Следующее поколение операций с сенсорными;pdf

Л. В. Кулешевич, А. И. Голубев
БЛАГОРОДНОМЕТАЛЛЬНАЯ МИНЕРАЛИЗАЦИЯ
В ЩЕЛОЧНЫХ МЕТАСОМАТИТАХ СРЕДНЕЙ ПАДМЫ
ОНЕЖСКОЙ СТРУКТУРЫ
Обзор предшествующих исследований. Рудные
объекты в Онежской структуре относятся к нескольким формационным типам (рис. 1, упрощенно): 1 –
медные сульфидные (небольшие проявления, отрабатывались в XVIII–XIX вв.); 2 – месторождения шунгитов и колчеданной вкрапленно-прожилковой минерализации в них; 3 – благороднометалльные Cu-(Mo)-UV рудные объекты разного ранга; 4 – проявления
МПГ. Cu-U-V-месторождения и проявления были обнаружены и разведывались в Заонежье благодаря работам ГГП «Невскгеология» в 1980–1990-х гг. Они
локализуются в пределах Падминского, Космозерского и Шульгиновского рудных полей (РП) Онежской
структуры и приурочены к зонам СЗ сдвиговых деформаций протерозойского возраста − зонам складчато-разрывных дислокаций (СРД). С благороднометалльно-U-V рудной формацией зон СРД связываются
наиболее перспективные для промышленного освоения объекты ванадия и урана. К ним относятся месторождения Верхняя и Средняя Падма, Царевское, Весеннее, Космозеро и некоторые другие проявления
(табл. 1), объединенные в группу, названную Падминским типом. Структура этих месторождений подробно
охарактеризована в производственных отчетах ГГП
«Невскгеология» и опубликованных статьях и отчетах
(Петров, 1985; Булавин, 1990; Билибина и др., 1991;
Савицкий и др., 1994; Самойленко, Новиков, 1994;
Мельников и др., 1992; Мельников, Шумилин, 1995;
Металлогения Карелии, 1999; Минерально-сырьевая..,
2005). Установлено, что уран-ванадиевые руды формируются в зонах метасоматического изменения на
контакте разнородных пород: основных вулканитов,
шунгитовых сланцев или аргиллитов нижней подсвиты заонежской свиты с доломитами верхнеятулийского надгоризонта.
Геологическое строение. Онежская структура
имеет синклинорное строение с пологим падением
пород (мощностью до 4–5 км), осложненное узкими
зонами складчато-разрывных деформаций – наложенными синклиналями и антиклиналями, вытянутыми в СЗ направлении. Особенности структурного
строения Онежского прогиба определяются сочетанием ортогональных (0–30 и 270–290 – в основании
фундамента) и диагональных (310–330 и 45–60 – в
фундаменте и протерозойском чехле) систем разломов, которые, как считается, предопределили блоковое строение фундамента и форму прогиба. Эти разломы проявились в перекрывающем чехле как протяженные надразломные флексуры. Наложенные
структуры имеют вид брахиформных складок с падением крыльев под углом 75. Общий ортогональный
план Онежского прогиба осложен линейными складчато-разрывными нарушениями ССЗ простирания.
Работами ВСЕГЕИ и «Невскгеология» было выделено 11 наиболее ярко проявленных СЗ зон деформаций (СРД; рис. 1), имеющих значительную протяженность, а глубина их проникновения, по геофизическим данным, оценивается до 50 км. Они имеют
названия по характерным озерам Заонежья.
Рудоконтролирующими структурами для комплексного благороднометалльно-Cu-U-V оруденения
Падминского типа являются зоны СЗ срыва вдоль
контакта разновозрастных пород – доломитовой пачки
и алевролитов, т. е. особенно благоприятны узлы сочленения крутопадающих СЗ и сопряженных СВ
сдвиговых зон, создающие своеобразные изгибы осей
ундулирующих складок. По этим нарушениям местами наблюдаются горстовые поднятия, формирование
которых связывается с блоковым строением в фундаменте и, соответственно, с глубинными подвижками,
происходившими в рифее и обеспечившими возможность проникновения щелочных растворов (Михайлюк, 1988; Булавин, Савицкий, 1989; Булавин, 1990).
В пределах этих зон особо благоприятны участки,
осложненные малоамплитудной складчатостью с пологими трещинами отрыва и отслоения (20), согласными напластованию пород и перпендикулярными
ему, в низах черносланцевой пачки (PR1ld) и доломитах (PR1jt). В связи с этим форма рудных тел (штокверков) и сопровождающих их метасоматитов, как
отмечают все исследователи, выглядит как линзовидно-пластовая по простиранию и клиновидная (треугольная) в разрезе. Рудные тела были подсечены
скважинами на глубине от 55 до 310 м, они вытянуты в СЗ направлении. Кондиционные ванадиевые
руды локализуются в пологих зонах трещин отрыва.
113
А
Б
Рис. 1. Схема размещения месторождений и проявлений Падминской группы на Заонежском полуострове (А)
и геологический разрез месторождения Средняя Падма (по материалам КарГЭ, ГГП «Невскгеология»,
Мельников, Шумилин, 1995, с изменениями):
А. 1 – зоны складчато-разрывных деформаций: I – Кузарандовская, II – Падмозерская (Тамбицкая), III – Нумицкая, IV – СвятухинскоКосмозерская, V – Пигмозерская, VI – Уницкая, VII – Лижмозерская; 2 – сопряженные сдвиговые деформации; 3–6 − месторождения и
проявления: 3 – разноранговые объекты комплексных U-V-руд (геохимическая специализация – знак элемента вблизи номера), 4 – шунгитов. Минерализация: 5 – колчеданная, 6 – меди (а), амфибол-асбеста (б). Номера месторождений и рудопроявлений: 1 – Шульгиновское, 2 – Святуха, 3 – Черный Наволок, 4 – Весеннее, 5 – Средняя Падма, 6 – Верхняя Падма, 7 – Царевское, 8 – Космозерское, 9 – ЮжноКосмозерское, 10 – Великая губа, 11 – Кондобережская, 12 – Нулица.
Б. 1 – четвертичные отложения; 2 – метабазальты и габбро-диабазы; 3 – слюдисто-карбонатные и 4 – шунгитовые сланцы; 5 – доломиты;
6–9 – метасоматиты: 6 – зоны брекчирования и метасоматоза; 7 – альбититы (а) и зоны сброса железо-магнезиальных компонентов (б);
8 – гематитовая зона; 9 – слюдиты
114
Наиболее крупные размеры залежей достигают
500÷1000  40÷100 м (при длине до 2,5 км). Глубина
распространения руд составляет 150–400 м от поверхности, мощность богатых рудных залежей − 10–40 м,
а измененных в ореоле пород – 0,2–0,5  2–10 км
(ширина и длина).
Основным полезным ископаемым месторождений Падминской группы являются ванадий и уран,
однако рудам присущ полиминеральный и многокомпонентный состав (руды месторождений онежского типа – комплексное сырье, содержащее V, U,
Cu, Mo, Ti, Se, Cr, Au, Ag, Pd и МПГ, Re, РЗЭ и некоторые другие). Основной концентратор ванадия – слюды, где его сконцентрировано до 90%, оксиды – 10%. Ванадий сосредоточен в роскоэлите,
ноланите, карелианите, монтрозеите, V-гематите:
среднее содержание V2O5 в рудах разных месторождений и разных категорий запасов составляет
2,32–4,22%, в отдельных частях залежей достигает
8–17,8% (Минерально-сырьевая.., 2005). Среднее
содержание урана в рудах − 0,043–0,128%, Средней
Падмы – 0,061–0,074%. Уран также образует собственные минералы (первичные низкотемпературные
гидротермальные и вторичные, образовавшиеся
при окислении руд). На месторождении Верхняя
Падма преобладают ванадаты урана (карнатит,
тюямунит), развивающиеся по настурану. Урановая
минерализация Средней Падмы представлена вкрапленностью уранотитанатов в слюдитах, уранинитом, настураном, коффинитом в кварц-карбонатных жилах. На месторождении Космозеро развиты
настуран, в прожилках с селенидами – браннерит и
уран-пиролюзитовая минерализация. Геохимиче-
ский состав руд месторождений Падминской группы и содержание полезных компонентов в них приведены в табл. 1.
Запасы и прогнозные ресурсы руд ванадия, урана
и других элементов оценивались по результатам работ ГГП «Невскгеология» (табл. 2). Суммарные запасы месторождений и прогнозные ресурсы V2O5 в рудах составляют ~556 тыс. т, причем большая их
часть сосредоточена в пределах Падминского и Космозерского рудных полей; для Средней Падмы по категориям (С1 + С2) запасы V2O5 – 107,65 тыс. т (Коровкин и др., 2003; Минерально-сырьевая.., 2005).
Для месторождений Средняя и Верхняя Падма, Космозеро проводилась оценка запасов золота (С2 0,12–
0,73 т), для месторождения Весеннее – его ресурсов
(Р2 0,166 т). Одновременно для рудных залежей оценивались запасы ЭПГ (суммарно ~3,3 т), меди и молибдена. В рудах Средней Падмы наряду с Mo оценивался Re: запасы этого редкого элемента составляют 450 кг (Самойленко, Новиков, 1994).
Благородные металлы тяготеют к зонам прожилковых сульфо-селенидных руд в слюдитах в осевых
частях метасоматических колонн. Среднее содержание Au в них составляет 0,16–0,33 г/т, максимальные концентрации достигают 20–70 г/т (Минерально-сырьевая.., 2005). По данным производственных
отчетов содержание Pd достигало 20–400 г/т, Pt 3–
29 г/т, Ag 40–174 г/т, распределение их неравномерное. При оконтуривании же более узких рудных
тел, соответственно, средние концентрации благородных элементов повышаются. Возможность их
разработки оценивается совместно с уран-ванадиевыми рудами.
Таблица 1
Характеристика благороднометалльно-уран-ванадиевых руд Онежской структуры
Рудный объект
(и его ранг)
Средняя Падма (М)
Верхняя Падма (М)
Космозеро (М)
Весеннее (М)
Царевское (М)
Шульгиновское (Р)
Околорудные
изменения
Роскоэлит, V-флогопит, V-ге- Альбит, доломит,
матит, Cr-фенгит, U-V мине- анкерит, Fe-Mg- и
Cr-V-слюды, монаралы (ноланит, карелианит,
монтрозеит, карнотит, тюяму- цит, апатит, кварц,
нит, уранинит, настуран, ти- кальцит, хлорит
танаты и ванадаты урана)
Минеральный состав руд
Благороднометалльная ассоциация
и сопутствующие сульфиды
Золото, селениды Pb, Ag, селениды и
сульфоселениды Pb, Bi, Ag, Au и Ag,
Au, Pt, Pd, сульфиды – пирит, халькопирит, молибденит, сфалерит, галенит, Se-галенит
Геохимический
состав руд
V, U;
Cr, Ti, Fe-O, S; РЗЭ;
Pd, Pt, Au,
Pb, Cu, Mo, Ag, S, Se,
Bi, Re, Sn, Nb
П р и м е ч а н и е . М – месторождение, Р – рудопроявление.
Таблица 2
Содержание ведущих элементов руд, их запасы или ресурсы
V2O5/руды
Запасы/
ресурсы,
млн т
Средняя Падма 2,35/17,8
4,6/н
Верхняя Падма
2,32
0,565/н
Весеннее
3,09
1,204/1,456
Царевское
2,33/14,8
3,378/н
Космозеро
4,22/16,2 1,405/0,237
Шульгиновское
2,41
н/6,224
Рудный объект
Ср/макс,
%
U
Cu
Mo
Au
ЭПГ (Pd, Pt)
Ср/ Запасы/ Ср/
Запасы/
Запасы/
Запасы/
Запасы/
Ср/макс,
Ср/макс,
Ср/макс,
макс, ресурсы, макс, ресурсы,
ресурсы,
ресурсы,
ресурсы,
%
г/т
г/т
%
т
%
тыс. т
тыс. т
т
т
0,067 1513
0,52
2,9
0,022
1,027
0,16/40
0,729
0,31
1,418
0,043
240
0,296
1,674
0,21
0,119
0,18
0,1
0,046
230
0,12
н/0,6
0,33
н/0,166
0,83
н/0,165
0,066
3300
0,24
8,1
0,066
2,23
0,24
1,209
0,128 1800
0,84
11,8/2
0,134
1,885
0,24
0,322
0,4
0,562
н/6,5
н/4,8
П р и м е ч а н и е . Содержание элементов: ср/макс – среднее/максимальное; «н» и пустая клетка – нет данных или не оценивались. Использованы материалы: Леонтьев, 1997; Металлогения Карелии, 1999; Минерально-сырьевая.., 2005. Запасы руды (V2O5) или металлов
категорий (С1 + С2; C2), по Средней Падме – (А + В + С1 + С2), ресурсы – (Р1 + Р2).
115
Таким образом, месторождения комплексных руд
Заонежского полуострова представляют собой крупные по запасам и уникальные по качеству руд и набору компонентов рудные объекты. Установлено,
что путем флотационного обогащения и последующего кислотного автоклавного выщелачивания извлечение ванадия из руды достигает 97–98%, почти
полностью извлекается уран, благороднометалльная
минерализация может быть попутно извлечена гравитационным или флотационным методом. Золото и
ЭПГ в U-V рудах являются попутными элементами
и, несмотря на их низкую концентрацию, представляют практический интерес при возможной комплексной разработке.
Метасоматические изменения пород
Процесс низкотемпературного гидротермально-метасоматического изменения щелочного типа охватывает все типы породы в пределах зон складчато-разрывных деформаций (СРД) Онежской структуры, накладываясь на шунгитовые алевролиты, аргиллиты, доломиты, базальты, габбро-диабазы. Метасоматиты и оруденение в них изучались геологами ГГП «Невскгеология», ВСЕГЕИ и других организаций (Полеховский, Тарасова, 1987; Билибина и др., 1991; Полеховский и др.,
1991; Мигута, Овсянников, 1995; Леденева, Пакульнис,
1997; Савицкий и др., 1999 и др.). Среди измененных
пород выделяются: 1 – ранние зеленосланцевые метаморфические преобразования, 2 – альбититы и карбонат-альбитовые породы центральных и фланговых зон
(с метакристаллическим карбонатом, пиритом или гематитом), 3 – слюдиты и ассоциирующие с ними руды.
Благородные металлы тяготеют к участкам развития
слюдитов и поздних карбонат-кварцевых прожилков с
селенидами, сульфоселенидами.
Зональность метасоматитов, совмещение в колонке зон, возникших на разных стадиях процесса (Na и
K), наложение более поздних окисленных ассоциаций на сульфидную минерализацию описывается
практически всеми исследователями, изучавшими
рудные объекты Падминского типа, и лишь представления о возможном источнике растворов и рудных компонентов, возможности связи с субщелочным магматогенным источником, а также механизме
проявления процессов у разных авторов несколько
отличаются, при общем понимании его щелочного
характера. В отличие от традиционной, cуществует
иная точка зрения о развитии метасоматитов в зоне
стратиграфического несогласия с зональностью, распространяющейся от поверхности в нижние горизонты (Мельников, Шумилин, 1995).
Метасоматические зоны. Метасоматиты ранней
стадии щелочного процесса представлены формацией низкотемпературных альбититов (или эйситов).
Эйситы – это метасоматиты альбит-карбонат-хлоритгематитового состава, содержащие урановое оруденение (Омельяненко и др., 1974; Жариков и др.,
1998). Щелочные метасоматиты формируются в условиях привноса Na (вполне подвижный компонент),
116
который связывается с Al (инертный компонент), и
выноса Fe, Mg, Ca, Mn, С (виртуальные компоненты), отлагающихся во внешних зонах метасоматической колонки, избыток Si и отчасти Ca могут появляться в поздних жилах. В центральных зонах колонки образуется альбит, в промежуточных и фланговых
последовательно отлагаются вынесенные компоненты, формируя разные ассоциации, причем в основных средах с высоким содержанием Mg, Fe (по базальтам, габбро, пикритам) образуются щелочные
пироксены и амфиболы. При смене режима щелочности вынесенные компоненты (Fe, Ti, V, Cr) переотлагаются. Исследования, проводимые в Заонежье,
позволяют предполагать, что изменения носят масштабный (по сути, региональный приразломный) характер: на поверхности мы видим лишь локальное
проявление тех или иных зон щелочного, сопряженного или сопутствующего ему метасоматоза либо
сброса избыточных компонентов в жилах.
На Средней Падме в ореоле прорабатываемой области Na-щелочные растворы формируют осветленные области, содержащие альбит, альбит и карбонат,
которые хорошо выделяются на фоне более темноокрашенных пород. Во внешнем ореоле метасоматической колонки происходит переотложение вынесенных
петрогенных и рудогенных элементов – формируются
сопряженные зоны с карбонатом и пиритом. С увеличением кислородного потенциала на них затем накладывается более широко проявленная вкрапленно-прожилковая сопутствующая, но окисленная минерализация, содержащая гематит, барит, и происходит отложение урана. Во 2-ю K-стадию процесса по центральным частям зоны метасоматических изменений, в участках с максимально проявленной трещиноватостью
на альбититы накладываются слюдиты. При этом появляются зоны слюдизированных альбититов, слюдиты и слюдисто-карбонатные метасоматиты, содержащие минералы урана и рудную прожилковую минерализацию с селенидами и благородными металлами.
С участка Средняя Падма были отобраны и изучались образцы альбититов, метасоматиты фланговых зон с карбонатом и пиритом, гематитовая и баритовая прожилковая минерализация; слюдиты изучались по своим образцам и музейной коллекции ИГ
КарНЦ (образец золото-селенидных руд, подаренный Ю. С. Полеховским).
Натровые щелочные метасоматиты (эйситы)
1-й зоны Средней Падмы приурочены к зонам катаклаза, они окружены широкими ореолами осветленных пород, содержащих альбит, карбонат, кварц. На
них могут накладываться минералы других зон.
В метаморфизованных глинистых и карбонатных
толщах (зеленосланцевая фация низких ступеней) на
ранней стадии метасоматических изменений образуются альбит и карбонат, иногда встречается микроклин (табл. 3). При этом доломит-1 замещается Ca-MgFe-карбонатом 2-й генерации (анкеритом). Изменение
основных пород, например, как это установлено для
участка Космозеро, приводит к образованию в центральных зонах колонки эгиринсодержащих альбити-
тов, в промежуточной зоне развиты альбититы c рибекитом (Na-Fe-амфиболом), во внешних образуется актинолит и дравит (Na-Mg-турмалин). Количество эгирина может достигать 5–10%, рибекита – до 15–20%. В
габбро-диабазах участка Космозеро более широко развиты эгирин-щелочно-амфиболовые метасоматиты.
Они сменяются актинолитовыми альбититами и затем
внешними зонами с эпидотом, хлоритом и стильпномеланом, более характерным для зон пропилитизации
и раннего метаморфического преобразования основных пород. На месторождениях Царевское и Средняя
Падма щелочные амфиболы и эгирин отсутствуют.
Альбититы выполняют зоны дробления, состоят
из альбита либо карбоната и альбита (см. табл. 3).
Для них характерны повышенные концентрации
РЗЭ, Р, Ba, которые появляются за счет повышенных
количеств монацита (Ce-La-Nd), апатита, барита
(табл. 4, 5). Монацит образует неправильные и ограненные призматические и округлые зерна (размером
до 20–40 мкм). Монацит иногда содержит включения
мелких кристалликов пирита, но чаще он «цементирует» пирит (рис. 2/1–3, рис. 3/3), что указывает на
близкое начало образования и продолжающееся после пирита образование монацита. Фтор-апатит образует цепочки зерен и их скопления вблизи сульфидов
(см. рис. 2/1–2). В этих же участках обычен рутил и
встречается циркон (рис. 2/3-4) в совместных прорас-
таниях и реже торит. Торит выделяется после монацита, иногда сечет его. Все эти акцессорные минералы развиты в зонах, где кроме альбита встречается
доломит и калиевый полевой шпат.
Внешний ореол зоны альбитизации представлен
зоной-2 (фланговой) и внешней гематитовой зоной-3.
Зона-2 может быть оконтурена по развитию метакристаллов карбоната ряда Fe-доломит-анкерит и пирита
(5–30%), реже хлорита, в ней происходит сброс вынесенных Са-Fe-Mg компонентов. Карбонаты в альбититах (обр. СП-1) и сопряженных метасоматитах
зональные (обр. СП-15, 17, 18). В промежуточных
зонах, альбит-карбонатных, они обычно менее железистые, как в центральных частях кристаллов (Fe до
1,47–7,16%), так и в краевых зонах (Fe 11,05–12,51%)
(табл. 5; рис. 3/1–2; рис. 4/1). В отличие от них во
фланговой зоне-2 ромбические метакристаллы анкерита отличаются еще более высокой железистостью,
как в центральной части кристаллов (Fe 6–10,91%;
обр. СП-18/2, СП-9/1, CП-17/1), так и на краях (Fe до
18,01%). Типоморфной особенностью этих анкеритов является увеличение в них содержания Mn до
0,67–2,08%. Метакристаллы анкерита и пирит находятся в прорастаниях. Иногда здесь встречается также барит, но как более поздний наложенный минерал
(рис. 3/9–11). Вынесенное железо во фланговых зонах связывается в карбонатах и сульфидах.
Таблица 3
Полевые шпаты и слюды из метасоматических зон, мас. %
Эл.
Na
Mg
Al
Si
K
Ti
V
Cr
Fe
O
Сумма
№
Уч.
1
8,09
9,89
32,91
49,11
100
СП-1
1-2
2
8,59
3
0,35
4
5
13,31
7,05
20,58
6,44
0,68
0
0,42
8,61
48,96
46,58
46,29
42,91
100
100
100
100
СП-18/2 СП-18/2 СП-15/1 СП-15/1
2-1
22-7
7-3
6-3
9,61
32,84
9,22
31,34
12,51
8,99
31,18
13,53
6
7
8
13,15
7,44
20,75
6,54
0,69
11,01
6,72
20,46
8,14
1,04
11,68
6,09
21,37
8,82
0,73
8,33
43,10
100
СП-15/1
6-5
10,67
41,95
100
СП-18/2
27-3
9,01
42,31
100
СП-18/2
27-4
9
0
3,88
0,72
27,92
7,07
0,22
0,61
12,73
3,04
43,82
100
2573
1-11
10
0,42
4,6
1,31
27,92
7,31
0
1,28
11,2
1,66
44,29
100
2573
1-12
11
0,61
3,46
2,37
24,56
8,49
0
5,53
8,57
2,94
43,46
100
2573
3-4
12
0
3,56
4,41
22,32
9,57
0,47
8,71
2,94
4,57
43,46
100
2573
3-5
13
0,68
3,46
3,08
24,29
8,91
0
4,78
8,37
2,90
43,19
100
2573
8-2
П р и м е ч а н и е . Полевые шпаты: 1–2 – альбит из карбонат-альбититовой (1) и фланговой зон (2); 3–4 – микроклин из промежуточных
зон; слюды (5–8, фланговые зоны): 5–6 – Mg-биотит (зона с метакристаллическим карбонатом, пиритом, баритом); 7–8 – биотит (зона с
зональным анкеритом); 9–13 – V-Cr-слюды из слюдитов (12 – роскоэлит, 9–11, 13 – V-хромфенгит). Состав минералов изучался с помощью сканирующего электронного микроскопа VEGA-II LSH с микроанализатором фирмы Tescan в ИГ КарНЦ РАН. (Здесь и далее: приведен состав минералов по элементам, кислород рассчитывается компьютерной программой автоматически. Пустые клетки − элемент не
установлен, сумма приведена к 100%.)
Таблица 4
Апатит и монацит из измененных пород, мас. %
Компoнент
F
P
Ca
La
Ce
Nd
O
№ обр.
Уч.
1
2
3
4
5
6
7
15,46
14,6
14,63
15,3
17,6
16,25
15,64
13,99
27,93
13,24
29,37
СП-1
13-1
15,44
31,14
10,24
28,57
СП-1
19-1
17,62
30,87
8,29
28,60
CП-17
14-1
16,82
29,41
9,23
29,24
СП-18/2
2-1
17,46
33,47
11,67
28,19
13,77
30,12
СП-18/2
17-1
12,65
28,28
13,89
29,54
СП-9/1
7-1
31,47
СП-18/2
16-1
8
6,02
18,39
37,15
9
5,87
18,65
36,73
38,50
СП-18/2
21-5
38,75
СП-15/1
3-5
П р и м е ч а н и е . Монацит: 1–2 – из альбититов, 4 – включение в пирите, 5–6 – самостоятельные зерна; 7 – из брекчиевидных метасоматитов; 8–9 – апатит из измененных пород. (Состав не полный, пересчет на 100 %.)
117
Таблица 5
Составы карбонатов (ат. %) и баритов (мас. %) из метасоматитов
Компонент
Mg
Ca
Fe
Mn
Ba
Sr
S
O
№ обр.
Уч.
1
23,11
40,50
3,90
2
18,21
39,64
11,14
3
23,47
41,33
2,19
4
19,26
38,49
11,05
32,49
31,0
32,75 31,20
СрП-1 СрП-1 СрП-1 СрП-1
4-2ц
4-3к
4-5ц
4-6к
5
19,76
39,54
9,26
31,44
CрП-18-2
22-1 ц
6
15,88
37,72
16,24
7
22,69
39,03
6,03
30,16
CрП-18-2
22-2 к
8
71,47
9
20,2
38,67
7,75
1,88
32,24 28,53
31,5
СрП-9 СрП-9 СрП-9
10-5 ц 10-6к 16-3ц
11
12
13
56,45
1,43
14,13
27,99
CрП-15/1
3-2
55,55
1,58
14,46
28,41
CрП-15/1
9-1
14
53,78 60,11
2,8
1,26
14,67 12,57
28,74 26,05
СрП-9 2573
12-1
10-2
П р и м е ч а н и е . 1–9 – карбонаты (состав карбонатов приводится в ат. %, так как углерод в них не определялся); зональные зерна (ц –
центр, к – краевая зона кристалла): 1, 3 – доломит, 2, 4, 6 – анкерит, 5, 7 – Fe-доломит; 11–14 – барит (мас. %): 11–13 – из промежуточных
зон метасоматитов, 14 – из слюдитов.
1
1
2
3
4
5
3
2
1
2
2
1
6
1
2
3
4
Рис. 2. Акцессорные минералы (апатит, монацит, рутил, циркон) в карбонат-альбитовых метасоматитах
Средней Падмы:
1 – образец СрП-6: 1 – рутил, 2 – монацит, 3 – микроклин, 4 – апатит, 5 – альбит (сп. 5), 6 – пирит; 2 – СрП_15: 1 – пирит, 2 – апатит, 3 –
альбит; спектр-5 – микроклин; 3 – СрП_8: 1 – рутил, 2 – монацит; 4 – СрП_9: 1 – циркон (центр – без примесей, темный край содержит
незначительно Al, Fe, Na), 2 – рутил
В карбонатных породах можно наблюдать бластический альбит, на флангах встречается актинолит, в зонах брекчирования – новообразованные крупные кристаллы розового доломита или поздние друзы кварца.
Гематитовая зона (зона-3) – неотъемлемая часть
низкотемпературных щелочных метасоматитов – эйситов, развита широко, формируется в близповерхностных условиях. В этой зоне и гораздо шире происходит сброс избытка Fe. Гематит образует вкрапленность и прожилки, представленные удлиненными и
пластинчатыми кристаллами. Содержит примесь Ti, V
(см. рис. 3/13–15; табл. 7). Гематит и его прожилки накладываются на разные породы, он сечет фланговые
зоны с сульфидной вкрапленностью. Прожилки содержат гематит, доломит (Fe 6–8%), барит, хлорит.
Барит также образуется в этих же прожилках, он
распространяется по сланцеватости в стороны от них
в измененные породы, где выделяется после пирита
(см. рис. 3/9–11). Появление барита, в том числе самостоятельных прожилков, свидетельствует о высоком потенциале кислорода и низком парциальном
давлении серы. Барит содержт Sr 0,67–3,11% (см.
табл. 4). Он иногда слагает и самостоятельные маломощные жилы, которые содержат рудные минералы.
В одной из рудных залежей при документации скважин была обнаружена барит-кальцитовая жила мощ118
ностью 0,5 м с халькопиритом с высоким содержанием Co 0,3%, Pd 11 г/т, Au 2 г/т, Mo и Bi до 0,01%.
Хлорит не типичен для центральных зон метасоматитов, он встречается в зоне-2 с пиритом, но чаще
с гематитом в прожилках в 3-й зоне. Он имеет MgFe-состав, AlIV = 0,72–1.0÷0,31–0,45. Температура его
образования лежит в интервале от 260 С до 170–60
С в прожилках с гематитом (ср. 100 С; рассчитана
по геотермометру Катхелинио).
Метасоматиты калиевые 2-й стадии процесса
(слюдиты). Существенно слюдяные метасоматиты
формируются на фоне возобновившихся деформаций,
приоткрывания трещин, образования брекчий и интенсивном K-метасоматозе. В некоторых работах по характеру развития и ассоциациям минералов они иногда
сравниваются с низкотемпературными грейзенами (Леденева, Пакульнис, 1997). Слюдиты приурочены к участкам дробления, наложенным на центральную часть
альбититовой зоны, иногда выходят из них и прослеживаются по простиранию. По подновленным и вновь образованным зонам катаклаза и трещинам, наложенным,
в том числе, и на ранее сформированные зоны, развиваются мелкочешуйчатые слюдистые метасоматиты.
На примере изученных образцов метасоматитов можно
проследить смену минеральных ассоциаций, от натриевых к калиевым, что подчеркивает эволюцию растворов.
3
1
1
1
1
3
1. СрП-18/2_21.
1 – альбит прожилок,
2 – доломит, 3 – пирит
2. СрП-18/2_2-22.
1 – зональный анкерит
в альбитовой массе
3. СрП_15/1_9.
1 – монацит, включения пирита
(2) и доломита (3)
1
4
2
2
2
4. СрП-1_1.
1 – пирит, 2 – доломит
3
2
5. СрП-1_7-5.
1 – пирит, 2 – халькопирит,
3 – карбонат, 4 – альбит
1
1
3
2
1
2
6. CрП-18/2_13-1.
1 – халькопирит, 2 – пирит
2
7. СрП-1_4-7.
1 – пирит, 2 – сфалерит,
3 – доломит
8. СрП-18/2_15-1.
1 – молибденит, 2 – пирит
1
1
2
2
3
9. СрП-15/1_11.
1 – вкрапленность пирита и
барита (белый, более мелкие
зерна)
2
1
3
10. СрП-15/1_15.
11. СрП-15/1_9-3.
1 – пирит, 2 – барит, 3 – доломит 1 – пирит, 2 – барит, 3 – апатит
(сп. 3)
3
1
12. СрП-9/1_17.
1 – пирит, 2 – срастание
клаусталита (белый) и
халькопирита (серый)
4
1
2
3
1
3
2
13. СрП-9/1_1.
Гематит в прожилке (серый)
с зернами барита (мелкие белые
точки)
14. СрП-17_6.
1 – пирит, 2 – гематит, наложен
на фланговую зону
2
15. СрП-9. Срастание: 1 – барит
(белый), 2 – гематит (серый),
3 – доломит (черный)
в прожилке
16. СрП-9/1. Обрастание
уранинитом: 1 – белый контур
гематита – 2 (серый),
3 – доломит (черный), 4 – хлорит
Рис. 3. Соотношение минералов в метасоматически измененных породах околорудного ореола
119
Богатые пятнисто-линзовидные и прожилковые тела
содержат до 90% слюд. Более крупночешуйчатые слюды тяготеют к прожилкам размером 2,0–0,5 м. Они распространяются вдоль трещин и по сланцеватости в стороны от них, причем на удалении от центральных зон
метасоматитов содержание слюд сокращается.
Слюдиты – это существенно K-метасоматиты.
Слюды в зависимости от состава вмещающих их пород бывают представлены мусковитом, биотитом (более Mg или Fe), Cr-V-слюдами (Румянцева, 1984; Румянцева и др., 1984). Среди них преобладает бежевый
и буро-коричневый роскоэлит, содержащий от 2,8–
8,7% (ср.) до 17% V2O5, зеленый Cr-V-роскоэлит
(Cr2O3 – 3,5–8,7%) и светло-зеленый V-Cr-фенгит, Crфенгит (до 17,93% Cr2O3) (Румянцева, 1984). По данным рентгеновского изучения было установлено, что
мусковит и Fe-Mg-слюды (биотит и флогопит) относятся к диоктаэдрическим – 1М и 2М политипам, соответственно. В эту стадию идет наиболее интенсивное накопление V в силикатах. Встречается более редкая Li-содержащая слюда – тайниолит (~3% Li2O). Реже в слюдах фиксируется BaO до 2,39% и очень редко
отмечается увеличение Zn (Румянцева, 1984).
Как показали проведенные нами исследования,
Fe-Mg-слюды (биотит-флогопитового ряда) фланговых зон месторождения Средняя Падма имеют пятнистое развитие. Крупночешуйчатые слюды образуются в центральных частях зон брекчирования в зонах слюдитов и на контакте с карбонатно-селенидными прожилками. В зоне слюдитов наиболее распространены коричневые и зеленые Cr-V-слюды. В
темно-зеленых слюдах содержится V 0,61–8,71%, Cr
2,94–12,73% (см. табл. 3). Составы изученных нами
слюд (фланговых зон и слюдитов) нанесены на диаграммы (см. рис. 4/2–3) и представлены в сравнении
с результатами Е. В. Румянцевой и наиболее распространенным слюдами из слабоизмененных шунгитов
и метабазитов Заонежья. На диаграммах отчетливо
виден изоморфизм Cr-V-Al-слюд в слюдитах и FeMg – в слюдах внешних зон метасоматической колонки. Высоко-K и Мg-Fe-Al слюды встречаются в
шунгитах – это стильпномелан, гюмбелит.
Завершающий K-метасоматоз проявился также в
образовании калиевого полевого шпата, который иногда встречается в альбититах и промежуточных зонах
(см. рис. 2/1–2; табл. 3), но чаще на удалении от этих
зон, а также в секущих прожилках, где находится в ассоциации с баритом, в основных средах – с эпидотом.
Калишпат (адуляр) и барит иногда совместно образуются в наиболее поздних жилах и гнездах.
Формирование слюд и калишпата связано с резким увеличением химического потенциала K, что сопровождается также повышением концентраций Li,
Sn, Be в растворах и, соответственно, в измененных
породах. Эти элементы характеризуют смену режима
щелочности растворов, более кислотный характер
среды. Известно, что Cr, Ti, V в магматическом процессе накапливаются в оксидах в слабощелочнойблизнейтральной среде (в базитах-гипербазитах).
Эти элементы легко мигрируют в щелочных растворах и затем переотлагаются в кислотной обстановке
в слюдах. То есть щелочной метасоматоз в целом
был вначале благоприятен для выноса и миграции, а
затем в отложении V, Cr, Тi (в слюдах, титаните или
рутиле), что определило состав руд Падминского типа. В связи с высоким окислительным потенциалом
среды и дефицитом серы, в этой же ассоциации со
слюдами образуются Cr-Zn-шпинели.
В жильную стадию (отложения рудогенных элементов) происходит подновление трещин и сброс мигрирующих (вынесенных и привнесенных) рудогенных
элементов. Этот процесс сопровождается образованием карбонатных с селенидами и баритовых жил. На
Средней Падме вся жильная минерализация ориентирована в единой системе пологих трещин отрыва
вкрест СЗ сланцеватости (в зонах, комплементарных
СВ сдвигу). При этом формируются брекчиевидные и
прожилковые типы руд (урановые, благороднометалльные с селенидами, сульфоселенидами и др.).
На Падминском РП, благодаря исследованиям
разных авторов, установлено около 100 разных минералов (Румянцева, 1984; Румянцева и др., 1984; Нестеров, Румянцева, 1987; Полеховский, Тарасова,
1987; Полеховский и др., 1991а, б и др.).
4
1
1
1
2
2
2
3
3
1
2
3
4
3
Рис. 4. Диаграммы составов карбонатов (1) и слюд (2–3) из метасоматитов:
1 – карбонаты (1 – доломиты, 1-я генерация, 2 – анкериты, 3 – кальцит из прожилков). Стрелка показывает изменение состава карбонатов
от первичного доломита к железистому и анкериту (состав в ат. %). 2–3 – состав слюд из различных зон метасоматитов (в мас. %). Выделены области Cr-V-слюд (1), слюды ряда биотит-флогопит (2), стильпномелан из базитов (3), гюмбелит из шунгитов (4)
120
Благороднометалльное оруденение
и сопутствующая минерализация
Рудная минерализация метасоматитов представлена несколькими типами (руды и сопутствующая
минерализация): 1 – сульфидной вкрапленностью
(фланговые зоны), 2 – вкрапленно-прожилковой гематитовой, 3 – урановым оруденением, 4 – Cr-Vслюдитами и благороднометалльно-селенидной, 5 –
пострудной (в секреционных полостях). Среди них
промышленное значение имеют ванадиевые и урановые руды.
1. Прожилково-вкрапленная минерализация периферических (или фланговых) зон альбититов содержит сульфиды. В них, как это отмечалось в более
ранних работах, встречаются также минералы более
поздних ассоциаций – ноланит, V-Cr-слюды, оксиды
(гематит и карелианит V2O3). По данным проведенного микрозондового изучения (табл. 6, рис. 3/4–9),
установлено, что во фланговой зоне 2 среди рудных
минералов наиболее распространен пирит, образующий вкрапленность (5–30%), в меньшем количестве
(1–5%) встречаются халькопирит, сфалерит, молибденит, галенит, Se-галенит, реже клаусталит, борнит
в срастании с халькопиритом и самостоятельно, единичные зерна бертьерита.
Пирит образует вкрапленность метакристаллов кубического или пентагон-додекаэдрического габитуса
либо округлого облика, размером 1–5 мм (рис. 3/1, 3–
12). Он ассоциирует с зональным анкеритом, часто содержит захваченные включения нерудных минералов –
карбоната, кварца, монацита, сопровождается менее
распространенными здесь сульфидами полиметаллов
(Cu, Zn, Pb), иногда молибденитом, более поздними селенидами, баритом, гораздо реже уранинитом. В ассоциации с пиритом отмечено увеличение количества
апатита и монацита, кристаллизация которых близка по
времени с ним. Сульфиды полиметаллов выделяются
после пирита, но до барита.
2. Урановорудная минерализация включает уранинит, настуран, коффинит, монтрозеит, кальцит,
хлорит (Билибина и др., 1991; Леденева, Пакульнис,
1997; Полеховский и др., 1991). Сульфиды здесь
встречаются в меньших количествах. Урановые минералы выделяются после сульфидов (это халькопирит, пирит, марказит, грейгит, молибденит, галенит),
они по мелким трещинкам секут сульфидно-кварцдоломитовые прожилки.
На объектах Падмы первым кристаллизуется уранинит, образующий достаточно крупные зерна размером до 1,0–1,5 см. Он замещается кальцитом и настураном. Настуран развивается также по сульфидам, пластинчатому гематиту, доломиту, кальциту.
Из V-минералов в данной ассоциации встречается
монтрозеит (V3+, Fe3+ V4+)O(OH) (иногда до 30%).
Последним выделяется колломорфный коффинит.
Он замещает урановые оксиды, обрастает карбонаты
и марказит, срастается с хлоритом-пеннином.
На уч. Космозеро в основных средах в зальбандах
прожилков обычно встречаются альбит, V-Cr-эгирин – наталиит (NaVCrSi2O6), амфиболы (рибекит и
актинолит), Cr-дравит (Румянцева, 1984). Настуран
ассоциирует с редкими минералами, такими как парагуанахуатит, клаусталит, платинит, браннерит, золото, сульфиды.
В изученных нами образцах из гематитовой зоны
(табл. 7/7–9, рис. 3/16) видно, что настуран образуется
после гематита: он цементирует и «оконтуривает» его
пластинчатые и вытянутые кристаллы. Уранинит отличается более низким содержанием Pb и его отсутствием.
3. «Окисленная» зона 3 представлена гематитом,
карбонатом, хлоритом, баритом, кварцем, уранинитом, галенитом. Гематит содержит примеси: V до
1,7–5,4%, иногда Ti (табл. 7).
Таблица 6
Состав рудных минералов из различных зон метасоматитов, мас. %
Комп.
1
S
55,4
Fe
44,6
Pb
Mo
Se
Sb
Сумма 100
№ обр. CП-1
Уч.
3-1
2
57,18
42,84
3
55,87
44,13
4
55,79
44,21
5
56,8
43,20
6
56,96
43,05
7
15,1
1,78
83,12
8
15,89
9
10
3,69
11
84,11
73,11
74,01
75,23
26,89
22,29
24,77
100
СП-9/1
18-2
99,99
2573
2-10
100
2573
9-1
12
40,60
13
36,51
18,64
59,40
100,02
СП-18/2
19-2
100
CП-17
2-1
100
СП-15/1
3-1
100
СП-9/1
4-1
99,99
2573
13-5
99,99
СП-9/1
13-1
100
CП-17
8-1
100
СП-18/2
15-1
44,85
100
СП-15/1
5-1
Окончание табл. 6
Комп.
S
Fe
Zn
Cu
Сумма
№ обр.
Уч.
14
36,03
30,39
15
38,02
29,09
16
39,92
29,67
17
37,79
29,55
18
34,27
14,88
19
28,37
11,78
33,58
100
2573
5-2
32,88
99,99
СП-9/1
18-1
30,41
100
СП-18/2
19-1
32,66
100
CП-1
8-2
50,85
100
CП-1
8-1
59,85
100
CП-1
15-2
20
36,21
4,34
59,45
21
35,14
2,25
62,61
22
37,11
1,23
61,66
100
CП-17
10-1
100
СП-18/2
17-3
100
CП-1
4-7
23
36,6
3,32
57,02
3,05
99,99
CП-1
8-3
24
34,71
1,22
64,07
25
37,98
100
CП-1
21-1
100
CП-1
23-1
62,06
П р и м е ч а н и е . 1–6 – пирит, 7–8 – галенит, 9–11 – клаусталит, 12 – молибденит, 13 – бертьерит, 14–17 – халькопирит, 18–19 –
борнит, 20–25 – маложелезистый сфалерит. Типы измененных пород: 1, 17–19, 22–25 – из альбитизированных пород; 2–4, 12–13 –
фланговые зоны; 6, 10–11, 14 – слюдиты с прожилком клаусталита (образец 2573, музейная коллекция); 5, 15 – гематитовая зона.
121
Таблица 7
Состав шпинелей и некоторых оксидов, мас. %
Комп.
Ti
V
Cr
Fe
Zn
Pb
U
O
Сумма
№ обр.
Уч.
1
10,49
27,81
14,07
18,11
29,53
100,01
2573
6-1
2
0,32
10,07
28,86
14,11
17,00
29,64
100
2573
6-3
3
4
9,16
27,71
14,29
19,89
10,36
23,65
19,30
17,76
28,96
100,01
2573
7-1
28,93
100
2573
7-2
5
38,79
8,52
7,88
6,66
38,15
100
2573
4-1
6
59,95
7
8
9
10
11
12
2,06
5,39
40,05
100
СП-5/1
7-6
18,05
67,04
14,91
100
СП-9
5-1
17,5
67,53
14,97
100
СП-9
6-1
83,22
16,78
100
СП-9
10-1
70,83
70,25
75,06
29,17
100
CП-17
5-1
24,36
100
СП-9
5-2
22,86
99,98
СП-5/1
8-1
П р и м е ч а н и е . Слюдиты (1–5): 1–4 – Zn-Cr-V-шпинель, 5 – Cr-Fe-V-оксид. Зона метасоматитов фланговая: 6 – рутил. Гематитовая
зона с урановым оруденением (7–9): 7–8 – настуран, 9 – уранинит; 10 – гематит; 11 – V-гематит; 12 – Ti-содержащий гематит.
4. Прожилково-гнездовая селенидно-карбонатная рудная минерализация Средней Падмы приурочена к зонам перекристаллизованных крупночешуйчатых слюдитов. Она представлена клаусталитом
(PbSe), парагуанохуатитом (Bi2Se3), вейбуллитом
(Pb6Bi8(Se,S)18), галенобисмутитом (Pb(Se,S)), клокманнитом (CuSe), шапбахитом, самородными золотом, серебром, минералами платиновой группы, реже самородной медью (Полеховский, Волошин,
1990; Полеховский и др., 1991а, б). В рудах также
встречаются сульфиды – молибденит, сфалерит, галенит и Re-содержащие минералы. Вблизи прожилков образуются крупночешуйчатые Cr-слюды. По
мере удаления от этих прожилков количество оксидов урана уменьшается, минералы благородных металлов, селениды исчезают, увеличивается количество крупночешуйчатой V-слюды и пластинчатого
гематита.
Наши исследования показали, что нерудная ассоциация образца слюдитов Средней Падмы представлена зелеными Cr-V-слюдами, содержит редкие шпинели – Zn-Cr-V-шпинель, Cr-V-содержащий оксид
титана (рис. 5).
В рудах присутствуют также Fe-доломит, кальцит, барит, в небольшом количестве кварц, хлорит.
Рудные минералы представлены клаусталитом, Seгаленитом и соединениями Pd c Bi, S, Se, реже соединениями с Pt, а также сульфидами (пирит, халькопирит, рис. 5). Клаусталит при окислении с поверхности слегка замещается селенитом – молибдоменитом
PbSeO3.
Цинкохромит ZnCr2O4 впервые был установлен в
рудах Падминского типа (Нестеров, Румянцева,
1987). Он содержит Zn 28,02%, Cr 44,56%, O 27,42%.
При изучении V-Cr-слюдитов Средней Падмы автором была обнаружена и изучена Zn-V-Cr-шпинель,
которая содержит до 17–19,89% Zn, 23,65–28,86% Cr,
9,16–10,49% V, 14,07–19,30% Fe (табл. 7/1–4;
рис. 5/8, рис. 6). Среди известных шпинелей характерен ограниченный изоморфизм в парах между Cr-V и
Fe-Zn с крайними членами ряда: цинкохромитом
(ZnCr2O4) – коулсонитом (FeV2O4). Это позволяет
утверждать о наличии более широкого изоморфизма
в цинкохромитах, возможно, это новый минеральный
122
вид. Оксид титана в этой же ассоциации содержит
примесь Cr, V и Fe. По составу минерал, вероятно,
можно отнести к Fe-олхонскоиту (Cr,Fe,V)2Ti3O9. В
нем встречаются микровключения браннерита.
Клаусталит (PbSe) – ведущий минерал прожилков, встречается в ассоциации с пиритом во фланговой зоне. Он выделяется позднее халькопирита и
встречается с баритом (см. рис. 5/1–5).
Золото на Средней Падме и других месторождениях Падминского РП установлено в прожилке с
клаусталитом в тесном срастании с минералами Pd.
В этом же рудном прожилке встречаются обычные
сульфиды – халькопирит, реже пирит, Se-галенит.
Золото выделяется как тонкодисперсное и видимое
размером от 2–30 мкм до 2–4 мм (рис. 5/1–3). В нем
содержится 5,41–8,58% Ag, иногда присутствует
примесь Se до 0,77% (пробность 910–945; табл. 8).
На контакте золота с клаусталитом образуются сложные промежуточные соединения – Au-Cu-Pd и PdCu-(Bi-Se-S) минералы (табл. 9), среди них определен редкий минерал – малышевит PdCu(Bi)S3, близкий по составу выявленным ранее Ю. С. Полеховским и А. В. Волошиным (1991) соединениям типа
PdBiCu(S,Se), в том числе со свинцом –
Pd3(Bi,Pb)4Cu3(S,Se)8. Между ним и золотом образуется промежуточное соединение Ag-Pd-купроаурид.
Купроаурид палладия по микротрещинкам проникает в золото. В клаусталите обнаружены также микроскопические выделения Pt-Bi-фазы (см. табл. 9), требующие доизучения. Многие из этих выявленных и
изученных нами и ранее соединений (Полеховский,
Волошин, 1990; Полеховский и др., 1991а, б) относятся к сложным многокомпонентным интерметаллидам трех групп: висмутотеллуридам, сульфоселенидам, селеносульфидам. Среди них был обнаружен
новый селенид палладия и висмута (PdBiSe), названный падмаит, установлены соболевскит (PdBi), фрудит (PdBi2) и более сложные Pd-Se-S-Bi-фазы. Широкий изоморфизм Bi-S-Se в этих соединениях приводит к образованию висмутидов, сульфоселенидов,
селеносульфидов и селенидов. Для сравнения в
табл. 9 приведены минералы по Уницкой зоне и некоторые близкие к изученным минералы по месторождению Средняя Падма.
3
2
2
1
3
1
1
1
2
1
2
3
4
3
2
3
2
3
1
3
2
2
1
1
3
1
2
4
5
6
7
8
Рис. 5. Au-Pd-содержащие клаусталитовые прожилковые руды Средней Падмы:
1. Уч. 1-1: 1 – золото, 2 – клаусталит; 2. Уч. 2-1: 1 – золото (сп. 1), 2 – клаусталит, 3 – Cr-V-слюда; 3. Уч. 14-1: 1 – Сu-Pd-Bi фаза (сп. 1),
2 – золото (белое), 3 – клаусталит (серое, справа); 4. Уч. 9-1: 1 – клаусталит, 2 – селенаты (более темные участки); 5. Уч. 12-1: 1 – барит
(сп. 1), 2 – кварц (черный), 3 – клаусталит (белый); 6. Уч. 13-1: 1 – барит (сп. 1, серый), 2 – клаусталит (белый), 3 – халькопирит (серый),
4 – пирит (темно-серый); 7. Уч. 6-1: 1 – Zn-Cr-V-шпинель (серый, сп. 1), 2 – роскоэлит, 3 – клаусталит (белый); 8. Уч. 4-1: 1 – V-Cr-оксид
титана (сп. 1, с браннеритом – белые точки U-Ti минерала в сером зерне). Обр. 2573 из коллекции музея, подарен Ю. С. Полеховским
2
2
1
1
1 – Zn-Cr-Fe-V-шпинель (авторские
данные); 2 (выделенная область) –
цинкохромит (Нестеров, Румянцева,
1987); 3 – коулсонит (FeV2O4)
3
3
Таблица 8
Состав золота из благороднометалльно-селенидных
руд, мас. %
Компоненты
Se
Ag
Au
Сумма
1
0,77
8,58
90,65
100
Рис. 6. Диаграммы составов ZnV-Cr-шпинелей из слюдитов:
2
3
4
5,41
94,59
100
6,75
92,71
99,46
8,1
91,9
100
5. Пострудная минерализация отлагалась в открытых пустотах и трещинах, она представлена друзами кварца и карбоната, иногда тонкозернистым пиритом либо поздним гетитом.
Дальнейшие гипергенные изменения присходили
по поздним трещинам, они привели к формированию
зон окисления и вторичной цементации с образованием гетита, гидрогетита, развивающихся по оксидам и сульфидам, глинистых минералов и вторичных
минералов урана (тюямунита, карнотита, болтвудита,
велсендорфита, казолита, по данным предшествующих исследований). Карнотит и тюямунит распространены по всей зоне окисления, болтвудит, велсендорфит и казолит замещают оксиды урана и коффинит. В зоне цементации образуются хеггит, борнит,
халькозин, ковеллин и реже медь. В зонах поверхностного окисления образуются еще более необычные
соединения – оксиды, гидроксиды, сложные водосодержащие соли, в том числе U-V-фосфаты и карбонаты.
Условия образования. Метаморфические преобразования Онежской структуры происходили в условиях зеленосланцевой фации и небольших глубин:
по парагенезисам основных вулканитов и данным
хлорит-слюдистого геотермометра условия оцениваются в Т = 430–440 С и Р = 1,7–2,1 кб. Щелочные
метасоматиты, приуроченные к СЗ зонам сдвиговых
123
деформаций, наложились на уже складчатую структуру и слабометаморфизованные породы. По данным
ГЖВ, эгиринсодержащие метасоматиты и альбититы
отлагались при температуре ниже 300 (при Тгом
от 300–400 С и 300–270 С, соответственно), Рфл. =
1–0,6 кбар (Билибина и др., 1991). Смене Na на K
растворы предшествовали сдвиговые подвижки, вызвавшие отслоения в породах и трещины, которые
выполнялись слюдитами и поздними рудными прожилками. Отложение слюд, а затем кварц-карбонатных прожилков с урановой минерализацией, сульфидами, селенидами и благородными металлами происходило при температуре, снижающейся от 305–245
до 120 С (выделение селенидов и соединений с благородными металлами). Затем формировались прожилки пострудного этапа (100–150 С). Соленость
растворов была высокая: до 40% NaCl-экв. Глубина
формирования метасоматитов не превышала 0,5–2,5
км. В этих малоглубинных эпитермальных условиях
существенную роль играл кислород. Многообразие
урановых минералов связано со щелочным метасоматозом и процессами гипергенеза.
Тесное совмещение в пространстве разновременных низкотемпературных минеральных ассоциаций с
карбонатом свидетельствует о малых глубинах формирования альбититов и низкотемпературном образовании прожилков с сульфидами и селенидами, гематитом, в условиях от 300 до 150–100 С, Р = 0,6–
1 кб (Леденева, Пакульнис, 1997). Формирование же
слюдитов происходило при высоком μK2O. По нашим данным, начало от Т = 240 до 100 С и ниже.
Предполагается, что перенос и переотложение металлов осуществлялось сначала восстановительными
флюидами, богатыми CH4, F, CO2, затем высокосолеными водно-углекислотными. Присутствие ЭПГ, V,
Ti, Cr, Co, Ni, Cu указывает на связь с преобразованиями пород базит-гипербазитового ряда, содержащих эти элементы, а редких и РЗЭ – на связь со щелочным источником.
Радиологический возраст минерализации определен K-Ar методом для альбититов по магнезиорибекит-асбесту и эгирину и равен 1800–1780 млн лет,
для слюдитов по хромфенгиту – 1770 млн лет,
пострудной минерализации – 1540 млн лет. U-Pb
возраст для урановой минерализации был определен по ураниниту и настурану в 1760 ± 30 млн лет
(Билибина и др., 1991). U-Pb-возраст формирования
карбонат-кварц-селенидно-сульфидной минерализа-
Таблица 9
Компонент
S
Cu
Se
Pd
Pt
Pb
Bi
Ag
Au
Сумма
№ обр.
3
1
Au-Pt-Pd-фазы в клаусталитовом прожилке, мас. %
2
21,02
12,90
5,48
1,08
15,68
23,52
42,56
5,9
71,86
100
2753-14-3
100
2753-14-1
3
21,16
13,16
23,74
41,94
100
14-2
4
21,92
12,23
5
6
7
8
9
0,82
5,39
6,4
5,7
27,1
2,99
11,6
1,5
26,2
18,94
51,88
24,11
28,19
41,94
22,54
41,94
1,38
100
15-1
100
16-1
100
16-2
7,5
86,1
99,8
С_3
14,6
66,4
98,5
С_9
8,1
62,2
99,4
С_4
10
19,19
12,89
0,34
22,52
11
12,22
12,51
7,65
18,87
0,25
45,32
15,98
33,28
100,52
П
100,51
П
П р и м е ч а н и е . 1–5 – данные автора; 1 – палладия купроаурид; 2–4 – (Se)-S-Bi-Cu-Pd-фаза – малышевит, PdCu(Bi)S3; 5–6 – срастание
Pb-Se и Pt-Bi-фазы (очень малый размер анализируемых зерен); 7–8 – минералы благородных металлов Уницкой зоны (Савицкий, 1999);
6 – аурикуприд; 7 – палладия купроаурид; 8 – тетрааурикуприд; 10–11 – селеносульфиды (Полеховский и др., 1991): 10 – PdBiCu(S,Se),
11 – Pd3(Bi,Pb)4Cu3(S,Se)8.
1
1
2
3
1
1
2
3
Рис. 7. Треугольные диаграммы составов минеральных фаз благороднометалльно-селенидных руд Средней Падмы:
1. Диаграмма Au – Ag – (Cu+Pd): 1 – золото, 2 – аурикуприд палладия, 3 – оконтуренная область – палладия аурикуприд и др., по: Савицкий и др., 1999; 2–3. Диаграммы Pd – Bi – (Se+S) и Se – (Pd+Bi) – S: I – висмутиды, II – сульфоселениды, III – селеносульфиды, по: Полеховский и др., 1991; 1 – область изученных авторами cоединений (Pd+Cu) – Bi – (Se, S)
124
ции по настурану – 1740 ± 30 млн лет, с дополнительными реперными отметками – 1100 и 270 млн
лет. Эти значения отвечают гипергенному изменению карнотита, которое происходило от 1100–600
до 200–300 млн лет назад. То есть мы видим сильный разброс значений возраста, установленных разными методами, связанный с разными генерациями
минералов урана, но для ранних стадий процесса –
преимущественно поздний палеопротерозойский.
Следует отметить также и то, что цирконы, выделенные из слабодеформированной толщи шунгитов
Толвуйских месторождений Заонежья, имеют большой разброс по морфологии и возрасту (AR-PR). Однако среди них особо выделяется большая компактная группа новообразованных гидротермальных цирконов с возрастом 1573 ± 46 млн лет, а их изменения
происходили до 1200 млн лет (Goltsin et al., 2008;
U-Pb метод).
Заключение
Проведенные авторами дополнительные исследования позволили установить последовательность минералообразования в полно проявленных и фланговых зонах щелочных метасоматитов и слюдитов. Руды содержат V, U, Au, Ag, Pd, Pt, Cu, Co, Mo, Zn, Pb,
Se, Bi, Ti, P, а также переменные концентрации Cr,
Co, Ni, Re и некоторых других элементов, в том числе РЗЭ. Руды Падминского типа – источник ванадия
и урана, с ними попутно могут добываться благородные металлы. Для Средней Падмы при средней концентрации золота на залежь 0,16 г/т ресурсы его составляют ~0,73 т; для Pd + Pt, при концентрации
0,31 г/т, ресурсы составляют ~1,42 т (Минеральносырьевая.., 2005).
Выявлены новые минеральные фазы, некоторые
из них требуют доизучения. Обнаружена Zn-Cr-V
шпинель, расширяющая область существования ZnCr-шпинелей от цинкохромита до коулсонита. Благороднометалльная минерализация представлена соединениями палладия и золотом. Золото имеет высокую пробу, входит в интерметаллиды – купроаурид
палладия. Обнаружен минерал Pd, Cu c Bi, S, Se –
малышевит. Основные фазы, содержащие Pd и Pt,
редкие и сложные висмутиды, селено-висмутиды и
селено-сульфиды, соединения Pd (Pt) с Bi, Se, S образуют большую группу, изученную ранее Ю. С. Полеховским.
Метасоматическая зональность в измененных породах и сопровождающих их метасоматитах в разных средах и на разных уровнях глубины их формирования, а также минерализация поздних переотложенных прожилков (обычно накладывающаяся на
более ранние ассоциации или проявленная на удаленных уровнях) в разных по составу породах отличается. Наиболее интенсивно процессы позднего
K-метасоматоза, благоприятные для отложения благороднометалльно-селенидной минерализации, проявлены в участках флексурных перегибов, осложненных трещинами отслоения вблизи контакта разнородных толщ. Их структурная позиция определяется
приуроченностью к СЗ зонам и участкам СВ перегиба ундулирующих осей (переход антиклиналь –
синклиналь). В региональном плане наиболее глубокий уровень проявления щелочного метасоматоза
(0,5–1,5 км от уровня среза) тяготеет к южной части
Падминской зоны СРД Онежского прогиба.
ЛИТЕРАТУРА
Билибина Т. В., Мельников Е. К., Савицкий А. В. О новом типе месторождений комплексных руд в Южной Карелии // Геология рудных месторождений. 1991. Т. 33, № 6.
С. 3–13.
Булавин А. В. Закономерности размещения комплексного ванадиевого оруденения в структурах Онежского прогиба: Автореф. дис. … канд. геол.-минер. наук. Л., 1990.
Булавин А. В., Савицкий А. В. Основные особенности
внутреннего строения зон СРД // Новое в изучении минерально-сырьевых ресурсов Мурманской области. Апатиты,
1989. С. 23–25.
Голубев А. И., Новиков Ю. Н. Геологическое строение и
уран-ванадиевые месторождения Заонежья // Экологические проблемы освоения месторождения Средняя Падма.
Петрозаводск, 2005. С. 4–13.
Жариков В. А., Русинов В. Л. и др. Метасоматизм и метасоматические породы. М., 1998. 490 с.
Коровкин В. А., Турылева Л. В. и др. Недра северо-запада Российской Федерации. СПб., 2003. 520 с.
Леденева Н. В., Пакульнис Г. В. Минералогия и условия
образования уран-ванадиевых месторождений Онежской
впадины (Россия) // Геология рудных месторождений.
1997. Т. 39, № 3. С. 258–268.
Мельников Е. К., Шумилин М. В. О возможной модели
образования уран-ванадиевых с благородными металлами
месторождений в Онежском районе (Карелия) // Известия
высших учебных заведений. Геология и разведка. 1995.
№ 6. С. 31–37.
Мельников Е. К., Петров Ю. В., Рябухин В. Т., Савицкий А. В. Онежский рудный район с уран-золото-платинометально-ванадиевыми месторождениями // Разведка и охрана недр. 1992. № 8. С. 31–36.
Металлогения Карелии / Отв. ред. С. И. Рыбаков,
А. И. Голубев. Петрозаводск, 1999. 340 с.
Мигута А. К., Овсянников Н. В. Метасоматические и
жильные минеральные ассоциации нижнего протерозоя
Онежской впадины // Бюл. Моск. о-ва испытателей природы. 1995. Т. 70, вып. 3. С. 63–70.
Минерально-сырьевая база Республики Карелия. Кн. 1.
Петрозаводск, 2005. 278 с.
Михайлюк Е. М. и др. Составление сводной геологической карты м-ба 1 : 200 000 Онежской структуры. Отчет по
теме А-12-48 за 1984–87 гг. // Фонды КГЭ. 1988.
Нестеров А. Р., Румянцева Е. П. Цинкохромит
ZnCr2O4 из Карелии // Зап. ВМО. 1987. Ч. 116, вып. 3.
С. 367–371.
Омельяненко Б. И., Лисицына Г. А., Наумов С. С. О
формационной самостоятельности низкотемпературных
натровых метасоматитов (эйситов) // Метасоматизм и рудообразование. М., 1974. С. 160–171.
125
Петров Ю. В. Отчет по геологическому заданию 32-11
«Результаты поисков бурением промышленных месторождений урана в пределах Святухинско-Космозерской зоны
складчато-разрывных дислокаций за 1983–85 гг.». 1985
// Фонды ГГП «Невскгеология».
Полеховский Ю. С., Волошин А. В. Новые природные
системы платиноидов в метасоматитах Южной Карелии
// ДАН. 1990. Т. 315, № 3. С. 700–703.
Полеховский Ю. С., Тарасова И. П. Гидротермальнометасоматические процессы и минеральные ассоциации
метасоматитов в нижнепротерозойских породах Онежского прогиба Карелии // Метасоматизм и рудообразование.
Л., 1987. Ч. 2. С. 40–42.
Полеховский Ю. С., Волошин А. В., Тарасова И. П. и др.
Новый тип палладийсодержащей минерализации в метасоматитах Карелии // Изв. АН СССР, сер. Геол. 1991а. № 7.
С. 86–95.
Полеховский Ю. С., Волошин А. В., Тарасова И. П. и др.
Падмаит PdBiSe – новый селенид палладия и висмута из
метасоматитов южной Карелии // Записки ВМО. 1991б.
№ 3. С. 85–88.
Румянцева Е. В. Минералогия и генезис хром-ванадиевых слюдитов Онежского прогиба: Автореф. дис. … канд.
геол.-минер. наук. Л., 1984. 24 с.
Румянцева Е. В., Мищенко К. С., Калиничева Л. И. Тайниолит и хромванадиевые слюды в метасоматитах Карелии
// Записки ВМО. 1984. Ч. 113, вып. 1. С. 68–75.
Савицкий А. В. и др. Стратиформное комплексное золото-платиноидное оруденение в черных сланцах Онежского
рудного района – новый перспективный нетрадиционный
источник благородных металлов // Платина России. Т. III.
М., 1999. С. 241–259.
Самойленко Ю. А., Новиков Ю. Н. Отчет о результатах
предварительный разведки месторождения Средняя Падма
с подсчетом запасов пятиокиси ванадия и попутных компонентов по категории С1 и С2. 1994 // Фонды ГГП «Невскгеология».
Goltsin N. A., Saltykova A. K., Polekhovsky Yu. S. et al.
Zircons from high carbon palaeoproterozoic sediments
(shungites) of the onega structure (Central Karelia, NW
Russia) // 4th International Shrimp Workshop. Abstract vol.
2008. S-Pet. P. 50–53.