносных кварц-гематит-доломитовых ГМО оконтурен глинисто-хлоритовыми образованиями (фото 7), интенсивность которых нарастает по мере приближения к руде. Хлорит здесь грязно-зелёного цвета и выглядит как аморфный или исключительно микрочешуйчатый агрегат, который развивается по порфиробластам доломита (остаются ромбоидальные формы). Совместно с хлоритом нередко наблюдается бурый и грязно-бурый глинистый минерал (монтморилонит?). Иногда фиксируется каолинит, в виде тонкопластинчатых агрегатов (диккит) и ромбоидальный адуляр, в разной степени микроклинизированный. Ореол развития пострудных ГМО в несколько раз превышает размеры рудных тел, что является надёжным поисковым признаком.

На всю эту зональность накладываются более поздние биотит-флогопитовые изменения иногда с амфиболом. Возраст слюд 1780 млн. лет (Румянцева Е. А., диссер.). Наиболее широко слюды развиваются в интенсивно доломитизированных альбититах (рудные тела), в меньшей мере, но устойчиво, во всём обьёме альбитизированных и доломитизированных сланцев, алевролитов, а также габбро. По доломиту часто развивается биотит (фото 5) и реже актинолит (фото 6).

Фото 5. «Лейкогаббро» 4х Х 1 с гломеробластами доломита (Dol) и наложенным биотитом (Bt)

 

Фото 6. Габбро с зональным альбит (Ab)+доломитовым (Dol) прожилком и наложенным актинолитом (Act). (периферия)

 

Порфиробласты доломита часто по краям, а иногда и нацело, замещаются слюдой, остаются лишь ромбоидальные формы. Чешуйки ванадий содержащей слюды в ряде случаев обрастают кварц-гематит-доломитовые прожилки, создавая ложное впечатление близодновременности образования, но при этом всё-таки фиксируется более позднее развитие слюды. Вероятно в этот период происходила и микроклинизация адуляра.

Ореол распространения ванадий содержащей слюды фиксируется во внутренней части зоны биотит-флогопитовых изменений и, очевидно, эти образования близодновременны, поскольку никаких взаимоотношений не отмечается. Для проверки правильности наблюдений этих взаимоотношений необходимо определить возраст ванадий содержащего флогопита и периферического биотита, что позволит также сравнить время образования этих слюд с возрастом биотита на м-ях Воронов Бор и Педролампи.

В пределах габбро и ближайшем окружении в зоне биотитизации фиксируется щелочной амфибол, который развивается отчётливо позднее альбита. Менее отчётливы взаимоотношения слюд с глинисто-хлоритовыми пострудными образованиями. Взаимные прорастания хлорита и слюд по периферии рудных тел не всегда однозначны, но основная масса ванадий содержащей слюды не затронута хлоритизацией. Вероятнее всё-таки более позднее формирование слюд относительно глинисто-хлоритовых образований (фото 7).


 

Фото 7. Глинисто-хлоритовый (Gl) агрегат с наложенным ванадиевым флогопитом (V-Phl) (околорудный)

 

Таким образом в изученном районе выявляется следующая последовательность низкотемпературного минералообразования: предрудные (кварц)-альбитовые, рудосопровождающие кварц-гематит-доломитовые, пострудные глинисто-хлоритовые изменения, затем среднетемпературные более поздние биотит-флогопитовые, иногда с амфиболом.

На примерах вулканогенного рудообразования, изученных в различных регионах-Прибайкалье(РR)),Казахстан (РZ), Чукотка (МZ),выявлено (Плющев Е.В. Ушаков О.П. Шатов В.В. Михайлов В.А. Мальков И.А.И др.) что на первой стадии вулканогенных изменений происходит полевошпатизация пород, захватывающая значительные обьёмы. Затем в проницаемых зонах формируются рудосопровождающие кварц-светлослюдистые или кварц-хлорит-гематит-карбонатные ГМО (в зависимости от состава основной массы вулканитов). Пострудные изменения представленны обычно глинисто-содержащими минералами. Выявленная в нашем случае последовательность минералообразования полностью совпадает с известной стадийностью вулканогенного рудообразования, исключая поздние среднетемпературные изменения. Примеры наложения на рудосопровождающую низкотемпературную зональность среднетемпературных ассоциаций отмечались в различных регионах (Прибайкалье -Акиткан, на Чукотке и др., сайт metasomatoz.ru)

 

Понимание генезиса руд необходимо для регионального прогноза. В пределах известных рудных структур нужны структурно-вещественные поисковые признаки. В Онежском прогибе, не взирая на генетические построения, поисковыми признаками Сu-Мо-V оруденения являются региональные (более 10 км2) ореолы порфиробластической карбонатизации (чаще с биотитом) в низах осадочно-вулканических депрессий людиковия с внутренними зонами альбитизации (с карбонатом), появление глинисто-хлоритовых ГМО на фоне альбит-карбонатных изменений указывает на близость оруденения.

3. Стратиформное сульфидное оруденение с аномальными и иногда рудными содержаниями Сu, Мо, V, Ag, Au, Zn и др.фиксируется в пропитанных кварцем шунгитовых сланцах верхней подсвиты заонежской свиты. Между Космозёрской и Тамбицкой СРД Невским ПГО разбурено такого типа оруденение на нескольких уровнях (р-я Терехово, Пургино). В составе пиритовых руд в подчинённых количествах присутствуют халькопирит, сфалерит, пирротин. Сульфиды наблюдаются в форме слоёв в виде землистой массы, послойной вкрапленности, также в виде конкреций и глобулей. Стратиформно-слоистые пиритовые руды отмчаются по всему разрезу, но только на двух уровнях достигают мощности от одного до семи метров. В районе рудопроявления Пигма вся толща переслаивания шунгитовых сланцев и диабазов характеризуется повышенными содержаниями всего спектра перечисленных элементов, особенно серебра.

Ниже стратиформных кварцитов в ряде случаев фиксируется альбит, вплоть до полнопроявленных кварц-альбитовых образований. В диабазах, переслаивающихся со сланцами, отмечаются редкие скопления и прожилки кварца, плагиоклаз нередко серицитизирован. В районе рудопроявления Пигма вся толща переслаивания шунгитовых сланцев и диабазов характеризуется повышенными содержаниями всего спектра перечисленных элементов, особенно серебра. В результате поздних преобразований микрокварциты частично перекристализованы, появляются еденичные кристаллы турмалина, в краевых частях стратиформных кварцитов в сланцах и диабазах отмечается биотит.

Вероятно такие стратиформные образования имеют вулканогенно-осадочное (гидротермально-осадочное) происхождение и близодновременны с формированием гидротермального Сu-Мо-V оруденения в нижних горизонтах (в зонах СРД). Ряд авторов (Металлогения Карелии. Петрозаводск, 1999) считает такие стратиформные рудоконцентрации эксгаляционно-осадочными образованиями. Известно, что вулканогенно-осадочное оруденение в протерозое во многих регионах имело широкое развитие.

 

Происхождение рудоконцентраций Онежского прогиба вероятно связано с процессами сопровождающими вулканизм ятулия (Воронов Бор, Педролампи) и людиковия (Средняя Падма). На это указывают стратиформность некоторых рудных образований, стадийность рудосопровождающих ГМО и тесная связь с силлами габбро. Последующие преобразования пород, руд и околорудных изменений, возможно, связаны с метаморфизмом. Это может подтвердить (или опровергнуть) определение возраста биотита, проявленного на разных уровнях, а определение возраста слюд медь-молибден-ванадиевых месторождений совпадает с возрастом протерозойского метаморфизма.

Синхронно с формированием гидротермальных рудоконцентраций (Cu-Mo-V), происходило образование вулканогенно-осадочных рудных залежей с подобным набором рудных элементов, также метаморфизованных. Как правило, в таких случаях вулканогенно-осадочные рудоконцентрации по запасам значительно превышают гидротермальное оруденение. Не исключено, что стратиформные сульфидсодержащие микрокварциты (типа Терехово) с аномальными содержаниями ряда элементов, являются лишь краевыми частями промышленных сульфидно-полиметалических (c Au и Ag)залежей. Целенаправленных поисков такого типа оруденения в Онежском прогибе не проводилось.

 

 

 

 

 

 

Этапы и стадии эпигенетического минералообразования Онежского прогиба

 

 

 

Этап

 

Стадия

 

Состав

Примеры

месторождений

 

Метаморфогенный

 

послерудная

 

(амфибол)-биотит

Проявлена на всех месторождениях

 

 

 

Вулканический

заонежский

 

пострудная

 

Глинисто-хлоритовый

 

 

 

Средняя Падма

Космозерское

 

рудная

 

Кварц-гематит-доломит

 

дорудная

 

Кварц-альбит

Вулканические

Медвежьегорский

и янгозерский

пострудная

 

 

Воронов Бор

Педролампи

рудная

Кварц-серицит-карбонат-хлорит

рудная

(Кварц)-альбит