Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Геологическая позиция и рудоносность Куусамо-Панаярвинского рудного района 11
1.1. Геологическая позиция Куусамо-Панаярвинского рудного района 11
1.2. Рудно-формационные типы золотого и золото-уранового оруденения Куусамо-Панаярвинского рудного района .16
1.2.1. Золото-урановое оруденение в альбит-карбонатных и карбонатных метасоматитах 16
1.2.2. Золото-урановое оруденение в калиевых слюдяных метасоматитах 18
1.2.3. Золото-сульфидно-кварцевый тип 19
1.2.4. Fe-Co-Au-U оруденение в кварц-серицитовых метасоматитах 23
1.3. Закономерности размещения уранового и золото-уранового оруденения в пределах Куусамо-Панаярвинского рудного района 30
Глава 2. Геологическре строение Куолаярвинской структуры 33
2.1. Аналитический обзор изученности Куолаярвинской структуры 33
2.2. Особенности геологического строения Куолаярвинской структуры 35
2.2.1.Тектоника 38
2.2.2. Стратиграфия 39
2.2.3. Магматизм 46
2.2.4. Метаморфизм 51
2.2.5. Геологическое строение Au-U рудопроявлений (Лагерное, Озерное, Алакурти, Алим-Курсуярви) 53
Глава 3. Рудоносные гидротермально-метасоматические образования Au-U рудопроявлений куолаярвинской структуры 60
3.1 Методика исследований 62
3.2.Стадийность образования карбонатно-щелочных метасоматитов Куолаярвинской структуры 63
3.2.1. Дорудная стадия 63
3.2.2. Рудная стадия 68
3.2.3. Пострудная стадия 76
3.2.4. Гипергенная стадия 76
3.3. Минералогия (вещественный состав) руд 80
3.3.1. Урановая минерализация 80
3.3.2. Селенидно-теллуридно-благороднометалльная ассоциация 87
Глава 4. Сравнительный анализ Куолаярвинской структуры с Онежской депрессией, поясами Куусамо, Перапохиа 91
4.1. Сравнительный анализ щелочных метасоматитов Куолаярвинской структуры и Онежской депрессии 91
4.2. Сравнительная характеристика комплексного золото-уранового оруденения Онежской, Куолаярвинской, Перапохиа, Куусамо структур 97
4.3. Закономерности размещения золото-уранового оруденения 113
Заключение 117
Список литературы 119
- Fe-Co-Au-U оруденение в кварц-серицитовых метасоматитах
- Геологическое строение Au-U рудопроявлений (Лагерное, Озерное, Алакурти, Алим-Курсуярви)
- Урановая минерализация
- Сравнительная характеристика комплексного золото-уранового оруденения Онежской, Куолаярвинской, Перапохиа, Куусамо структур
Fe-Co-Au-U оруденение в кварц-серицитовых метасоматитах
В пределах пояса Куусамо выявлено более двадцати Fe-Co-Au-U месторождений [80,87]. Структурный контроль оруденения осуществляется региональной сдвиговой зоной северо-западного простирания и северо-восточными разломными зонами, рассекающими антиклинали [17,80]. Вмещающими породами являются вулканогенно-осадочные комплексы: кварциты, серицитовые сланцы, карбонатные породы (доломитовые мраморы), филлиты и фельзитовые вулкано-кластические породы, вероятно, эвапориты, базальты ятулия и людиковия [87]. Все формации пояса прорывают дифференцированные долеритовые силлы и дайки. Степень регионального метаморфизма варьировала от зеленоcланцевой до амфиболитовой фаций [84,85]. В масштабах всего сланцевого пояса проявились изменения в следующей последовательности: 1) региальная альбитизация и серицитизация в результате диагенеза, 2) интенсивная альбитизация и спиллитизация основных лав, 3) региональная альбити-зация и скаполитизация, 4) проявление Fe-Mg и K-метасоматоза [86].
Комплексные Fe-Co-Au-U месторождения могут быть структурно разделены на два конечных члена единого ряда или на два типа: 1) Fe-Co-Au-U минерализация замещения (типа Юомасуо) в хлоритовых и серицитовых метасоматитах в зонах пластических деформаций, 2) Fe-Co-Au-U минерализация (типа Конттиахо) в карбонатных брекчиях в зоне хрупких деформации [86,87].
Месторождения Юомасуо контролируется региональной сдвиговой зоной северо-западного простирания, в пределах которой интенсивно проявлены процессы полистадийсного метасоматического преобразования (рис.1.5). Вмещающими породами являются преимущественно метатерригенные толщи: кварциты, кварц-серицитовые сланцы, соответствующие ятулийскому уровню Карельской шкалы [17,86].
Альбитизация и скаполитизация проявлены в пределах всего зеленокаменного пояса. Интенсивность альбитизации варьировалась от слабой до интенсивной, с образованием локальных мономинеральных альбититов [61]. Последующие преобразования пород включают в себя: 1) карбонатизацию (1.92–1.88 млрд. лет, [61]), 2) ам-фиболизацию, биотитизацию, 3) кварц-хлоритовые изменения, с проявлением рудной минерализации: пирротин, кобальтин, кобатсодержащий пентландит, пирит, халькопирит, золото, уранинит; 4) серицитизация c пиритом, золотом, уранинитом, теллуридами [87]. Золото присутствует в виде тончайших включений в пирите, уранините, кобальтине. Средние содержания основных элементов для месторождения Юомасуо составляют: 0,2 % кобальта, 6 г/т золота, 6-7 % теллура. Месторождения этого типа характеризуются запасами в 9-12 т золота [17].
Месторождение Конттиахо локализовано в зоне хрупких деформаций [17]. Вмещающими породами являются серицитовые сланцы, кварциты, кварцито-песчаники. Fe-Co-Au-U минерализация на месторождении приурочена к метасома-тическим зонам: 1) карбонатизация, 2) биотитизация и хлоритизация, с образованием в эту стадию пирита, пирротина, кобальта, халькопирита, уранинита, золота, с более поздним образованием ассоциации золота и теллуридов [80, 87]. Процесс альбитизации сменяется этапом брекчирования альбититов, до образования брекчий на карбонатном цементе. Брекчированные руды представлены трубообразными телами размером до 30 м в диаметре. Содержания урана изменяются от 0,04 % до 0,1 %, достигая в ряде сечений 16 %. Средние содержания золота варьируют от 0,5 до 10 г/т; максимальные содержания золота на месторождении достигают 100 г/т. Кроме того, месторождение может быть источником меди и кобальта. Содержания кобальта – 0,1-0,3 %, молибдена – 0,8 % [80].
В пределах зеленокаменного пояса Куусамо широко распространены супра-крустальные комплексы с эвапоритами, которые впоследствии были интрудированы магмами и подвергнуты многостадийным изменениям, а также после- и постороген-ные гранитоиды [80,87]. Взаимодействие флюида с эвапоритами в течение 1,92-1,88 и / или 1,85-1,79 млрд. лет приводило к повышению его солености ( 20 NaCl, мас.%,) [64]. Это способствовало выщелачиванию и транспортировке золота и других металлов высокосоленым флюидом, с последующим осаждением металлов в тектонических зонах на геохимических барьерах [90].
В зарубежной литературе широко используется классификация Д. И. Гровса [65]. В ее основе лежат представления о закономерной связи типов месторождений с элементами тектоники плит (рис. 1.6.) [65,66]. Все золоторудные и комплексные золото-кобальт-урановые месторождения Лапландского зеленокаменного пояса и структуры Куусамо, согласно данной классификации, отнесены к орогенному мезо-термальному типу (акреционных террейнов) [87]. Иващенко В.И. и Голубев А.И. также относят месторождение Майское и Au-U рудопроявления Куолаярвинской структуры к орогенному мезотермальному типу [17,18]. Орогенические золоторудные месторождения размещаются в аккреционных террейнах, контролируясь зонами сдвиговых дислокаций глубинного заложения [17] и разделяются по фациям глубинности – гипозональной, мезозональной и эпизональной (рис.1.7.) [66]. Основные характеристики месторождений орогенного мезотермального типа сведены в таблице 1.2.
Проблема источника вещества является основополагающей при рассмотрении генезиса орогенных месторождений. Согласно Р.Гольдфарбу, в формировании орогенного золоторудного месторождения могут участвовать мантийные, постмагматические, лампрофировые (постдайковые), метаморфогенные флюиды и даже метеорные воды [67]. Для месторождений мезотермального орогенного типа существует множество гипотез образования: магматогенно-гидротермальная, метаморфогенно гидротермальная, осадочно-гидротермальная, метеорная [65].
Оруденение раннего протерозоя Куусамо-Панаярвинского рудного района подразделяется на четыре основные группы: 1) золото в сульфидно-кварцевых жилах, 2) Au-U оруденение в альбит-карбонатных метасоматитах, 3) Au-U в слюдяных метасоматитах, 4)Fe-Co-Au-U в хлоритовых и серицитовых мета-соматитах. Для российской территории рудного района пока не выявлено про-мышленно значимых объектов, однако, состредоточение большого количества Au-U рудопроявлений в пределах Куолаярвинской и Панаярвиснкой структур делает их перспективными на обнаружение мелких и средних месторождений, подобных Юомасуо и Конттиахо в Финляндии. Также прирост запасов и ресурсов золота возможен засчет доизучения флангов месторождения Майское с целью выявления новых кварцевых жил со значимым содержанием золота, а также доизучения золоторудных и золото-урановых пунктов минерализации.
Геологическое строение Au-U рудопроявлений (Лагерное, Озерное, Алакурти, Алим-Курсуярви)
Наиболее представительным рудно-формационным типом на территории Куо-лаярвинского прогиба является Au-U в альбит-карбонатных метасоматитах. К нему относятся многочисленные рудопроявления: Лагерное, Озерное, Алим-Курсуярви, Алакурти, Кауттио, Сиеппи, Исосиеппи-1, Исосиеппи-2, Кварцевое, локализованные в субмеридиональной зоне складчато-разрывных дислокаций. Каждый из выявленных объектов помимо естественных отличий обладает петролого-геохимическими особенностями. Рудопроявление Кварцевое пространственно размещается в одной широтной зоне с объектами Озерное и Лагерное в гранитогнейсах архейского основания и имеет урановую специализацию.
Рудопроявление Озерное размещается в центральной восточной части Куолаярвинской структуры (рис.2.4.-2.5.). Рудопроявление приурочено к субмеридиональной Нилуттиярвинской разломной зоне и контролируется более локальными разрывными нарушениями северо-восточного простирания (40-50о) [98]. Участок сложен образованиями нилуттиярвинской свиты ятулия, которые прорываются габбродолеритами куолаярвинского комплекса. Нилуттиярвинская свита (КR13nl) представлена метабазальтами, биотит-амфибовыми и альбит амфиболовыми сланцами. Степень метаморфизма пород неоднородна, в большей части соответствует эпидот-амфиболитовой фации. Протяженность рудоконтролирующей тектоно-метасоматической зоны достигает 500 м, при мощности 60-100 м с падением на северо-запад под углом 50-80 [91,98].
Краевые части зоны фиксируются слабым покраснением, за счет тонкорассеянной гематитизации, и присутствием многочисленных кварц-альбитовых прожилков мощностью от 10 до 20 см. Центральные части сложены мономинеральными буровато-розовыми и мясо-красными альбититами в виде линзовидных тел мощностью 1,5-10 м. Радиактивный фон колеблется от 100 до 200 мкР/час, точечно достигая 800 мкР/час, 1000 мкР/час, 2000 мкР/час. Рудные тела, субсогласные с простиранием вмещающих пород, приурочены к швам мощностью до 30 м, протяженностью до 80 м [98].
Урановая минерализация представлена уранинитом и браннеритом в рассеянной вкрапленности и гнездообразных скоплениях. Размер гнездообразных скоплений урановых минералов достигает 1см; размеры участков урановой минерализации варьируют от (0,2x0,2) до (2,5x1) м. Содержание урана составляют: 0,031 на 0,3 м; 0,03 на 0,2 м; 0,095 на 0,15 м. В альбит-карбонатных метасоматитах концентрация U достигает 1170 г/т при штуфном опробовании [91]. Содержания золота в бороздовых пробах, отобранных из рудной зоны в канаве, пройденной предшественниками, достигает 0,5 г/т на 0,5 м [91]. Содержания золота в штуфной пробе из сульфидно-кварцевой жилы, сближенной с альбититовыми телами, достигает 20 г/т [91]. Аномальные содержания золота сопровождаются аномалиями Mo – до 2560 г/т, Co – до 882 г/т, U – 1170 г/т, Cu– 18200 г/т [91].
Рудопроявление Озерное характеризуется весьма узкой метасоматической зоной и пространственным совмещениемальбит-карбонатных метасоматитов с золото-урановым оруденением и кварцевых жил с сульфидной и золотой минерализацией.
Рудопроявление Лагерное выявлено в 1985 году при проведении геолого геофизических работ масштаба 1:50 000 [98]. В качестве рудоконтролирующей структуры выступает зона смятия северо-восточного простирания, мощностью 60-80 м, протяженностью 200 м, в узле ее пересечения с складчато-разрывной зоной субмеридионального простирания. Рудопроявление размещается среди метасоматически преобразованных людиковийских сланцев биотитового, амфибол биотитового состава, содержащих прослои туфов, метатуфов, углеродсодержащих сланцев, доломитов кясиярвинской свиты (КR21ks). Толща терригенных пород подстилается базальным горизонтом кварцитов, перекрывается толщей метадиабазов, метатуфов. Интрузивные образования представлены дайками габбро-долеритов.
Породы, локализованные в пределах зоны смятия, интенсивно рассланцованы, катаклазированы, брекчированы. Пройденные предшественниками канавы вскрывают зону метасоматическую зону в магнетитсодержащих сланцах в пределах всей зоны смятия. Зона субсогласна с вмещающими породами (СВ 20-30, падение СЗ 30-50, до 80); отмечаются пережимы, выклинивания зоны как по простиранию, так и на глубину [102]. Центральные части метасоматических зон представлены мономинеральными альбититами, альбит-карбонатными метасоматитами, внешние альбитизированными сланцами. Тела альбит-карбонатных метасоматитов прослежены по простиранию на 100-120 м, при мощности до 15-20 м [102]. Урановая минерализация представлена уранинитом, браннеритом и давидитом, образующим рассеянную вкрапленность или мелкогнездовые скопления рудных кристаллов. Максимальные содержания урана отмечаются в расчистке №257, где они достигают 0,357% на 0,5м; 0,12% на 0,85м. Расчистка вскрывает тело альбитовых, карбонат-альбитовых метасоматитов. Тело метасоматитов прослежено по простиранию на 60 100 м, при мощности до 10 м, падение на СЗ под углом 40-60 [101]. В отчёте Афанасьевой Е.Н. 2003 г. приводятся данные результатов опробования метасоматически изменённых зон и вмещающих пород на золото. Содержание золота во вмещающих породах 0,003 г/т, в альбититах достигает 0,02 г/т. В катаклазированных и брекчированных альбититах содержания золота достигают 1,18 г/т. Карбонатные, амфибол-карбонатные, кварц-карбонатные метасоматиты ядерной части характеризуются аномальными содержаниями золота до 5,51 г/т, которые установлены в метасоматитах расчистки №257 [91].
Рудопроявление Алакурти было выявлено в 1984 году при проведении геолого-геофизических поисковых работ мсштаба 1:25 000 [102]. Геолого-структурная позиция участка определяется расположением его на юго-западном крыле Райярвинской антиклинали, приуроченной к узлу сопряжения субмеридональной Нилуттиярвинской структурной зоны с разломами северо-западной и широтной ориентировки (рис.2.6.). Рудопроявление размещается среди людиковийских углеродистых и углеродсодержащих кварц-биотитовых, амфибол-кварц-биотитовых плагиосланцев, содержащих прослои вулканитов, доломитов, кварцитов. Вмещающая пачка прорвана полого-секущими телами габбродолеритов.
Участок рудопроявления Алакурти выделяется широкоми зонами интенсивных совмещенных в пространстве метасоматических изменений, а также наличием специализированных на золото и уран углеродистых пород. Фиксируются зоны окварцевания, хлоритизации, карбонатизации, альбитизации с телами альбититов и альбит-карбонатных метасоматитов. Максимальная степень метасоматического изменения отмечена в краевой части силлоподобного тела габбродолеритов. Урановая минерализация представлена уранинитом, находящемся в тесной ассоциации с карбонатом. Оруденение носит равномерно-вкрапленный, гнездово-вкрапленный характер. По данным В.А. Журавлевой и В.И. Шурыгиной, концентрации золота в слюдисто-альбитовых метасоматитах составляют до 2 г/т [98].
Участок рудопроявления Алим-Курсуярви (рис.2.6.) сложен углеродсодержащими и углеродистыми биотитовыми, амфибол-биотитовыми сланцами людиковия, содержащими прослои вулканитов основного состава, алевролитов, песчаников, алевролесчаников, доломитов, кварцитов. Осадочные, вулканогенно-осадочные породы интрудированы дайками основного состава, представленными долеритами, габбродолеритами, амфиболитизированными габбродолеритами, ориентированными в субширотном направлении; они прослеживаются на 150-500 м, при мощности 20-30 м [101]. Все дайки круто, под углами 60-75, падают к северо-востоку и являются резко секущими по отношению к вмещающим породам. В зонах контактов даек с вмещающими породами отмечаются катаклаз и милонитизации пород, наиболее интенсивно развитые в висячем боку даек [102].
Породы смяты в сложную систему складок субширотного простирания, осложненных складками более высоких порядков и продольными разрывными нарушениями [102]. Отмечается следующая метасоматическая зональность: внешние части зон гидротермально-метасоматических изменений представлены альбитизированными породами, которые при приближении к их внутренним зонам последовательно сменяются альбититами, катаклазированными и брекчированными альбититами, и далее карбонатными, альбит-карбонатными метасоматитами. Центральные части метасоматических зон нередко выполнены жилами кварцевого, кварц-карбонатного состава. Урановая минерализация представлена уранинитом и браннеритом в виде гнездообразных скоплений. Поисковые работы на урановое оруденение в пределах Куола-Панаярвинской площади проводились ПГО «Невскгеология» в период с 1984 по 1981 гг [98,102].
Урановая минерализация
Урановая минерализация Au-U рудопроявлений Куолаярвинской структуры приурочена к телам альбит-карбонатных метасоматитов (I рудная подстадия) и представлена уранинит-браннеритовым минеральным типом. Она включает уранинит, настуран, браннерит, давидит, а также урансодержащий лейкоксен, образованный по браннериту и давидиту в пострудную стадию, гипергенные казолит и тюяму-нит (табл.3.5.).
На всех рассматриваемых рудопроявлениях уранинит и давидит присутствуют совместно. На рудопроявлении Алакурти урановая минерализация в виде вкрапленности и гнездовидных выделений. На рудопроявлениях Озерное, Лагерное, Алим-Курсуярви и Кварцевое оруденение имеет прожилково-вкрапленный характер.
Уранинит встречается в виде отдельных зерен и их скоплений, нередко обладает хорошо развитыми кристаллами кубоктаэдрического габитуса. Размер зерен варьируется от 2мм до 0,5 см в поперечном сечении. Отражательная способность минерала - 16-18 %. В составе уранинита присутствует радиогенный свинец в количестве до 20 %. Часто зерна уранинита имеют зональное строение, за счет неравномерного окисления минерала (рис.3.19. А.). Предположительно, уранинит образуется совместно с кальцитом II-й генерации на второй подстадии рудного процесса. Уранинит, замещается настураном, контуры зерен закругляются, становятся менее отчетливы; в гипергенный этап преобразовывается в казолит.
Настуран характеризуется ограниченным распространением, был зафиксирован в состеве рудной минерализации проявления Озерное. Минерал частично замещает зерна уранинита, иногда окаймляет его (рис. 3.19.А.). Браннерит образует кристаллы длиннопризматического габитуса, гнездовидные зернистые скопления, редко маломощные прожилки (до 0,5 см) (рис. 3.21.). Минерал имеет коричневато-черный до буровато-коричневого цвет; смоляной, тусклый блеск. Минерал имеет ямчатую поверхность и точечную мелкую вкрапленность радиогенного галенита (рис. 3.19.Б., 3.21.А.).
В пострудную стадию рудно-метасоматического процесса браннерит повсеместно замещается полиминеральным агрегатом урансодержащего лейкоксена, в котором в том числе содержится от 3 до 16 % ванадия и до 2% хрома. Отмечаются частичные и полные псевдоморфозы лейкоксена по браннериту (рис.3.21.Б.).
Давидит – сходный с браннеритом уранотитанат, также встречается в виде отдельных кристаллов, образует гнездовые обособления. Минералнаблюдаетсякак в кубических кристаллах, так и в нехарактерных удлиненных формах (рис. 3.23.Б.). Давидит характеризуется серовато-черным цветом, металличеким блеском, большим по сравнению с браннеритом содержанием ванадия и железа. Минрозондовым анализом установлено содержания ванадия в давидите до 6 %. Давидит наряду с бран-неритом и уранинитом входит в состав урановой минерализации рудопроявления Лагерное. Давидит аналогичного состава развивается (V-30%) и в полиминеральной ассоциации падминского типа [37]. Важно отметить, что ванадийсодержащими кроме давидита в пределах Куолаярвинской структурыявляются многие рудные минералы: гематит, давидит, браннерит, рутил, титанит; жильные минералы: слюды (биотит, флогопит), актинолит, также до 20 % ванадия содержится в пострудном U-лейкоксене и в собственно ванадиевыхгипергенных минералах тюямуните и ванади-ните. Большая часть минералов, содержащих ванадий, содержат 1-2 % хрома.
В ассоциации с урановыми минералами часто наблюдается урансодержащий торит который наблюдается в виде мелких зерен или скоплений в породе амфибол-карбонат-альбитового, биотит-карбонат-альбитового состава (рис. 3.21.Б.). Содержание Th в торите (согласно данным микрозондового анализа) варьирует от 44,16 до 57,13 %; U – 4,91 – 11,87 %; Ti – 1,26 %;Fe – 2,91 %; Si 7,18 - 10,64 %; Са – 2,58 % (табл.3.6.).
В первую рудную стадию наряду с урановой минерализацией формируется сульфидная ассоциация: молибденит, пирит, халькопирит, галенит. Молибденит часто встречается на контакте с зернами уранинита (рис. 3.19.А.) и в срастаниях с ним. В большей мере молибденит характерен для рудопроявления Озерное, где наряду с урановой минерализацией становится основным минералом I рудной подстадии рудно-метасоматического процесса. Форма минерала – пластинчатая размером от 2 до 5 мм, редко зернистая (рис. 3.24.А.).
Спецификой молибденита является высокое содержание селена, установлено от 4 до 7 мас.%. Минерал является своеобразной матрицей для внедрения на более поздних стадиях мелких зерен мелонита, алтаита, клаусталита и золота. Для всех стадий рудно-метасоматического процесса характерно частое присутствие в метамоматитах пирита. Выделяются две генерации минерала: I-ая генерация – ранний пирит в кристаллической форме, представленный кубическими, октаэдрическими кристаллами размером от 0,2 до 2 мм, в пострудную стадию вокруг него развиваются желтовато-бурые порошковидные агрегаты лимонита (рис. 3.26.А.). Пирит II-й генерации образует мелкозернистую вкрапленность, часто наблюдается в браннерите, участками отдельные кристаллы браннерита окаймляют зерна более позднего пирита (рис. 3.26.Б.). Галенит в виде мелкой точечной вкрапленности в крупных кристаллах браннерита является радиогенным (рис. 3.19.А., 3.21.Б.). Также галенит отмечается в анкерите и доломите в более крупных зернах (0,05-0,1мм), преобразованных на гипергенно этапе изменений в церуссит. Халькопирит, как и молибденит содержит частую вкрапленность зерен мелонита (рис. 3.25.Б). Повсеместно наблюдаются ярко-рыжие каймы гипергенного делафоссита вокруг халькопирита (рис. 3.25.Б.).
Гематит характерен для всех изученных Au-U рудопроявлений. Минерал представлен в виде тонкодисперсной вкрапленности в альбититах и альбитизиро-ванных породах, а также формирует микропрожилки и каймы вокруг урановых минералов. Вкрапленность мелких зерен апатита, циркона, ксенотима, монацита, торита (не более 1 %) развита на всех золото-урановых рудопроявлениях Куолаярвин-ской структуры. Исключение составляет апатит, содержание которого может достигать 5-7 %. Минерал наблюдается в длиннопризматических кристаллах размером от 1 до 3 мм, мелких округлых зернах м часто приурочен к урановым минералам и карбонатам.
Сравнительная характеристика комплексного золото-уранового оруденения Онежской, Куолаярвинской, Перапохиа, Куусамо структур
Раннепротерозойские структуры Куусамо, Перапохиа, Куолаярвинская и Онежскаяя относятся к древней Северонорвежско-Онежской рифтогенной системе, которая фиксируется хорошо выраженной системой зеленокаменных поясов (рис.4.4.) [47]. При сопоставлении структур обнаруживаются общие черты геологического строения: рифтогенная природа прогибов, сходное терригенно-карбонатное выполнение значительной мощности, присутствие в разрезе вулканогенных образований, специфических углеродистых толщ и эвапоритовой формации установленное (Онежская депрессия) и предполагаемое (Куолаярвинская, Куусамо, Перапохиа структуры). Куолаярвинская, Онежская, Перапохиа, Куусамо структуры вмещают рудные объекты с комплексным характером оруденения. Рудные пояса в пределах финской территории вмещают Fe-Co-Au-U и Fe-Co-Au (пояс Куусамо) и Au-U (пояс Перапохиа) месторождения. В Онежской депрессии известны уникальные месторождения Падминской группы (U, V, Pt, Pd, Au, Ag, Se), в Куолаярвинском прогибе – многочисленные Au-U-рудопроявления. Для данных рудных объектов помимо сквозных металлов Au и U характерен повторяющийся комплекс сопутствующих полезных компонентов (Fe, Co, Cu, W, Mo, Pb, Te, Bi, As, S, V, Cr, Mo). По многочисленным датировкам эти рудные объекты (кроме группы Fe-Co-Au месторождений) были сформированы после пика регионального метаморфизма (1,6-1,8 млрд.лет) и связаны c зонально проявленными метасоматитами [80,87, 98,102].
Значительное влияние при формировании комплексных Au-U рудных объектов в структурах как финской, так и российской части территории оказывают глубинные разломы, выступающие в качестве каналов при траспортировке рудоносного флюида с последующим осаждением металлов на геохимических барьерах различной природы [87]. В Онежской депрессии комплексные месторождения Падминской группы локализованы в зонах складчато-разрывных дислокаций (зоны СРД). Они представляют собой узкие линейные антиклинали с крутым и запрокинутым залеганием пластов на крыльях, с многочисленными послойными, продольными и секущими нарушениями, сопровождающимися зонами милонитизации и брекчирования [37]. Все комплексные месторождения центральной части пояса Куусамо на региональном уровне контролируются антиформами юго-западного и северо-западного простирания (Hyvniemi-Maaninkavaara и Kila-Konttiaho). В масштабах месторождения ру-доконтролирующими являются - пересечения между антиклиналями и разломными зонами [80,87].
В Куолаярвинской структуре все Au-U рудопроявления приурочены к Нилут-тиярвинскому глубинному разлому субмеридионального простирания а в его пределах контролируются пересечениями с северо-восточными и субширотными разрывными нарушениями. Вмещающими для комплексного оруденения рассматриваемых структур выступают преимущественно комплексы ятулийского надгоризонта, к лю-диковийскому уровню приурочены месторождения Падминской группы в Онежской депрессии и отдельные рудопроявления в пределах Куолаярвинской стрктуры. В поясах Куусамо и Перапохиа Fe-Co-Au-U, Fe-Co-Au и Au-U месторождения приурочены к комплексам пород, выделяемых финскими геологами в следующие формации: Greenstone Formation I,II, Sericite Quartzite Formation, Sericite schist Formation, Silt-stone Formation, (рис.4.5.) [87]. Комплексное оруденение в Онежской структуре формируется в отложениях туломозерской (карбонатной) и заонежской (черносланце-вой) свит. Для Куолаярвинской свиты характерно широкое распределение орудене-ния в разрезе: от гранитогнейсов архейского фундамента до куонаярвинской (угле-родсодержащие сланцы) и кясиярвинской свит людиковия (актинолит-кварцевые сланцы). Иногда оруденение размещается на контакте с силами и дайками габбродо-леритов [37].
Метаморфизм и многократная складчатость осадочных толщ произошли во время Свекофеннской орогении (1,9-1,8 млрд. лет. [74]). Спецификой финской территории является внедрение позднеорогенных (1,84-1,80 млрд. лет), и постороген-ных (1,79-1,66 млрд. лет) гранитоидов Центрально-Лапландского массива [89]. Комплекс посторогенных гранитоидов размещается в непосредственной близости от группы месторождений Ромпас, и, по мнению финских геологов, во многом определяет рудоносность этой территории [79,81]. В пределах Куолаярвинской структуры
А.Д. Дайн и Н.М. Саморуков предполагали наличие гранитоидов на глубине по данным гравиметрической съемки в зоне глубинного Нилуттиярвинского разлома и в районе месторождения Майское. Выявленные на месторождении Майское гумбеиты характерны для послегранитного гидротермального процесса [93]. Поэтому их обнаружение в рудных зонах можно рассматривать как признак возможности существования на глубине не вскрытого гранитного массива. В рамках работ над проектом «ГДП-200 листов Q-35–XII, XVIII (Куола-Панаярвинская площадь)» получен возраст гранитоидного тела - 1748 млн. лет, соответствующий возрасту посторогенных гра-нитоидов Центрально-Лапландского массива в Финляндии. Датирование проводилось U-Pb методом на вторично-ионном масс-спектрометре высокого разрешения SHRIMP-II в центре изотопных исследований ФБГУ «ВСЕГЕИ» по цирконам по 11-ти точкам (И.А.Житникова, 2017). Это тело гранитоидов в ходе геологической съемки в 2016 году было прослежено на 283м вкрест простирания челозерской свиты (лопий) в северо-восточной части Куолаярвиснкой структуры. Подобные тела были встречены и южнее, в районе участка Au-U-рудопроявления Алим-Курсуярви [102]. Именно в ранних карбонтных метасоматитах этого рудопроявления автором были выявлены наложенные кварц-серицитовые с пиритом изменения. Подобные изменения также наблюдались на рудопроявлении Кварцевом. Зоны серицитизации и окварцевания на завершающем этапе метасоматического процесса в Fe-Co-Au-U-месторождениях пояса Куусамо являются основными концентраторами золота в промышленных масштабах [80].
Долгие годы поисков свекофеннских гранитоидов на территории Карелии не давали своих плодов. Последние результаты датирования И.А. Житниковой (2017 г) тела гранитоидов, прорывающего челозерскую свиту лопия в северо-вочточной части Куолаярвинской структуры показали 1748 млн.лет, что соот-ветвует возрасту посторогенных гранитоидов в Финляндии. Поздне- и посторо-генные гранитоиды характеризутся широким развитием в пределах финнской территории и потенциально генетически связаны с комплексным оруденением поясов Куусамо и Перапохиа. В связи с активизацией изучения территории Куо-лаярвинской структуры на современном этапе и обнаружением цепи тел свеко-феннских гранитоидов открываются новые перспективы для выявления аналогичных интрузий в пределах зоны Нилуттиярвинского разлома. Детальное изучение необходимо для участка рудопроявления Кварцевое и для объектов продолжения Нилуттиярвинского разлома в субширотной Панаярвинской структуре. Впервые полученные свекофеннские датировки гранитоидов Куолаярвин-ской с и наличие наложенных кварц-серицитовых изменений в метасоматитах Au-U-рудопроявлений могут предварительно указывать на связь оруденения с гранитоидным магматизмом.
Степень метаморфизма для поясов Куусамо и Перапохиа колеблется от средней до верхней зеленосланцевой фации на юге до амфиболитовой фации на севере [64]. Метаморфизм в пределах Куолаярвинской структуры также характеризуется зональностью, проявленной с запада на восток: от зеленосланцевой до амфиболито-вой фации [45]. Раннепротерозойские комплексы Онежской структуры слабо мета-морфизованы в условиях зеленосланцевой фации [44]. Этот фактор имеет принципиальное значение, поскольку – низкая степень метаморфизма, вероятно, способствовала сохранности специфических толщ углеродистых пород и эвапоритов в уникальных масштабах, присущих только Онежской депрессии.
Для всех рассматриваемых структур характерно полистадийное метасоматиче-ское преобразование вмещающих комплексное оруденение пород. В качестве ру-доконтролирующего фактора можно рассматривать наличие зон альбитизации, поскольку на примере четырех региональных структур комплексное Au-U-оруденение размещается строго в контуре развития этих метасоматитов. Альбитизация является дорудным процессом, а, по мнению ряда исследователей – рудоподготавливающим [20,37,57,98,101]. Последующие изменения связаны с проявлением процессов карбо-натизации, хлоритизации, ослюденения, окварцевания. Урановая минерализация приурочена к зонам карбонатизации и хлоритизации, благороднометалльная – к зонам ослюденения, карбонатизации и окварцевания.
В пределах пояса Куусамо развитие вулканогенно-осадочных толщ на всем продолжении, начиная с этапа диагенеза, сопровождала альбитизация. На следующем этапе 2,206 млрд.лет. [80] проявилась альбитизация комплексов в связи с циркуляцией флюида на контакте с основными дайками и силлами [87]. Поздняя региональная альбитизация и скаполитизация, с варьирующей (10% - 90 % альбита) интенсивностью проявлена в период свекофеннской орогении[80].