Металлогенические особенности Печенгской рифтогенной структуры (кольский геоблок Балтийского щита)

Труды Карельского научного центра РАН № 2. 2016. С. 40-51 DOI: 10.17076/geo296

УДК 553.07:553.481

металлогенические особенности печенгской рифтогенной структуры

С. и. Турченко

Институт геологии и геохронологии докембрия РАН

Сульфидные медно-никелевые месторождения образуют специфическую рудную формацию не только по устойчивой ассоциации основных сульфидных рудообра-зующих минералов, но и по тесной изначальной связи их с мафит-ультрамафито-выми интрузиями мантийного происхождения и близкой геодинамической обстановкой их проявления в Печенгской рифтогенной структуре Кольского геоблока Балтийского щита. В работе детально рассмотрено геолого-структурное положение Печенги как рифтогенной структуры, развивающейся в палеопротерозое от 2450 млн лет через этапы континентального (2340-2130 млн лет), океанического (2100-1940 млн лет) рифтогенеза и последующей коллизии (1900-1850 млн лет). Последний этап особенно четко проявился в процессах сульфидного медно-ни-келевого рудогенеза, которому посвящена большая часть работы. На основании данных изотопного состава серы и свинца делается вывод о метаморфогенно-гид-ротермальной природе образования главных эпигенетических руд действующих месторождений Печенги и сложном полигенно-полихронном генезисе всех медно-никелевых руд Печенгского рудного поля.

Ключевые слова: палеорифт; Печенга; медно-никелевый рудогенез; мета-морфогенно-гидротермальная природа эпигенетических руд.

S. I. Turchenko. METALLOGENIC FEATURES OF THE PECHENGA RIFTOGENIC STRUCTURE

Sulfide Cu-Ni deposits form a specific ore formation not only in terms of sustainable association of basic sulfide minerals but also based on its initial connection with mafic-ultramafic intrusions of the mantle origin and the tectonic position within the Pechenga paleorift of the Kola Geoblock of the Baltic Shield. The geologico-structural position of the Pechenga paleoproterosoic riftogenic structure evolving from 2450 Ma through the stages of continental (2340-2130 Ma) and oceanic riftogenesis (2100-1940 Ma) and subsequent collision (1900-1850 Ma) are analyzed in the paper. The last stage was particularly clear in the sulfide Cu-Ni ore forming processes that constitute the central part of the research. Based on S and Pb isotope data the nature of the main epigenetic ores of the current Pechenga deposits is found to be metamorphogenic-hydrothermal and all Cu-Ni ores of the Pechenga ore field are concluded to be of complex polygenic-polichro-nous genesis.

Keywords: paleorift; Pechenga; Cu-Ni ore genesis; metamorphogenic-hydrothermal nature; epigenetic ores.

Введение

К концу архея период интенсивного вулканизма, плутонизма, аккреции и кратонизации привел к построению более или менее стабильных континентальных плит. Они составляли около 60 % площади современных континентов. Кратоны в последующем были подвержены интенсивному растяжению, благодаря преимущественно мантийному диапиризму и подъему астеносферных потоков, которые и привели к формированию разнообразных особенностей протерозойской коры. Некоторые из этих режимов растяжения привели к образованию эн-сиалических интракратонных бассейнов и линейных континентальных рифтов. Зоны континентального рифтогенеза характеризовались широким спектром полезных ископаемых, связанных с мафит-ультрамафитовыми магматическими комплексами - Си, М, PGE, Со, Д Fe, но в данной работе акцентируется внимание на особенностях металлогении медно-никелевого

оруденения в Печенгской палеопротерозой-ской рифтогенной структуре.

В Печенгской структуре наиболее значимым в тектоно-металлогеническом отношении был именно палеопротерозойский континентальный рифтогенез, который проистекал на архейской коре и был выражен в длительном (около 600 млн лет - от 2,5 до 1,8 млрд лет) полистадийном формировании. Ранняя стадия (2,5-2,3 млрд лет) рифтогенеза отвечала формированию глубинных разломов, подъему мантийного диапира и внедрению в верхнюю кору дифференцированных интрузий, несущих Си-М и платинометалльное оруденение. Дальнейший рифтогенез (2,3-2,0 млрд лет) был унаследован образованием интракратон-ного бассейна, выполненного эпикратонными осадками и внутриплитными базальтами. Завершающая стадия (2,0-1,85 млрд лет) происходила при повторной мантийной активизации и выразилась частью в перестройке тектонического плана рифтогенеза, что приводило

Рис. 1. Схема геологического строения Печенгского рудного района [по Шаров и др., 1997 с дополнениями]:

1 - рифейские отложения. Раннепротерозойский рифтогенный комплекс: 2 - метавулканиты и метаосадочные породы Южной зоны Печенгской структуры, 3 - метавулканиты и метаосадочные породы Северной зоны, 4 - продуктивная осадоч-но-вулканогенная толща, 5 - метавулканиты и метаосадки зоны Пасвик-Полмак. Архейский комплекс: 6 - гнейсы, амфиболиты и гнейсо-граниты кольской серии, 7 - гранито-гнейсы Мурманского блока. Раннепротерозойские гранитоиды: 8 - ано-рогенные граниты Лицко-Арагубского (ЛА) и Вайноспаа (В) комплексов, 9 - реоморфические граниты. 10 - граниты комплекса Найден (Н) (2450 млн лет). 11 - мафит-ультрамафитовая расслоенная интрузия г. Генеральская (Г). 12 - архейские гранитоиды (2700-2650 млн лет). 13 - разломы: П - Порьиташский и Пороярвинская зона смятия, ЛП - Лучломпольский, ЛУ - Луоттинский, ИК - Инари-Киркенесский, ТУ - Титовско-Урагубский. 14 - надвиг. 15 - главные медно-никелевые месторождения Западной и Восточной групп. 16 - государственные границы

Рис. 2. Космоснимок Печенгской структуры

к формированию зон взаимного пересечения рифтовых структур, создававших Печенгский рудный узел с крупными концентрациями меди и никеля с платиноидами.

главные особенности геологического строения Печенгской структуры

Наиболее ранние представления о рифто-генной природе Печенгской структуры были предложены Е. Е. Милановским [1976], который сравнивал эту палеопротерозойскую структуру с молодыми эпиплатформенными рифтами щелевого типа, но, в отличие от них, с внутренней складчатостью, обусловленной сменой режимов растяжения и сжатия. Геохимические особенности вулканитов осадочно-вулканогенных толщ Печенги (мощностью более 10 км) показали принадлежность ее разных структурных горизонтов к континентальному и океаническому этапам рифтогенного развития [Ме^Ык, Sturt, 1994]. Начало развития структуры прослеживается от около 2450 млн лет назад - времени внедрения мафит-ультра-мафитовой расслоенной интрузии - габбро-норитовый массив горы Генеральской на северо-восточной границе Печенгской структуры. и-РЬ изохронный возраст становления интрузии по циркону от 2496 ± 10 до 2447 ± 10 млн лет [Bayanova, Mitrofanov, 1999]. Дальнейшее развитие структуры выражено в формировании ранней осадочно-базальтовой ассоциации

континентального этапа рифтогенеза с возрастом 2340-2130 млн лет, затем океанического этапа 2100-1990 млн лет, с которым связано отложение сланцево-базальтовой толщи и внедрение никеленосных габбро-верлитовых интрузий с возрастом 1940 млн лет. В период тектогенеза 1900-1850 млн лет назад Печенг-ская структура испытала коллизию, метаморфизм породных ассоциаций и складчатость, особенно четко проявленную в Пороярвинской зоне смятия. Эта зона размещена к юго-западу от Порьиташского глубинного разлома, который разделяет Печенгскую структуру (рис. 1) на два блока, Северный и Южный, различающихся глубинным строением и геодинамическим развитием [Смолькин и др., 1996; Минц, Турченко, 1999]. Главные особенности строения рифтогенной Печенгской структуры видны на космоснимке (рис. 2) и его интерпретации по дешифровке (рис. 3). Окончание развития структуры отмечено временем внедрения постколлизионных гранитоидов Вайноспаа на северо-западе от граничного разлома (на территории Финляндии) и Лицко-Арагубского гранито-идного комплекса с возрастом 1815-1720 млн лет и одноименной системы разломов.

В пределах Лицко-Арагубского комплекса и зоны разломов фиксируется резкий северовосточный изгиб структурного направления пород архейского гранито-гнейсового комплекса, который имеет общее северо-западное простирание, и в этой части образована

Рис. 3. Космоструктурная схема Печенгской рифтогенной структуры по дешифровке космоснимка:

1 - границы бортов Печенгской структуры, 2 - границы зон глубинных разломов Печенгского палеорифта, 3 - кольцевые и полукольцевые структуры, 4 - локальные внутририфтовые разломы

поперечная синформа с субмеридиональным направлением оси. Эта структура осложнена дисгармоничными мелкими складками, зонами рассланцевания и бластомилонитизации. Гранитоидные массивы не несут следов пластических деформаций и лишь наследуют общее направление синформы. По геофизическим данным рассматриваемая зона разломов выделяется как система сдвигов верхних слоев земной коры, которой соответствует зона коробления поверхности Мохо [Савицкий и др., 1995]. Корреляция геологических, геофизических и металлогенических данных по сопредельным территориям России (Норвегии и Финляндии) показывает, что Печенгский горно-промышленный район расположен в обособленном блоке в пределах архейского корового сегмента. На северо-северо-востоке этот район ограничен Титовско-Урагубской зоной разломов. На юго-западе разрывные нарушения Порояр-винской зоны разломов отделяют Печенгскую структуру от архейских гнейсов, вмещающих гарцбургитовые интрузии с медно-никелевым оруденением (месторождения Аллареченское и Восток). Обе зоны разломов имеют генеральное северо-западное простирание. Поперечные к ним региональные разрывные структуры ограничивают Печенгский район с северо-запада и юго-востока. На северо-западе это Ина-ри-Киркенесская зона, к которой приурочены интрузии гранитоидов Вайноспаа (с и-РЬ возрастом 1800 млн лет) и Найден (2450 млн лет), а на юго-востоке - Лицко-Арагубская зона разломов, маркированная гранитоидными интрузиями одноименного комплекса с возрастом

около 1800 млн лет. Такие возрастные соотношения и структурная приуроченность гра-нитоидов могут свидетельствовать о палео-протерозойском возрасте этих зон разломов, предопределивших заложение границ района и субмеридиональное направление ранней рифтовой структуры.

Кроме того, раннее субмеридиональное положение рифтовой структуры Печенгского блока подчеркивается также подобным же простиранием расслоенной габбро-норитовой интрузии горы Генеральской с возрастом 2496±10 -2447 ± 10 млн лет, роя даек габбро и габбро-диабазов также субмеридионального простирания [Щеглов и др., 1993]. Непосредственно сама Печенгская структура расчленена на тектонические блоки поперечными по отношению к этому субмеридиональному рифту локальными разломами (Порьиташский, Луоттинский, Лучломпольский), которые входят в систему более поздних глубинных разломов, заложивших вновь возрожденный рифт северо-западного направления в период 2,0-1,85 млрд лет.

Таким, считавшимся ранее продольным, а по нашему мнению - поперечным к раннему рифту и наиболее заметно проявленным, является Порьиташский разлом, которым Печенг-ская структура разделена на Северную и Южную зоны. Эти зоны имеют различный характер складчатых структур: моноклинально-брахи-формный в первой и изоклинально-складчатый в последней. Другим важным различием является то, что именно в Северной зоне развита продуктивная осадочно-вулканогенная толща с никеленосными габбро-верлитовыми

30°30'

Рис. 4. Карта аномалий силы тяжести в редукции Буге (в мГал) Печенгского рудного района [по Шаров и др., 1997]. Штриховкой показаны зоны глубинных разломов по гравиметрическим данным

интрузиями, вмещающими сульфидные мед-но-никелевые месторождения. Кроме того, Южная зона отличается по возрасту и составу вулканогенных пород [Смолькин и др., 1996]. По изохронным Rb-Sr и Sm-Nd определениям [Балашов и др., 1993; Балашов, 1996] установлено, что вулканогенные породы Северной зоны формировались в интервале 2320-1980 млн лет. Для вулканитов, подстилающих продуктивную толщу, получены значения 2324 ± 28 и 2214 ± 52 млн лет; для вулканитов продуктивной толщи - 2114 ± 52 млн лет и перекрывающих вулканитов - 1980 ± 34 млн лет; никеленосные интрузии имеют возраст 19951980 млн лет. Метаандезиты и метаосадочные породы Южной зоны по этим же данным имеют и-РЬ возраст 1865-1855 млн лет.

Главные тектонические элементы Печенг-ского рудного района находят четкое отражение в региональном гравитационном поле (рис. 4). Непосредственно Печенгской структуре соответствует почти изометричная положительная гравитационная аномалия. Она охватывает оба крыла Печенгской структуры. Симметрично по отношению к ней располагаются две отрицательные аномалии, которые совпадают пространственно с Лицким и Вайноспаа гранитоидными массивами. По

геофизическим данным [Шаров и др., 1997] эта зона также выделяется как область сдвигов верхних (до 15 км) слоев земной коры, которой соответствует углубление поверхности Мохо, что также особенно ярко проявлено в районе массива Вайноспаа. Соответственно области проявления положительной гравитационной аномалии отвечает зона максимального поднятия поверхности Мохо. Под этой же зоной находится относительно мощный (2-7 км) переходный слой (корово-мантийная смесь), имеющий линзовидную форму [Шаров и др., 1997]. Сейсмические данные [Шаров и др., 1997] подтверждают, что на глубинах около 10 км происходит выполаживание продольных разломов и зон рассланцевания Печенгской структуры и соответственно Порьиташский, Луоттинский и Лучломпольский разломы соединяются вместе, образуя единую мощную систему надвиго-вого характера с падением общей поверхности в юго-западном направлении.

Размещение сульфидных медно-никеле-вых месторождений в Печенгском рудном поле контролируется совокупностью магматических, литолого-стратиграфических и структурных факторов. Главная масса медно-никеле-вых руд размещается в верлитах и перидотитах, часто нацело серпентинизированных

Рис. 5. Характер соотношения никеленосных ультрабазитов с туфогенно-осадочными сульфидно-углеродистыми сланцами и наложенной сланцеватостью, синхронной с метаморфическими преобразованиями. Зарисовка участка карьера РОР «Котсельваара», Печенга:

1 - туфогенно-осадочные сульфидно-углеродистые сланцы, 2 - тела ультрабазитов, 3 - зоны наложенного рассланцевания с метаморфогенными вкрапленными Си-М рудами, 4 - залегание слоистости, 5 - залегание сланцеватости

и рассматриваемых в качестве сингенетических рудных залежей. Оруденение также приурочено к зонам рассланцевания в продуктивной толще в виде богатых жильных эпигенетических руд.

Локализация никеленосных массивов в продуктивной толще (пильгуярвинская свита) контролируется складчатыми структурами: так, все значительные интрузии и связанные с ними месторождения приурочены к крупным поперечным синклинальным складкам. Рудоносные интрузии повторяют очертания крупных складок и погружаются к юго-востоку, югу или юго-западу в зависимости от их расположения в пределах дугообразной структуры выхода продуктивной толщи в Печенгском рудном поле. Падение интрузивов под углом 30-60° согласно общему падению продуктивной толщи. Размеры рудоносных интрузий колеблются в широких пределах от 100 до 600 м по простиранию, до 5001000 м по падению, при мощности 10-50 м.

Размещение рудоносных массивов, кроме того, контролируется межпластовыми тектоническими зонами, проходящими по нижнему контакту массивов с вмещающими сланцами продуктивной толщи или вблизи него. При этом продольные тектонические зоны на участках их прохождения по контакту или внутри рудоносных массивов являются одновременно и главными рудовмещающими структурами для богатых эпигенетических руд.

Пространственное распределение рудоносных интрузивов в продуктивной толще неравномерное. Около трех четвертей их общего количества сосредоточены в центральной части рудного узла, севернее Луоттинского разлома. Здесь же находятся и все известные

промышленные медно-никелевые месторождения. Они группируются в трех рудных полях. В западной части рудного узла месторождения образуют линейно вытянутое Западное рудное поле, расположенное в верхах продуктивной осадочно-вулканогенной толщи. В центральной части рудного узла месторождения размещены на трех уровнях продуктивной толщи, вероятно, фиксируя трехуровневый характер распределения межпластовых рудоконтролирующих тектонических зон с богатыми эпигенетическими рудами. Месторождения, образующие Восточное рудное поле, залегают в нижних частях осадочно-вулканогенной толщи. Сверхглубокая скважина СГ3 вскрыла в продуктивной толще ранее неизвестные рудоносные серпентиниты и приуроченные к ним медно-никелевые руды (месторождение «Спутник»). По текстурно-структурным признакам, составу и генезису они аналогичны рудам в месторождениях, выходящих на поверхность [Глаголев и др., 1987]. Это доказывает выдержанность сульфидного медно-никелевого оруденения по падению продуктивной толщи и предполагает исходно-горизонтальное залегание никеленосных интрузий, их пластовый характер и последующие деформации в обстановке чешуйчатых перемещений тектонических блоков, благоприятствующих формированию межпластовых тектонических зон, контролирующих богатые эпигенетические руды (рис. 5, 6).

Сульфидное Си-М оруденение

В Печенгском рудном поле выделяются два рудных узла: Западный

Рис. 6. Характер размещения жильных и брекчиевых метаморфогенных Си-М руд в зонах наложенного рас-сланцевания и метаморфического изменения ультрабазитов и вмещающих сульфидно-углеродистых туфо-генно-осадочных пород. Зарисовка стенки карьера рудника Пильгуярви, Печенга:

1 - туфогенно-осадочная сульфидно-углеродистая толща, 2 - ультрабазиты, 3 - зоны наложенного рассланцевания и метаморфического преобразования, 4 - брекчиевые руды в зонах рассланцевания, 5 - жильные руды, 6 - разрывные нарушения, 7 - залегание слоистости

и Восточный (Пильгуярвинский). В их пределах сосредоточены все промышленные месторождения рудного поля и по своим масштабам (с учетом ранее отработанных первоначальных запасов) подразделяются на гигантские (более 7 млн т суммы Ы1+Си), крупные (от 250 тыс. т до 1 млн т), средние и небольшие (200-250 тыс. т). Уникальным является Пиль-гуярвинское месторождение, большая часть остальных относится к крупным. Месторождения Западного рудного узла с богатыми рудами к настоящему времени практически выработаны. Активно разрабатываются в настоящее время два месторождения Восточного рудного узла: Пильгуярвинское, сложенное на 97 % вкрапленными рудами, и Заполярное, представленное богатыми (брекчиевидными и сплошными) рудами.

Рудные тела преимущественно располагаются вблизи подошвы интрузий-диффе-ренцированных серпентинизированных габ-бро-верлитов. Рудные тела обычно имеют тектонические контакты с подстилающими ту-фогенно-осадочными породами и варьирующими размерами (от 0,2-1,0 до 100 м по мощности и от 5-10 до 1500 м по простиранию).

В генетическом отношении руды Печенг-ских месторождений рассматривались как типичные магматогенные, связанные с ликва-ционными процессами [Горбунов, 1968], в то время как Н. А. Елисеев с соавт. [1961] рассматривали большую часть руд как явно эпигенетические, имеющие гидротермальное постмагматическое происхождение. Позднее было установлено, что эти руды (брекчи-евые, частью вкрапленные и жильные) имеют

метаморфогенно-гидротермальную природу [Турченко, 1978; Зак и др., 1982; Белевцев и др., 1985]. Такая сложная полигенная природа крупного, практически гигантского медно-никелевого месторождения подтверждается данными изотопного состава серы, которая для магматогенных руд имеет ювенильную природу источника (6S34 от -1,0 до +2,5 %о [по Abzalov, Both, 1997] или от -3 до +6 % [по Melezhik et al., 1994]), а в эпигенетических рудах ранжируется от -4 до +8 % и более (до +12,7 % в жильных сульфидах и +26 % в сульфидах из

Рис. 7. Изотопный состав РЬ руд месторождений Печенги:

1 - массивные руды донной части интрузий, 2 - массивные и брекчиевые руды зон рассланцевания, 3 - руды вкрапленные интрузий поздней фазы, 4 - эпигенетические вкрапленные руды, 5 - руды в метасоматитах, 6 - сульфиды из серпентинитов, 7 - сульфидно-кварцевые жилы. Кривая Стейси-Крамерса - цифры в млрд лет. Изохроны рассчитаны: 1 - по анализам 1-3, 5-10, 14; 2 - по анализам 11-13

Изотопный состав свинца сульфидов различных типов медно-никелевых руд Печенгских месторождений [по Абзалов и др., 1991]

№ п. п. 206Pb/204Pb 207Pb/204Pb 208Pb/204Pb Месторождение

Массивные руды в донной части интрузивных тел

1 15.437 15.163 34.995 Киерджипор

2 15.948 15.315 34.421 Киерджипор

Массивные и брекчиевые руды в зонах тектонических нарушений

3 15.813 15.229 34.986 Котсельваара

4 17.293 15.454 35.248 Котсельваара

5 16.302 15.335 35.625 Котсельваара

6 16.916 15.339 34.298 Пильгуярви

Богатые вкрапленные руды и брекчиевидные в интрузивах поздней фазы

7 17.727 15.541 37.217 Северное

8 15.898 15.248 35.295 Северное

Серпентиновые жилы с сульфидами

9 15.571 15.231 35.201 Пильгуярви

10 15.572 15.253 35.263 Пильгуярви

Эпигенетическая (метасоматическая) вкрапленность в серпентинизированных, оталькованных и карбонатизированных ультрамафитах

11 17.352 15.456 36.228 Киерджипор

12 19.230 15.456 36.692 Соукер

13 17.577 15.473 37.047 Киерджипор

Сульфидная минерализация околорудных ореолов

14 16.428 15.420 35.715 Киерджипор

Примечание. Изотопные анализы выполнены в ИГГД РАН Б. М. Гороховским.

черных сланцев [по Abzalov, Both, 1997]), что позволяет сделать вывод о контаминации руд коровой серой и ее привносе при процессах метаморфогенно-гидротермального эпигенетического рудообразования. Эта же полигенная и полихронная природа руд Печенгских Cu-Ni месторождений была подтверждена исследованиями изотопного состава свинца сульфидов из них [Абзалов и др., 1991]. Распределение точек изотопного состава свинца на диаграмме 207Pb/204Pb-206Pb/204Pb (рис. 7; табл. 1), отражающей эти исследования, характеризуется двумя линейными трендами, один из которых составляют массивные и брекчиевые руды, тогда как другой образован метаморфогенно-метасоматической сульфидной вкрапленностью.

Две линейно-упорядоченные системы точек на диаграмме (рис. 7) отражают дискретный характер формирования руд, включающий не менее двух самостоятельных этапов рудоге-неза, каждому из которых соответствует своя изохрона. Изохрона 1 представляет собой так называемую «палеоизохрону», развитие которой было заторможено в определенный момент в прошлом, и она отвечает началу времени внедрения габбро-верлитов и образованию ранних магматогенных руд около 1,95-2,0 млрд лет. Изохрона 2 фиксирует новый этап медно-никелевого рудогенеза, выраженный в развитии

метасоматической сульфидной вкрапленности в рудоносных ультрабазитах, метаморфогенно-гидротермальных руд и рудных жил. В результате формирования этой генерации сульфидных руд возникла новая совокупность U-Pb подсистем, давшая начало второй изохроне. Интерпретируя эти приведенные данные по изотопному составу свинца в сульфидных Cu-Ni рудах Печенги, можно сделать вывод о двух главных геохронологических событиях формирования медно-никелевого оруденения. Первое из них с возрастом около 1,95 млрд лет связано с внедрением никеленосных габбро-верлитов и формированием магматогенных сульфидных руд, контаминированных коровым веществом. Второе событие связано с активизацией U-Pb системы на рубеже около 1,825 млрд лет, вследствие чего развитие ранней U-Pb системы и отражающей ее изохроны 1 было остановлено зарождением новой U-Pb подсистемы, выраженной изохроной 2 и формированием поздних руд метаморфогенно-метасоматичес-кого и гидротермального генезиса с возрастом от 1,825 млрд лет и моложе, вплоть до 1100800 млн лет, отвечающих возрасту регионального метаморфизма и активизации Печенгского рудного района [Герлинг и др., 1976; Турченко, 1978; Пушкарев и др., 1985].

Эволюция медно-никелевых руд Пе-ченги происходила в условиях медленного

охлаждения, причем при падении температуры ниже 610 °С из первоначального моносульфидного твердого раствора выделялись гексагональный пирротин, пентландит в виде мелких зерен и халькопирит, что привело к формированию медно-никелевых вкрапленных руд Печен-ги. В оруденелых тектонических зонах в гипер-базитах, превращенных в тальк-карбонатные сланцы, с которыми связаны богатые жильные медно-никелевые руды Печенги, на ранней стадии при температурах 325-360 °С образовывался гексагональный пирротин, а позднее, по мере снижения температуры и возрастания активности серы, окислительного потенциала и щелочности, отлагались моноклинный пирротин, пентландит и халькопирит. Температура образования моноклинного пирротина из гидротермальных растворов равная 270-325 °С была установлена еще в прошлом веке. По данным детальных исследований, происхождение гидротермальных растворов является метаморфическим, источником никеля служат никельсодержащие силикаты ультраосновных интрузий, подвергшиеся метаморфическим преобразованиям, а сера мобилизуется из вмещающих сульфидно-графитовых сланцев по схеме FeS2 ^ FeS + S. Детальные исследования [Турченко, 1986] показали полиэтапный характер метаморфических преобразований ультрабазитов, в котором ранний этап распознается по реликтам амфиболизирован-ных пироксенов, деанортизированных плагиоклазов и сохранившемуся сфену в составе ультрабазитов, превращенных в массивные серпентиниты. Во вмещающих осадочно-вул-каногенных породах (черных сульфидно-графитовых сланцах) одновременно с серпенти-низацией ультрабазитов происходит хлорити-зация вулканогенного туфогенного материала, графитизация углеродистого битуминозного вещества и пиритизация первичных диагене-тических сульфидов. В ультраосновные породы происходит значительный привнос термальных вод из метаморфизуемых туфогенно-осадоч-ных пород. Расчеты показывают, что из 1 км3 туфогенно-осадочных пород с содержанием 50-90 % хлоритов (как в сланцах Печенги) может выделиться 4 х 107 - 7 х 107 м3 воды [Белев-цев и др., 1986]. При этом переотложение Си, Fe в растворах, несущих галогены и серу в виде сульфидов, происходит уже при температуре 300 °С. Минеральные ассоциации первого этапа метаморфизма отвечают Р-Т условиям пренит-пумпеллиитовой фации, развивающейся в узком интервале температур от 350 °С до начала зеленосланцевой фации в 400 °С, которая знаменуется образованием актинолита

в гипербазитах. Метаморфические преобразования этого этапа происходили в условиях высокого окислительного потенциала, что приводило к формированию магнетита в серпен-тинизируемых гипербазитах и ассоциации пирита и магнетита в графитизированных туфо-генно-осадочных породах. На поздней стадии метаморфизма с однородным тепловым полем при переходе к зеленосланцевой фации режим сменился на более восстановительный, и тогда в ультрабазитах одновременно с актинолитиза-цией и хлоритизацией возникло бедное раннее вкрапленное сульфидное оруденение, состоящее из пирита, магнетита и никельсодержаще-го пирротина.

Второй этап метаморфизма пород печенг-ской серии характеризовался соскладчатым зональным метаморфизмом эпидот-амфибо-литовой и высокотемпературной зеленослан-цевой фациями в температурном интервале 450-580 °С, сопровождающимся рассланце-ванием вмещающих пород и серпентинизиро-ванных ультрабазитов. Возникновение кристаллизационной сланцеватости сопровождалось новообразованием серицита и хлорита, иногда альмандинового граната, дальнейшей перекристаллизацией и переотложением графита и сульфидов по плоскостям сланцеватости. При этих преобразованиях пирит замещается пирротином, и здесь же выделяются и новообразуются пирротин и халькопирит, как следствие реакции соединения выделяющейся серы (по реакции FeS2 ^ FeS + S) и мобилизуемой из туфогенных черносланцевых пород меди. Совместно с метаморфическими преобразованиями вмещающих пород происходят метаморфические изменения и в ультрабазитах. Эти изменения выражаются в образовании талька и карбонатов, сфена второй генерации по серпентину, куммингтонита, перекристаллизации хлорита в биотит и в возникновении обильной вкрапленности сульфидов - никелистого пирротина, халькопирита и пентландита. Все эти минералы, включая сульфиды, ориентированы по сланцеватости, развивающейся в телах гипербазитов. Метаморфически гипер-базиты изменяются в тектонических зонах, где интенсивно проявлено рассланцевание, сопровождающееся резко выраженными обменными реакциями между веществом гипербазитов и окружающих пород. Именно в этих зонах происходят главнейшие метаморфические преобразования минералов и сопутствующие им: обильный вынос воды из вмещающих пород, привнос ее в гипербазиты, перераспределение петрогенных элементов, мобилизация серы и рудогенных элементов - меди и никеля из

©

вмещающих пород и гипербазитов. В процессе метаморфизма гипербазитов из силикатов (никельсодержащего серпентина) максимально высвобождается никель (при превращении серпентина в тальк и карбонат), который не входит ни в один из новообразованных силикатов, а соединяется с мобилизуемыми серой и медью. Из-за низкой миграционной способности никель не выносится далеко за пределы преобразованных серпентинитовых тел, а вместе с переотложенными ранними сульфидами образует густо вкрапленные и про-жилково-вкрапленные богатые руды в Печенг-ских месторождениях.

Наиболее поздними являются богатые жильные сульфидные медно-никелевые руды в зонах тектонических брекчий в контактах гипербази-тов и вмещающих пород. Сплошные сульфидные руды в этих зонах содержат обломки оруде-нелых вмещающих пород и измененных метаморфическими процессами первого и второго этапов оруденелых ультрабазитов. Сульфидные руды этого типа в контактовых частях состоят из халькопирита и пирротина с мелкими зернами пентландита, а центральные части сложены богатыми халькопирит-пентландитовыми рудами с моноклинным пирротином. Сульфиды находятся в тесной ассоциации с жильными минералами - кварцем, кальцитом, доломитом и хлоритом. Подвижки вдоль тектонических зон, в том числе оруденелых, происходили и в более позднее время, что приводило к образованию полосчатых текстур сплошных руд, которые характеризуются новообразованным пиритом в ассоциации с моноклинным (низкотемпературным) пирротином, халькопиритом и пентландитом. Одновременно образовывалась сеть тонких кварц-хлорит-карбонатных жил, пирротин замещался магнетитом в результате возрастания окислительных свойств среды рудоотложения, а сульфиды перекристал-лизовывались и переотлагались по плоскостям вновь образованного кливажа, иногда вместе с новообразованным галенитом. В жильных рудах сульфидные медно-никелевые руды отлагались из гидротермальных растворов в интервале температур 230-360 °С, причем сначала при температуре 325-360 °С формировались руды с гексагональным пирротином, а затем при температуре ниже 304 °С - моноклинный пирротин с пентландитом и халькопиритом, что и определило образование богатых жильных руд месторождений Печенги. Изотопные данные также подтвердили историю формирования медно-никелевых руд Печенги с существенным участием процессов метаморфической регенерации медно-никелевых руд и наращивания

рудных тел в зонах тектонических нарушений, что и привело к формированию гигантских по запасам Cu-Ni месторождений Печенгского рудного поля.

Итак, главные факторы генезиса Cu-Ni руд Печенгского рудного поля:

1. Руды связаны с дифференцированными габбро-верлитовыми интрузиями возраста 1940 млн лет. Они, вероятно, были сформированы из той же магмы, что и потоки фер-ропикритовых лав в толще толеитовых базальтов и туфогенно-осадочных пород, вмещающих рудоносные интрузии.

2. Рудоносные интрузии развиты в туфогенно-осадочных породах пильгуярвинской свиты, которая богаче сингенетичными сульфидами, по сравнению с другими осадочными толщами, и была источником серы при ме-таморфогенно-гидротермальных процессах зеленосланцевой фации метаморфизма.

3. Активное взаимодействие с метаморфизу-емыми никельсодержащими габбро-верли-тами приводило к мобилизации рудогенных элементов и формированию богатых Cu-Ni руд в месторождениях Печенги.

4. Данные по изотопному составу серы и свинца свидетельствуют о метаморфогенной контаминации рудоносных интрузий и сложном полигенно-полихронном генезисе мед-но-никелевых руд Печенгского рудного поля.

Литература

Абзалов М. З., Турченко С. И., Гороховский Б. М. Изотопный состав Pb сульфидов как индикатор полистадийного формирования Печенгских месторождений // Докл. АН СССР, 1991. Т. 320, № 5. С.582-588.

Балашов Ю. А. Геохронология раннепротерозой-ских пород Печенгско-Варзугской структуры Кольского полуострова // Петрология. 1996. Т. 1, № 4. С. 3-25.

Балашов Ю. А., Федотов Ж. А., Скуфьин П. К. Rb-Sr датирование нижней вулканической толщи печенгского комплекса (Кольский полуостров). Геохимия. 1993. № 12. С. 1769-1774.

Белевцев Я. Н., Буряк В. А., Кулиш Е. А. и др. Геологические основы метаморфогенного рудообразо-вания. Киев: Наукова думка, 1985. 200 с.

Белевцев Я. Н., Блох А. М., Буряк В. А. и др. Мета-морфогенное рудообразование в докембрии. Закономерности размещения и поисковые критерии ме-таморфогенных месторождений в докембрии. Киев: Наукова думка, 1986. 225 с.

Герлинг Э. К., Маслеников В. А., Турченко С. И. и др. Новые данные о геохронологии сульфидного оруденения Печенги // В кн.: Развитие и применение методов ядерной геохронологии. Л.: Наука, 1976. С. 217-224.

Глаголев А. А., Русинов В. Л., Плюснина Л. П., Тронева В. А. Минеральные ассоциации и метаморфизм базитов печенгской серии (северо-запад Кольского полуострова) // Изв. АН СССР, сер. геол. 1987. № 1. С. 29-45.

Горбунов Г. И. Геология и генезис сульфидных медно-никелевых месторождений Печенги. М.: Недра, 1968. 352 с.

Елисеев Н. А., Горбунов Г. И., Елисеев Э. Н. и др. Ультраосновные и основные интрузии Печенги. Л.: Наука, 1961. 360 с.

Зак С. И., Макаров В. Н., Кочнев-Первухов и др. Геология, магматизм и оруденение Печенгского рудного поля. Л.: Недра, 1982. 112 с.

Милановский Е. Е. Рифтовые зоны континентов. М.: Недра, 1976. 215 с.

Минц М. В., Турченко С. И. Эволюционные ряды палеогеодинамических обстановок при формировании рудоносных структур Кольско-Карельской области // В кн.: Металлогения рядов геодинамических обстановок раннего докембрия. М., 1999. С. 171-198.

Пушкарев Ю. Д., Кравченко М. П., Кравченко Э. В. и др. Геохимия изотопов свинца и серы в связи с проблемой генезиса сульфидного медно-никеле-вого оруденения // В кн.: Новые данные по месторождениям никеля Кольского полуострова. Апатиты: КНЦ РАН, 1985. С. 72-88.

Савицкий А. В., Громов Ю. А., Мельников Е. В., Шариков П. И. Урановое оруденение Лицевского района на Кольском полуострове (Россия) // Геология рудных месторождений. 1995. № 5. С. 403-416.

Смолькин В. Ф., Скуфьин П. К., Митрофанов Ф. П., Мокроусов В. А. Стратиграфия и вулканизм раннепротерозойской Печенгской структуры (Кольский полуостров) // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1996. № 1. С.82-100.

Турченко С. И. Металлогения метаморфогенных сульфидных месторождений Балтийского щита. Л.: Наука, 1978. 120 с.

Турченко С. И. Закономерности размещения и поисковые критерии метаморфогенных медно-никеле-вых месторождений // Закономерности размещения и поисковые критерии метаморфогенных месторождений. Киев: Наукова думка, 1986. С.124-137.

Шаров Н. В., Виноградов А. Н., Галдин Н. Е. и др. Сейсмологическая модель литосферы Северной Европы: Лапландско-Печенгский район. Апатиты: КНЦ РАН, 1997. 226 с.

Щеглов А. Д., Москалева В. Н., Марковский Б. А. и др. Магматизм и металлогения рифтовых систем восточной части Балтийского щита. СПб.: Недра, 1993. 244 с.

AbzalovM. Z., Both R. A. The Pechenga Ni-Cu deposits, Russia: data on PGE and Au distribution and sulphur isotope composition // Mineralogy and Petrology. 1997. Vol. 61. P. 119-143.

Baynova T. B., Mitrofanov F. P. Duration and timing of ore-bearing paleoproterozoic intrusions of the Kola Province // Abstr. Intern. Conf. "Early Precambrian: Genesis and evolution of continental crust". Moscow, 1999. P. 10-12.

Melezhik V. A., Sturt B. A. General geology and evolutionary history of the Early Proterozoic Polmak-Pasvik-Pechenga-Imandra-Varzuga-Ust Ponoy greenstone belt in the northeastern Baltic Shield // Earth Sciences Reviews. 1994. Vol. 36. P. 205-241.

Melezhik V. A., Hudson-Edvards K. A., Skuf'in P. K., Nilsson L.-P. The Pechenga area, Russia. Part 1: General geology, stratigraphy, lithology, and REE geochemistry and comparasion with Pasvik, Norway // Trans. Inst. Mining Metall., Section B: Applied Earth Sciences. 1994. P. 34-58.

Поступила в редакцию 11.03.2015

References

Abzalov M. Z., Turchenko S. I., Gorokhovskii B. M. Izotopnyi sostav Pb sul'fidov kak indikator polistadiino-go formirovaniya Pechengskikh mestorozhdenii [Pb-isotopic composition of sulfides as an indicator of poly-phasic formation of the Pechenga deposits]. Dokl. AN SSSR [Proc. USSR Acad. Sci.], 1991. Vol. 320, no. 5. P. 582-588.

Balashov Yu. A. Geokhronologiya ranneproterozois-kikh porod Pechengsko-Varzugskoi struktury Kol'skogo poluostrova [Geochronology of the Early Paleoproterozoic rocks of the Pechenga-Varzuga structure, Kola Peninsula]. Petrologiya [Petrology]. 1996. Vol. 1, no. 4. P. 3-25.

Balashov Yu. A., FedotovZh. A., Skuf'in P. K. Rb-Sr datirovanie nizhnei vulkanicheskoi tolshchi pecheng-skogo kompleksa (Kol'skii poluostrov) [Rb-Sr dating of low-grade metamorphic rocks of the Pechenga complex (Kola Peninsula)]. Geokhimiya [Geochemistry]. 1993. No. 12. P. 1769-1774.

Belevtsev Ya. N., Buryak V. A., Kulish E. A., Be-levtsev R. Ya., Rakovich F. A., Kucher V. N., Fomen-ko V. Yu., Zhukova A. M., Makarov V. N., Turchenko S. I., GoroshnikovB. I., DomarevV. S. Geologicheskie osnovy

metamorfogennogo rudoobrazovaniya [Geological framework of metamorphogenic ore formation]. Kiev: Naukova dumka, 1985. 200 p.

Belevtsev Ya. N., Blokh A. M., Buryak V. A., Turchenko S. I. et al. Metamorfogennoe rudoobra-zovanie v dokembrii. Zakonomernosti razmeshcheniya i poiskovye kriterii metamorfogennykh mestorozhdenii v dokembrii [Metamorphogenic ore formation in the Pre-cambrian. Regularities in the distribution and the search criteria of metamorphogenic deposits in Precambrian]. Kiev: Naukova dumka, 1986. 225 p.

Eliseev N. A., Gorbunov G. I., Eliseev E. N., Masle-nikov V. A., Utkin K. N. Ul'traosnovnye i osnovnye intruzii Pechengi [Basic and ultrabasic intrusions of the Pechenga area]. Leningrad: Nauka, 1961. 360 p.

Gerling E. K., Maslenikov V. A., Turchenko S. I. et al. Novye dannye o geokhronologii sul'fidnogo orudeneniya Pechengi [New data on the geochronology of sulfide mineralization of the Pechenga area]. Razvitie i primenenie metodov yadernoi geokhronologii [Development and application of nuclear geochronology methods]. Leningrad: Nauka, 1976. P. 217-224.

Glagolev A. A., Rusinov V. L., Plyusnina L. P., Tro-neva V. A. Mineral'nye assotsiatsii i metamorfizm bazitov pechengskoi serii (severo-zapad Kol'skogo poluostro-va) [Mineral associations and metamorphic mafic rocks of the Pechenga series (Northwestern Kola Peninsula)]. Izv. AN SSSR, ser. geol. [Proc. USSR Acad. Sci., Geol. Ser. ]. 1987. No. 1. P. 29-45.

Gorbunov G. I. Geologiya i genezis sul'fidnykh med-no-nikelevykh mestorozhdenii Pechengi [Geology and genesis of Cu-Ni sulfide deposits of the Pechenga area]. Moscow: Nedra, 1968. 352 p.

Milanovskii E. E. Riftovye zony kontinentov [Continental rift zones]. Moscow: Nedra, 1976. 215 p.

Mints M. V., Turchenko S. I. Evolyutsionnye ryady paleogeodinamicheskikh obstanovok pri formirovanii rudonosnykh struktur Kol'sko-Karel'skoi oblasti [Evolutionary rows of the paleogeodynamic settings in the formation of ore bearing structures of the Kola-Karelian region]. Metallogeniya ryadov geodinamicheskikh obstanovok rannego dokembriya [Metallogeny of the rows of the Early Precambrian geodynamic settings]. Moscow: VSEGEI, 1999. P. 171-198.

Pushkarev Yu. D., Kravchenko M. P., Kravchen-ko E. V., Obukhova L. A., Ryungenen G. I. Geokhimiya izotopov svintsa i sery v svyazi s problemoi genezisa sul'fidnogo medno-nikelevogo orudeneniya [Pb-S isotope geochemistry in the genesis of Cu-Ni sulfide mineralization]. Novye dannye po mestorozhdeniyam nike-lya Kol'skogo poluostrova [New data on the nickel deposits of the Kola Peninsula]. Apatity: KNTs RAN,1985. P. 72-88.

Savitskii A. V., Gromov Yu. A., Mel'nikov E. V., Sharikov P. I. Uranovoe orudenenie Litsevskogo raiona na Kol'skom poluostrove (Rossiya) [Uranium mineralization of the Litseva region, Kola Peninsula, Russia]. Geologiya rudnykh mestorozhdenii [Geology of ore deposits]. 1995. No. 5. P. 403-416.

Sharov N. V., Vinogradov A. N., Galdin N. E., Gan'shin Yu. V., Gorbatsevich F. F., Zagorodnyi V. G., Zaitsev V. G., Il'chenko V. L., Isanina E. V., Kazan-skii V. I., Kal'nin K. A., KaraevN. A., KozlovN. E., Kuzne-tsovA. V., Lizinskii M. D., LobanovK. V., MedvedevR. V., Platonenkova L. N., Pozhilenko V. I., Polyakova V. A., Rispolozhenskii Yu. A., Roslov Yu. V., Smirnov Yu. P., Smitson S., Smol'kin V. F. Seismologicheskaya model' litosfery Severnoi Evropy: Laplandsko-Pechengskii raion [Seismological model of the Northern Europe lithosphere: Lapland-Pechenga region]. Apatity: KNTs RAN, 1997. 226 p.

Shcheglov A. D., Moskaleva V. N., Markovskii B. A., KolbantsevL. R., Orlova M. P., Smol'kin V. F. Magmatizm

сведения об авторе:

Турченко станислав иванович

заведующий лабораторией, член-корр. РАЕН, д. г.-м. н. Институт геологии и геохронологии докембрия РАН наб. Макарова, 2, Санкт-Петербург, Россия, 199034 эл. почта: turchsi@mail.ru тел.: (812) 3284801

i metallogeniya riftovykh sistem vostochnoi chasti Balti-iskogo shchita [Magmatism and metallogeny of riftoge-nic systems in the Eastern Baltic Shield]. St. Petersburg: Nedra, 1993. 244 p.

Smol'kin V. F., Skuf'in P. K., Mitrofanov F. P., Mok-rousov V. A. Stratigrafiya i vulkanizm ranneproterozoiskoi Pechengskoi struktury (Kol'skii poluostrov) [Stratigraphy and volcanism in the Early Proterozoic Pechenga structure (Kola Peninsula)]. Stratigrafiya. Geologiches-kaya korrelyatsiya [Stratigraphy. Geological correlation]. 1996. No. 1. P. 82-100.

Turchenko S. I. Metallogeniya metamorfogennykh sul'fidnykh mestorozhdenii Baltiiskogo shchita [Metallogeny of metamorphogenic sulfide deposits of the Baltic Shield]. Leningrad: Nauka, 1978. 120 p.

Turchenko S. I. Zakonomernosti razmeshche-niya i poiskovye kriterii metamorfogennykh medno-nikelevykh mestorozhdenii [Regularities in the distribution and the search criteria of Cu-Ni metamorphogenic deposits]. Zakonomernosti razmeshcheniya i poiskovye kriterii metamorfogennykh mestorozhdenii [Regularities in the distribution and the search criteria of meta-morphogenic deposits]. Kiev: Naukova dumka, 1986. P. 124-137.

Zak S. I., Makarov V. N., Kochnev-Pervukhov et al. Geologiya, magmatizm i orudenenie Pechengskogo rud-nogo polya [Geology, magmatism and mineralization of the Pechenga ore belt]. Leningrad: Nedra, 1982. 112 p.

AbzalovM. Z., Both R. A. The Pechenga Ni-Cu deposits, Russia: data on PGE and Au distribution and sulphur isotope composition. Mineralogy and Petrology. 1997. Vol. 61. P. 119-143.

Baynova T. B., Mitrofanov F. P. Duration and timing of ore-bearing paleoproterozoic intrusions of the Kola Province. Abstr. Intern. Conf. "Early Precambrian: Genesis and evolution of continental crust", Moscow, 1999. P. 10-12.

Melezhik V. A., Sturt B. A. General geology and evolutionary history of the Early Proterozoic Polmak-Pasvik-Pechenga-Imandra-Varzuga-Ust Ponoy greenstone belt in the northeastern Baltic Shield. Earth Sciences Reviews. 1994. Vol. 36. P. 205-241.

Melezhik V. A., Hudson-Edvards K. A., Skuf'in P. K., Nilsson L.-P. The Pechenga area, Russia. Part 1: General geology, stratigraphy, lithology, and REE geochemistry and comparasion with Pasvik, Norway. Trans. Inst. Mining Metall., Section B: Applied Earth Sciences. 1994. P. 34-58.

Received March 11, 2015

CONTRIBUTOR:

Turchenko, Stanislav

Institute of Precambrian Geology and Geochronology, Russian Academy of Sciences 2 Makarov emb., 199034 St. Petersburg, Russia e-mail: turchsi@mail.ru tel.: (812) 3284801