Mineral composition of paleoproterozoic metamorphosed massive sulfide ore in the Kola Region (a case study of the Bragino Occurrence, South Pechenga)

Full Text

Проявления и месторождения колчеданных руд в Кольском регионе приурочены к палеопротерозойскому рифтогенному поясу Печенга—Имандра—Варзуга (ПИВ), который развивался в период 2.5—1.7 млрд лет (Melezhik, Sturt, 1994; Ранний докембрий.., 2005; Reading.., 2013; Mints et al., 2015). Они локализованы в вулканогенно-осадочных комплексах Южно-Печенгской структурной зоны (ЮПСЗ, проявление Брагино) и западной части Имандра-Варзугской структурной зоны (также известной как Прихибинье), в зоне контакта с Хибинским щелочным массивом (Пирротиновое Ущелье, Тахтарвумчорр и др.).

Колчеданное проявление Брагино установлено в метавулканитах меннельской свиты, входящей в состав пороярвинской серии (рис. 1). Их состав соответствует базальтам, субщелочным базальтам, пикробазальтам и пикритам (Skuf’in, Theart, 2005; Скуфьин и др., 2009). Меннельские вулканиты обеднены K, Sr, Rb, Ta, Zr, Hf, Ti, а также легкими и тяжелыми редкоземельными элементами и обогащены Ba, Th и Nb. По особенностям состава они близки к низкощелочным, обогащенным железом и магнием базальтам MORB (Skuf’in, Theart, 2005). Оценки возраста пикритов меннельской свиты (1865 ± 58 млн лет, Rb-Sr метод (Балашов, 1996); 1894 ± 40 млн лет Sm-Nd метод (Скуфьин и др., 2009)) близки к времени образования вулканитов нерасчлененной томингской серии (1870 ± 38, Rb-Sr метод (Mitrofanov et al., 1991)). Метаморфизм вмещающих колчеданные руды пород ЮПСЗ проходил в условиях амфиболитовой фации (Skuf’in, Theart, 2005; Скуфьин и др., 2009). В меннельских вулканитах, рядом с проявлением Брагино располагаются малые тела диоритов, гранит-порфиров, лампрофиров, сиенитов Брагинского комплекса и широко развиты метасоматические образования — кварциты, березиты, листвениты, альбититы и др. (Ахмедов и др., 2004) (рис. 1).

 

Рис. 1. Геологическое строение Южно-Печенгской структурной зоны и расположение участка Брагино (по: Melezhik, Sturt, 1994; Ахмедов и др., 2004; Skuf’in, Theart, 2005; Reading.., 2013; Kompanchenko et al., 2018).

 

На основе литературных данных (Ахмедов и др., 2004) и наших полевых наблюдений можно заключить, что тело колчеданных руд проявления Брагино представлено линзой мощностью от 5 до 7 м СЗ—ЮВ простирания, СВ падения под углом 70—75°, протяженностью, предположительно, до сотни метров. Оно вскрыто несколькими канавами (рис. 2), но большая часть его перекрыта четвертичными образованиями, поэтому точные размеры тела и взаимоотношение с вмещающими комплексами остается не выясненным. На контактах колчеданных руд с вмещающими вулканитами в одной из выработок отмечаются маломощные зоны альбититов и кварцитов.

 

Рис. 2. Распространение разных типов руд на проявлении Брагино, фрагмент (по: Ахмедов и др., 2004, c изменениями).

 

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Изучение минералов колчеданных руд проводилось на оптическом микроскопе Axioplan в отраженном и проходящем поляризованном свете. Для исследования морфологии, фазовой и внутрифазовой неоднородности минералов использовался сканирующий электронный микроскоп (СЭМ) LEO-1450, оснащенный энергодисперсионным спектрометром (ЭДС) Bkuker XFlash 5010 (аналитик А. В. Базай, ГИ КНЦ РАН, Апатиты), и СЭМ Hitachi S-3400N с ЭДС Oxford X-Max 20 (аналитики Н. С. Власенко и В. В. Шиловских, ресурсный центр СПбГУ «Геомодель», Санкт-Петербург). Химический анализ однородных зерен минералов размером более 20 мкм выполнен на электронно-зондовом микроанализаторе Cameca MS-46 в Геологическом институте КНЦ РАН (аналитик А. В. Базай). Исследование микротвердости минералов проводилось на приборе ПМТ-3 при нагрузке 50—100 г, рентгенофазовый анализ — на рентгеновском аппарате УРС-55 (аналитики Е. А. Селиванова, М. В. Торопова и М. Ю. Глазунова, ГИ КНЦ РАН). Для выявления внутреннего строения зерен пирита минерал травился концентрированной HNO₃ с порошком флюорита.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

По текстурным признакам колчеданные руды участка Брагино разделены на массивные, полосчатые, брекчированные и вкрапленные. Массивные руды наиболее распространены, поэтому основное внимание уделено им. Другие разновидности отмечаются в основном в краевых частях рудного тела.

Массивные руды по минеральному составу можно разделить на три типа: пирротиновые I типа (mPo-I), пирротиновые II типа (mPo-II) и пиритовые (mPy) (табл. 1). Стоит отметить, что колчеданные руды Прихибинья близки к массивным пирротиновым рудам II типа.

 

Таблица 1

Типы колчеданных руд на участке Брагино

Different type of massive sulfide ores at the Bragino occurrence

Особенности/Тип руд	mPo-I	mPo-II	mPy
Содержание сульфидов, об. %	90—95	80—85	80—85
Главные и второстепенные минералы, об. %
Содержание благородных металлов, г/т	Au 0.10 Ag 2.82 Pt н. у.	Au 0.26 Ag 3.23 Pt 0.03	Au 0.20 Ag 2.57 Pt 0.02
Содержание цветных металлов, мас. %	Cu 0.026 Ni 0.071 Co 0.004	Cu 0.063 Ni 0.051 Co 0.003	Cu 0.084 Ni 0.023 Co 0.010
Содержание V2O5, мас. %	0.025	0.054	0.047
Реликты кварц-альбитовых жил	Отсутствуют	Присутствуют	Присутствуют

Примечание. Apy — арсенопирит, Ccp — халькопирит, Mol — молибденит, Mrc — марказит, Po — пирротин, Py — пирит; нерудн. — основные нерудные минералы (кварц, альбит, сидерит); ред. и акц. — редкие и акцессорные минералы. Н. у. — компонент не установлен.

 

Массивные пирротиновые руды I типа выделены в центральной части рудного тела (вскрыты в канаве 8, рис. 2) и состоят на 90—95 % из сульфидов, 80 % из которых приходится на пирротин. В данном типе руд, в основной мелкозернистой массе моноклинного и гексагонального пирротина встречаются жилки, сложенные более крупнозернистым гексагональным пирротином (рис. 3, 4, а—б). Среди сульфидов установлены марказит, халькопирит, более редкие молибденит и галенит (табл. 2, рис. 4). Молибденит выделяется в виде тонких (первые мкм) чешуек длиной до 10—15 мкм. Обычно он приурочен к срастаниям минералов группы кричтонита и рутила (рис. 4, и), редко встречается самостоятельно. Галенит выявлен в виде мельчайших (до 10 мкм) ксеноморфных выделений в пирротиновой матрице.

 

Рис. 3. Образцы массивной пирротиновой руды I типа.

1 — основная масса, 2 — прожилки гексагонального пирротина, 3 — зона окисления.

 

Рис. 4. Главные (а—в) и редкие (г—и) минералы массивных пирротиновых руд I типа. б, в, д — снимки в отраженных электронах, остальные — в отраженном поляризованном свете.

Cchl — клинохлор, Ccp — халькопирит, Cou — кульсонит, Epx — эпоксидная смола, Mol — молибденит, Mrc — марказит, Phl — флогопит, Po — пирротин, Py — пирит, Rt — рутил, Sen — сенаит.

 

Таблица 2

Минеральный состав колчеданных руд участка Брагино

Mineral composition of massive sulfide ore at the Bragino occurrence

Минерал	Формула	Типы руд
		mPo-I	mPo-II	mPy
Самородные элементы
Золото	Au	–	+	–
Сульфиды, сульфосоли, теллуриды
Пирротин	Fe7S8	++	++	+
Пирит	FeS2	+	+	++
Алтаит	PbTe	–	+	+
Арсенопирит	FeAsS	–	+	–
Волынскит	AgBiTe2	–	+	–
Галенит	PbS	+	+	+
Гессит	Ag2Te	–	+	+
Кобальтин	CoAsS	–	+	–
Котульскит	Pd(Te,Bi)2-x (x ≈ 0.4)	–	+	–
Марказит	FeS2	++	++	+
Молибденит	MoS2	+	+	+
Пентландит	(Ni,Fe)9S8	–	+	–
Раклиджит	PbBi2Te4	–	+	–
Сфалерит	ZnS	–	+	+
Халькопирит	CuFeS2	+	++	+
Оксиды
Бирудит*	(Be,□)(V3+,Ti)3O6	–	+	+
Гётит	α-Fe3+O(OH)	+	+	+
Давидит-(Ce)	Ce(Y,U)Fe2(Ti,Fe,Cr,V)18(O,OH,F)38	–	+	–
Давидит-(La)	La(Y,U)Fe2(Ti,Fe,Cr,V)18(O,OH,F)38	–	+	–
Ильменит	FeTiO3	–	+	+
Кварц	SiO2	+	+	+
Кричтонит	Sr(Mn,Y,U)Fe2(Ti,Fe,Cr,V)18(O,OH)38	–	+	+
Кульсонит	FeV2O4	+	+	+
Кызылкумит	Ti2V3+O5(OH)	–	–	+
Лепидокрокит	γ-Fe3+O(OH)	+	+	+
Линдслейит	(Ba,Sr)(Zr,Ca)(Fe,Mg)2(Ti,Cr,Fe)18O38	–	+	+
Магнетит	FeFe2O4	–	+	+
Ноланит	(V3+,Fe3+,Fe2+)10O14(OH)2	–	–	+
Рутил	TiO2	+	+	+
Сенаит	Pb(Mn,Y,U)(Fe,Zn)2(Ti,Fe,Cr,V)18(O,OH)38	+	+	+
Тиванит*	TiV3+O3(OH)	–	+	+
Ферберит	FeWO4	–	+	–
Хромит	FeCr2O4	+	+	–
Шрейерит*	V2Ti3O9	–	+	–
Карбонаты
Анкерит	Ca(Fe2+,Mg)(CO3)2	–	+	+
Кальцит	Ca(CO3)	–	+	+
Сидерит	Fe(CO3)	+	+	+
Сульфаты, вольфраматы
Барит	BaSO4	–	+	+
Мелантерит	Fe (SO4) ∙ 7H2O	+	+	–
Роценит	Fe(SO4) ∙ 4H2O	+	+	–
Шеелит	Ca(WO4)	–	–	+
Фосфаты
Гидроксилапатит	Ca5(PO4)3(OH)	–	+	+
Ксенотим-(Y)	Y(PO4)	–	+	+
Монацит-(Nd)	Nd(PO4)	–	+	+
Монацит-(Се)	Ce(PO4)	–	+	+
Силикаты
Альбит	Na(AlSi3O8)	+	+	+
Гизингерит	Fe2Si2O5(OH)4·2H2O	–	+	+
Джервисит	NaScSi2O6	–	–	+
Клинохлор	Mg5Al(AlSi3O10)(OH)8	+	–	–
Микроклин	K(AlSi3O8)	–	+	+
Мусковит	KAl2(AlSi3)O10 (OH)2	–	+	+
Роскоэлит	KV2(AlSi3)O10 (OH)2	–	+	+
Тальк	Mg3Si4O10(OH)2	+	–	–
Титанит*	CaTi(SiO)4O	–	+	–
Тортвейтит	Sc2Si2O7	–	+	+
Флогопит	KMg3(AlSi3)O10(OH)2	+	–	–
Шамозит	(Fe2+,Mg,Al,Fe3+)6(Si,Al)4(OH,O)8	–	+	+

Примечание. Полужирным выделены главные минералы. ++ — преобладающие, + — встречающиеся в данном типе руд. * — встречающиеся только в реликтах кварц-альбитовых жил. Прочерк — минерал не установлен.

 

Редкие и акцессорные минералы представлены ванадиевыми и ванадийсодержащими минералами — кульсонитом, рутилом, кричтонитом, сенаитом, флогопитом, клинохлором, тальком (рис. 4, г—и). Ассоциация флогопит—клинохлор установлена исключительно в массивных пирротиновых рудах I типа (табл. 2). Кульсонит в этом типе руд образует кристаллы октаэдрического габитуса и сростки размером до 500 мкм, при этом его микротвердость практически в два раза больше описанной (743 кг/мм² против 338 кг/мм² согласно: (Карпов и др., 2013)). Химический состав минерала характеризуется высоким содержанием хрома (Cr₂O₃ около 20 мас. %).

В зоне окисления этого типа руд пирротиновая масса интенсивно замещается пирит-марказитовым агрегатом со структурой «птичий глаз» (рис. 4, в, ж, з), по которой образуются гидроксиды железа — гётит и лепидокрокит, в меньшей степени сульфаты железа — мелантерит и роценит (Компанченко и др., 2017б).

По особенностям химического состава, m-Po-I руды характеризуются самыми низкими, среди всех выделенных типов, содержаниями Au, Cu и V, близкими к средним содержаниям Ag, Co и самым высоким содержанием Ni (табл. 1). Платина в рудах не установлена. Низкое содержание меди объясняется слабым распространением халькопирита и крайне малыми размерами его выделений (рис. 4, в). Никель и кобальт образуют примеси в пирротине (Ni 0.05—0.2 мас. %, Со < 0.1 мас. %). Высокое содержание серебра (табл. 2) удивляет, так как его собственные минералы в этом типе руд не установлены. Видимо, как и золото, серебро изоморфно входит в состав сульфидов.

Массивные пирротиновые руды II типа (рис. 5) являются самыми распространенными и, вероятно, слагают более 80 % рудного тела. Этот тип руд максимально разнообразен по минеральному составу (табл. 2). Основным минералом здесь, как и в массивных пирротиновых рудах I типа, является пирротин, но на него приходится уже около 50 % (табл. 1). По пирротину также образуется пирит-марказитовый агрегат со структурой «птичий глаз» (рис. 6, а—в, д—ж), но встречается и собственно марказит (рис. 6, г). В данном типе руд резко возрастает роль других сульфидов — сфалерита и халькопирита. Сфалерит образует крупные ксеноморфные выделения и гнезда в тесном срастании с пирротином (рис. 6, ж, з) или халькопиритом. В качестве примесей в сфалерите установлены Fe (до 10 мас. %) и Cd (менее 1 мас. %). Для сфалерита характерны красные внутренние рефлексы. Халькопирит встречается в виде гнезд, прожилков и тонких выделений на границах зерен пирротина (рис. 6, к, л, н). В халькопирите часто заметно двойникование. Иногда встречаются крупные выделения халькопирита с включениями пирротина и сфалерита, пронизанного тонкими чешуйками гизингерита (рис. 6, и). Арсенопирит крайне редко образует скопления кристаллов размером до 500 мкм (рис. 6, л), чаще он наблюдается в виде мелких (до 20 мкм) одиночных кристаллов. Молибденит образует включения тонких чешуек в пирротине, а также приурочен к сложным агрегатам группы кричтонита. Галенит крайне редок. Благороднометалльная минерализация представлена самородным золотом и теллуридами. Самородное золото наблюдается в виде тончайших (до 5 мкм) вкраплений в пирротине и халькопирите (рис. 6, н). В пирротине также установлены включения единичных зерен котульскита (рис. 6, о) и палладийсодержащего кобальтина. По литературным данным, в рудах были установлены теллуриды платины (Ахмедов и др., 2004). Основная масса разнообразных теллуридов — алтаита, гессита, волынскита, раклиджита приурочена к ильменит-рутиловым агрегатам (рис. 6, п). Среди редких минералов в данном типе руд установлены и представители Cr—Sc—V минерализации: реликты хромита, кульсонит (Компанченко и др., 2017а), V—Sc-содержащие минералы группы кричтонита и др. (табл. 2). Массивные пирротиновые руды II типа содержат в себе реликты кварц-альбитовых жилок, также несущих в себе Cr—Sc—V минерализацию (рис. 4).

 

Рис. 5. Массивная пирротиновая руда II типа (а) с реликтами кварц-альбитовых жил (б). Полированный образец.

Ро — пирротин, Ру — пирит, Rzn — роценит.

 

Рис. 6. Главные (а—к) и редкие (л—п) минералы в массивных пирротиновых рудах II типа. д, е, о, п — снимки в отраженных электронах, остальные — в отраженном поляризованном свете.

Ab — альбит, Alt — алтаит, Apy — арсенопирит, Au — самородное золото, Bi-Te — фаза Bi-Te состава, Ccp — халькопирит, Crn — минералы группы кричтонита, Ght — гётит, Hes — гессит, Ilm — ильменит, Kot — котульскит, Mrc — марказит, Po — пирротин, Py — пирит, Qz — кварц, Rt — рутил, Sp — сфалерит, Vol — волынскит.

 

Руды II типа сильно трещиноваты: вдоль трещин отмечено интенсивное замещение пирротина пирит-марказитовым агрегатом и образование гётита (рис. 6, а—б). В их химическом составе (табл. 1) отмечается закономерное возрастание содержания Cu, связанное с увеличением количества халькопирита, Au и Ag, что отражается в присутствии их собственных минералов. Основным носителем Ni и Co является пирротин (Ni 0.05—0.1 мас. %, Co < 0.1 мас. %); также примесь Ni установлена в кобальтине, Ni и Co — в арсенопирите. Содержание V в данном типе руд максимально среди всех типов, что отражает широкое распространение ванадиевых и ванадийсодержащих минералов как в самих рудах, так и в заключенных в них реликтах кварц-альбитовых прожилков (рис. 5).

Массивные пиритовые руды (рис. 7) обнаружены в виде гнезд размером до 1 м в диаметре и маломощных зон (до 50 см) и вскрыты в двух выработках (рис. 2). Граница этих руд с массивными пирротиновыми рудами четкая, без постепенного перехода (рис. 7, б). Пиритовые руды, как и массивные пирротиновые руды II типа, содержат реликты кварц-альбитовых жилок (рис. 7, в—г), несущих Cr—Sc—V минерализацию (Kompanchenko et al., 2018).

 

Рис. 7. Массивная пиритовая руда (а) с реликтами кварц-альбитовых жил (в, г) и переходная зона между mPy и mPo-II (б). Полированные образцы.

 

Пиритовые руды сложены крупнозернистым пиритом и его сростками (размером до нескольких см), интерстиции заполнены пирротином, сфалеритом или халькопиритом, а также силикатами. Границы между пиритом и другими сульфидами чаще всего резкие, без промежуточных фаз (рис. 8, а). Иногда по трещинам вдоль границ пирита наблюдаются гидроксиды железа — гётит и лепидокрокит.

 

Рис. 8. Главные (а—ж) и редкие (з—м) минералы массивных пиритовых руд. а—к — снимки в отраженном поляризованном свете, л, м — снимки в отраженных электронах.

Ab — альбит, Aln — алланит, Ccp — халькопирит, Сhl — хлорит, Crn — минералы группы кричтонита, Kyz — кызылкумит, Msc — мусковит, Mon — монацит, Po — пирротин, Py — пирит, Qz — кварц, Rt — рутил, Sid — сидерит, Sp — сфалерит.

 

Пирит показывает высокие значения микротвердости (1100—1200 кг/мм²); при травлении парами смеси азотной кислоты и порошка флюорита скрытая зональность не выявляется. Выделения пирита содержат округлые пористые образования (рис. 8, б, в), которые, вероятно, являются реликтами пирит-марказитового агрегата со структурой «птичий глаз». Также в краевых частях кристаллов пирита отмечаются многочисленные скопления одинаково ориентированных тонко-столбчатых включений кварца и альбита (рис. 8, г, д). Сфалерит, в виде крупных гнезд, встречается в интерстициях кристаллов пирита или в тесном срастании с ним (рис. 8, е, ж). Для сфалерита характерны яркие красные внутренние рефлексы. Также наблюдаются выделения сфалерита с тонкой вкрапленностью халькопирита и пирротина, похожие на эмульсионную вкрапленность. Травление сфалерита показало, что тонкая «сыпь» халькопирита и пирротина расположена на границе индивидов сфалерита в сростке. Халькопирит и пирротин встречаются в виде ксеноморфных выделений и прожилков между кристаллами пирита, а также в виде включений в нем. Также в виде мелких (30 мкм) включений в пирите установлены галенит и гессит.

Внутри кристаллов пирита иногда наблюдаются включения, содержащие уникальные ассоциации, которые не встречаются в других типах руд (рис. 8, з—м). Это, например, скопления зерен минералов группы кричтонита (рис. 8, з, и), срастания кызылкумита и рутила (рис. 8, и, к) или ассоциация ванадиевых и ванадийсодержащих силикатов, в том числе неидентифицированных фаз, которые при дальнейшем изучении могут перейти в статус нового минерального вида (рис. 8, л—м).

Химический состав руд отличается повышенными содержаниями Co и Cu и пониженным содержанием Ni (табл. 1). Основными минералами-носителями этих элементов являются пирит, халькопирит и пирротин соответственно. Содержание Au выше среднего по всем типам руд, хотя его минералы-носители не установлены (табл. 1). Среди минералов-носителей Ag установлен только редкий гессит (табл. 2), что отражается в низком содержании серебра в данном типе руд. Примеси Ag и Au в других минералах не установлены или находятся ниже порога обнаружения. Особенности распределения V сходны с таковыми в массивных пирротиновых рудах II типа.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Широкая пирротинизация колчеданных руд Кольского региона, локализованных в поясе ПИВ, является следствием их глубокой метаморфической переработки. Согласно расчетным и экспериментальным данным (Toulmin, Barton, 1964; Peacock, 1981; Craig, Vokes, 1993; Finch, Tomkins, 2017), чем выше степень метаморфизма, тем более широко проявлена пирротинизация пирита и пирротина. Это характерно не только для руд Кольского региона, но и для Карелии (Рыбаков, 1987).

Схема преобразования колчеданных руд соответствует схеме, описанной в литературе. По аналогии с другими, палеозойскими и современными месторождениями, можно предположить, что первичным минералом в колчеданных рудах был пирит. В результате метаморфических преобразований пирит замещался пирротином, и чем выше была степень метаморфизма, тем более обширно проявлялась пирротинизация. Согласно арсенопиритовому геотермометру (Scott, 1983; Скотт, 1984) температура метаморфизма составляла около 490 °С. Повышение температуры приводило к перераспределению кобальта и никеля в дисульфидную фазу. Относительная концентрация Ni по сравнению с Co выше в пирротине и наоборот, Co — в пирите (Безмен и др., 1975). При снижении температуры пирротин начинал интенсивно замещаться пирит-марказитовым агрегатом со структурой «птичий глаз», по которому, в дальнейшем, образовались гидроокислы железа. Однако, вторичное повышение температуры привело к образованию по пирит-марказитовому агрегату «метаморфического» пирита.

Присутствие некоторых уникальных минеральных ассоциаций в массивных пиритовых рудах и отсутствие их в пирротиновых рудах обоих типов могут указывать на повторное возрастание температуры и давления. В результате сохранились лишь те ассоциации, которые были «законсервированы» в кристаллах устойчивого к воздействиям «метаморфического» пирита (рис. 8, и—м). Неким репером температуры может служить кызылкумит, встречающийся исключительно в пиритовых рудах, внутри кристаллов пирита. Согласно литературным данным (Смыслова и др., 1981), при температурах 320—390 °С кызылкумит превращается в рутил. В результате повышения температуры кызылкумит в пирротиновых рудах полностью заместился рутилом, а в пиритовых рудах сохранился без изменений.

Колчеданные руды Кольского региона по ряду признаков (небольшие запасы Cu, Ni, Au, мало свинца, приуроченность к островодужным обстановкам), можно отнести к кипрскому типу (Дергачев и др., 2010). По основным характеристикам — геологическому положению, возрасту, степени метаморфизма и минеральному составу, колчеданные руды Кольского региона близки к таким известным колчеданным месторождениям, как Виханти и Оутокумпу (Финляндия), Сётра (Швеция), Рампура Агуча (Индия). Эти объекты приурочены к палеопротерозойским рифтогенным поясам и размещаются в породах островодужного происхождения. Их возраст — около 1.9 млрд лет (Rouhunkoski, 1968; Peltola, 1978; Rauhamӓki et al., 1980; Gandhi et al., 1984; Deb et al., 1989; Deb, 1992; Allen et al., 1996; Höller, Gandhi, 1997; Peltonen, 2005). Примечательно, что образование всех этих объектов приходится на пик одной из крупнейших вспышек колчеданообразования в истории Земли — 1890—1850 млн лет ( Дергачев и др., 2010). Считается, что вмещающие породы и руды претерпели метаморфизм амфиболитовой фации, в результате чего руды имеют преимущественно пирротиновый состав. Кроме того, все эти месторождения и проявления объединяет еще одна черта — развитие уникальной ванадиевой минерализации, не характерной для фанерозойских или современных колчеданных руд (Long et al., 1963; Zakrzewski et al., 1982; Höller, Stumpfl, 1995; Сергеева и др., 2011). Но, несмотря на такую схожесть, в колчеданных рудах Кольского региона не установлены промышленно значимые концентрации каких-либо полезных компонентов, что может объясняться первичной обедненностью руд полезными компонентами, выносом элементов в результате глубокой переработки руд под воздействием метаморфизма и гидротермальных растворов, а также слабой изученностью колчеданных проявлений.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

1. На колчеданном проявлении Брагино по текстурным особенностям могут быть выделены массивные, полосчатые, брекчированные и вкрапленные руды. Самые распространенные — массивные руды, среди которых, по минеральному составу, выделены три типа: массивные пирротиновые руды I типа, массивные пирротиновые руды II типа и пиритовые руды. Колчеданные руды Прихибинья близки к массивным пирротиновым рудам II типа.
2. Главный минерал первых двух типов — пирротин, последнего — пирит. Каждый тип руд обладает набором типоморфных признаков, включая особенности состава ассоциации ванадиевых и ванадийсодержащих минералов.
3. Широкая пирротинизация руд, присутствие устойчивого к травлению пирита являются признаками глубоких метаморфических преобразований руд.
4. Колчеданные руды Кольского региона по основным характеристикам — геологическому положению, возрасту, степени метаморфизма и минеральному составу близки к таким известным колчеданным месторождениям, как Виханти и Оутокумпу (Финляндия), Сётра (Швеция), Рампура Агуча (Индия), что делает их потенциально значимыми объектами.

 

Авторы выражают благодарность сотрудникам Геологического института Л. И. Константиновой за выполненные анализы химического состава руд и А. В. Чернявскому за фотографии образцов.

About the authors

Alena Arkadievna Kompanchenko

Kola Science Centre of the Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: komp-alena@yandex.ru
ORCID iD: 0000-0003-1240-7898

junior researcher, Geological Institute

Russian Federation, 14 Fersman Street, Apatity 184209, Russia

Anatoly Vasil'evich Voloshin

Kola Science Centre of the Russian Academy of Sciences

Email: anatolyvoloshin@yandex.ru

doctor of geological and mineralogical sciences, chief resaercher, Geological Institute

Russian Federation, 14 Fersman Street, Apatity 184209, Russia

Aya Valerievna Bazai

Kola Science Centre of the Russian Academy of Sciences

Email: bazai@geoksc.apatity.ru

candidate of geological and mineralogical sciences, researcher, Geological Institute

Russian Federation, 14 Fersman Street, Apatity 184209, Russia

References

Supplementary files