Минеральный состав палеопротерозойских метаморфизованных колчеданных руд Кольского региона (на примере проявления Брагино, Южная Печенга)

Полный текст

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.

Об авторах

Алёна Аркадьевна Компанченко

Кольский научный центр РАН

Автор, ответственный за переписку.
Email: komp-alena@yandex.ru
ORCID iD: 0000-0003-1240-7898

Младший научный сотрудник, Геологический институт

Россия, 184209, РФ, Мурманская обл., г. Апатиты, ул. Ферсмана, д. 14

Анатолий Васильевич Волошин

Кольский научный центр РАН

Email: anatolyvoloshin@yandex.ru

доктор геолого-минералогических наук, главный научный сотрудник, Геологический институт

Россия, 184209, РФ, Мурманская обл., г. Апатиты, ул. Ферсмана, д. 14

Айя Валериевна Базай

Кольский научный центр РАН

Email: bazai@geoksc.apatity.ru

кандидат геолого-минералогических наук, научный сотрудник, Геологический институт

Россия, 184209, РФ, Мурманская обл., г. Апатиты, ул. Ферсмана, д. 14

Список литературы

Дополнительные файлы