Углеродсодержащие породы раннего докембрия Карелии и условия их образования

Важным механизмом рудообразования в докембрийских вулканогенно-осадочных породах является мобилизация рудных компонентов из древнейших вулканогенных, вулканогенно-осадочных комплексов, где содержание рудных элементов находится на уровне кларка. Такое рудообразование связано с развитием интенсивных процессов метаморфизма, ультраметаморфизма и метасоматоза, на что неоднократно указывалось в работах Д.С. Коржинского, Я.Н. Белевцева и ряда других исследователей. Источником рудного вещества могут служить, в частности, углеродсодержащие сланцы, широко развитые в древнейших докембрийских протогеосинклинальных формациях Карелии, которым посвящена данная статья.

В восточной части Балтийского щита широким распространением пользуются верхнеархейские вулканогенно-осадочные образования лопия, включающие железорудные и серноколчеданные месторождения, абсолютный возраст которых древнее 2750 млн. лет. В современном эрозионном срезе они образуют узкие симметричные, чаще асимметричные, синклинальные структуры субмеридионального или северо-западного простирания, которые распадаются на ряд овальных или овальновытянутых в плане структур, ограничивающих куполовидные поднятия гнейсо-гранитов, гранито-гнейсов и мигматитов архейского возраста.

К вукланогенно-осадочным структурам лопия приурочены пояса гипербазитов, что свидетельствует о наличии здесь зон глубинных разломов, которые контролировали развитие лопийского магматизма.

Строение осадочно-вулканогенных образований лопия в различных структурно-формационных зонах Карелии имеет ряд особенностей. Схема корреляции разрезов ряда структурных зон и положение в них горизонтов углеродсодержащих сланцев показаны на рис. 1. Из схемы видно, что углеродсодержащие сланцы постоянно присутствуют в районах развития лопийских образований, являясь необходимым членом вулканогенных, вулканогенно-осадочных и осадочных ассоциаций. В разрезе они находятся на различных стратиграфических уровнях и образуют горизонты мощностью от первых метров до десятков метров.

Начальный период протогеосинклинального этапа развития восточной части Балтийского щита характеризовался интенсивной вулканической деятельностью, за которой в конце протогеосинклинального этапа последовало накопление мощных осадочных и вулканогенно-осадочных толщ. В результате возникла группа геологических формаций, в составе которых в разном объеме присутствуют углеродсодержащие сланцы: нижняя терригенная аркозовая (гнейсовая); последовательно дифферен цированная андезит-дацитовая; базальтовая (спилит-диабазовая); липарит-дацитовая (лептитовая) железисто-кремнистая; верхняя терригенная (флишевая) железисто-кремнистая.

Нижняя терригенная аркозовая формация, реликты которой сохранились в различных локальных структурах Западно-Карельской структурно-формационной зоны, представлена высокометаморфизованными, мигматизированными и гранитизированными биотитовыми, двуслюдяными, мусковитовыми гнейсами с высокоглиноземистыми минералами и реже горизонтами биотит-амфиболовых гнейсов и полевошпатовых кварцитов с очень редкими и маломощными (до 1—1,5 м) прослоями магнетитовых кварцитов. Мощность толщи составляет первые метры — тысячи метров. Углеродсодержащие сланцы в составе нижней терригенной аркозовой (гнейсовой) формации не встречены.

В Центрально-Карельской структурно-формационной зоне (с которой связаны серноколчеданные месторождения) в нижней части разреза лопия развиты вулканогенные и вулканогенно-осадочные породы, состав которых меняется от андезито-базальтов до дацитов. Мощность этой части разреза составляет 2500—2700 м. Эти существенно пирокластические (КЭ = 50—70%) породы отнесены к последовательно-дифференцированной андезит-дацитовой формации. Значительный объем занимают вулканогенно-осадочные образования, представленные туффитами андезито-дацитовою и дацитового состава, туфопесчаниками, кремнистыми туффитами, хемогенными кварцитами, с которыми постоянно ассоциируют, нередко ритмично переслаиваясь, углеродсодержащие сланцы. Они развиты по периферии вулканических построек и тяготеют к верхней части разреза. Углеродсодержащие сланцы присутствуют в виде пластов и пачек мощностью от первых метров до 20—30 м или образуют графито-кремнистые конкреции в туфопесчаниках с размерами в диаметре от 1—2 до 40 см.

В составе базальтовой (спилит-диабазовой) формации значительное место занимают метаморфизованные основные вулканиты, слагающие мощные, 600—2500-метровые толщи. Они перекрывают нижнюю терригенную аркозовую (гнейсовую) формацию (Западно-Карельская структурно-формационная зона), гранитное и гранитно-гнейсовое основание купольных структур или располагаются на породах последовательно-дифференцированной андезит-дацитовой формации (Хаутаваарская зона).

Для основных вулканитов лопия характерен резко выраженный эффузивный состав. Среди них по текстурным особенностям и минеральному составу выделяются полевошпат-роговообманковые и эпидот-полевошпат-роговообманковые сланцы с текстурой «шаровых» лав, лавобрекчий и вулканических брекчий, а также полевошпатовые массивные амфиболиты и диабазовые порфириты с подчиненным количеством вулканогенно-осадочных пород. Среди потоков основных вулканитов встречаются маломощные и быстро выклинивающиеся прослои и линзы магнетит-гранат-роговообманковых, кварц-гранат-биотитовых и углеродсодержащих сланцев и кварцитов, кремнистых туффитов, колчеданных руд мощностью от 1—1,5 до 10 м. В общем разрезе формации объем углеродсодержащих сланцев не превышает 0,3—0,5% (см. рис. 1).

Образования липарит-дацитовой (лептитовой), существенно пиро-кластической железисто-кремнистой формации слагают толщи вулкано-генно-осадочных пород, достигающих мощности 600 м. Основная роль принадлежит порфировидным лептитам и лептитовым гнейсам, слюдистым (существенно мусковитовым) кварц-полевошпатовым сланцам со слоистой текстурой и текстурой брекчий, представляющим собой метаморфизованные кристаллокластические туфы, лавы, слоистые пепловые туфы и туффиты с примесью глинистого, кремнистого и карбонатного материала, а также агломератовые и ляпиллиевые туфы липаритдацитового состава.

С кислыми вулканогенно-осадочными толщами лептитовой формации ассоциируют железисто-кремнистые породы, представленные неслоистыми биотито-кварц-магнетитовыми сланцами и слабожелезистыми кварцитами, мощность которых составляет от 5 до 70 м.

Углеродсодержащие сланцы чередуются с тонкослоистыми туфами и туффитами, а также с железисто-кремнистыми породами, образуя прослои мощностью до 2—10 м. Объем углеродсодержащих сланцев в общем разрезе липарит-дацитовой формации составляет 1—5%.

Верхняя часть разреза лопия Карелии представлена толщей переслаивания вулкано-терригенных и осадочных пород, залегающих на породах вулканогенных и вулканогенно-осадочных формаций с перерывом, который устанавливается по присутствию полимиктовых базальных конгломератов.

Состав вулканогенно-осадочных и осадочных толщ неодинаков в различных структурно-формационных зонах.

В Центрально-Карельской структурно-формационной зоне среди вулканогенно-осадочных пород выделяются кварцевые туфопесчаники, кремнистые туффиты, хемогенные кварциты, псаммитовые и алевритовые песчаники аркозового и грауваккового состава и в меньшей степени карбонатные породы, а также гранат-биотит-амфиболовые сланцы с магнетитом, углеродсодержащие сланцы и колчеданные руды. Осадкообразование в этой зоне сопровождалось кислым вулканизмом, среди продуктов которого преобладают агломератовые, ляпиллиевые туфы андезит-дацит-липаритового состава.

В Западно-Карельской структурно-формационной зоне верхняя часть разреза лопия сложена породами верхней терригенной флишевой железисто-кремнистой формации, представленной ассоциацией железистых кварцитов с метаморфизованными терригенными песчано-глинистыми осадками — ритмичнослоистыми кварцево-биотитовыми и биотитокварцевыми сланцами флишевого типа с высокоглиноземистыми минералами, углеродсодержащими сланцами и кварцитами. С этой ассоциацией связаны крупнейшие железорудные месторождения Карелии — Костомукшское и Межозерское. Мощность толщ железистых кварцитов здесь достигает сотен метров, а протяженность — десятков километров.

Углеродсодержащие сланцы, мощность которых варьирует от 3—5 до 30 м, переслаиваются с полимиктовыми конгломератами, железистыми кварцитами, слагая средние элементы в асимметричных циклотемах: кварцево-биотитовые сланцы —> углеродсодержагцие сланцы —> железистые кварциты. Объем углеродсодержащих пород в разрезе верхней терригенной флишевой железисто-кремнистой формации составляет 5—7%.

В целом устанавливается общая тенденция увеличения объема углеродсодержащих пород в разрезе тех формаций лопия, которые сложены преимущественно вулканогенно-осадочными или осадочными отложениями.

Вещественный состав углеродсодержащих сланцев неодинаков, что обусловлено различным участием терригенного и хемогенного материала, а также разным составом вулканогенных продуктов, с которыми они ассоциируют. Углеродистым веществом обогащены глинистые, песчаноглинистые, пелитовые, псаммитовые осадки и реже гравелиты, туффиты дацитов и липаритов, хемогенные кварциты, вулкано-терригенные алевролитовые и пелитовые отложения.

По минеральному составу среди углеродсодержащих пород различаются: слюдистые кварцево-биотитовые, гранато-кварцево-биотитовые, полевошпатово-биотитово-кварцевые (углеродсодержащие сланцы), серицитовые (углеродсодержащие сланцы), серицитово-хлоритовые и хлоритовые углеродсодержащие сланцы; углеродсодержащие сланцы с псевдоморфозами по высокоглиноземистым минералам, а также углеродсодержащие кварциты с характерной сульфидной минерализацией. В ассоциации с вулканитами базальтового состава иногда присутствуют графит-амфиболовые сланцы.

Углеродсодержащие породы представляют собой тонкозернистые филлитоподобного облика сланцеватые породы, обычно со слоистой текстурой, обусловленной чередованием прослоев (0,2—2 см, реже 3—10 см), с различным содержанием слюдистых минералов и углеродистого вещества, а также редких кварцевых слойков (0,1—0,5 см). В случаях, когда количество последних возрастает, углеродсодержащие сланцы приобретают облик углеродсодержащих кварцитов.

Тонкодисперсное пылеватое углеродистое вещество обычно равномерно распределено по всей породе или концентрируется в более слюдистых прослоях, реже скапливается в виде пятен неправильных очертаний с размерами 0,1—0,15 мм в поперечнике. Согласно данным термографического анализа, в углеродсодержащих сланцах и кварцитах из различных формаций углеродистое вещество представлено скрытокристаллическим графитом, неполнокристаллическим графитом, шунгитом и графититом, содержание которых изменяется от 1—1,5 до 4% (таблица).

Породы лопия, в том числе и углеродсодержащие сланцы, неоднократно подвергались метаморфизму. Он проявлялся неравномерно по территории. В условиях зеленосланцевой фации для этих сланцев характерны кварц-альбит-хлоритовая (с пиритом) и кварц-хлорит-серицит-карбонатная минеральные ассоциации. Углеродистое вещество присутствует в форме графитита и шунгита. Эпидот-амфиболитовая фация представлена ассоциацией кварц-плагиоклаз (№ 10—20)-серицит-биотит-пирротина. Графитит переходит в другую структурную модифакцию — неполнокристаллический графит.

Для амфиболитовой фации метаморфизма характерна ассоциация кварц-плагиоклаз (№ 15—25)-биотит-пирротина. Углерод переходит в следующую модификацию — скрытокристаллический графит.

Геохимическая характеристика углеродсодержащих сланцев, основанная на химическом и спектральном, количественном и полуколичественном анализах, показала, что особенностью химического состава углеродсодержащих пород является относительно высокое содержание глинозема [(Al2O3)/(SiO2) = 0,14—0,37] и преобладание калия над натрием. В этих сланцах отмечается значительно больший набор элементов-примесей по сравнению с вулканогенными, вулканогенно-осадочными и осадочными породами, с которыми они ассоциируют. В кларковых концентрациях присутствует большая группа элементов-примесей: Cu, Ni, Co, V, Pb, Zn, Mn, Р, В, Ga, Ti, Zr, Au, Ag, Th, Sr, Rb. Ho лишь часть из элементов-примесей значительно превышает кларковые содержания, причем их концентрации определяются формационной принадлежностью. Так, концентрация Cr в вулканогенных и вулканогенно-осадочных формациях превышает кларковые в 10 раз, тогда как в терригенной формации находится на уровне кларка. Наблюдаются повышенные концентрации Zn в породах базальтовой (спилит-диабазовой) формации. А содержания таких элементов, как Cs и Ba, в углеродсодержащих сланцах и кварцитах вулканогенных, вулканогенно-осадочных и осадочных формаций превышают кларковые в десятки и сотни раз.

В целом содержания большинства элементов-примесей в углеродосодержащих сланцах на всех участках различных структурно-формационных зон достаточно близки. Их повышенные содержания установлены в углеродсодержащих сланцах и кварцитах колчеданных месторождений, что объясняется, по-видимому, более высоким содержанием в них сульфидов.

Для Центрально-Карельской структурно-формационной зоны характерна постоянная ассоциация углеродсодержащих сланцев с колчеданными рудами. В подавляющем большинстве это серноколчеданные месторождения существенно пирротин-пиритового состава с незначительной примесью сфалерита, халькопирита. Исключением является Ялонварское месторождение, где содержание меди достигает промышленных значений (до 3,5%), и Вожминское (Каменноозерская зона), в котором в значительных концентрациях присутствуют цинк и медь. Характерная особенность этих месторождений — сходство в геологической позиции. Согласные пластообразные залежи всегда находятся в вулканогенно-осадочных образованиях, являясь их составной частью. Обычно наиболее мощные рудные тела приурочены к контакту вулканогенных пород кислого состава и углеродсодержащих сланцев. Вмещающими руду породами являются кремнистые туффиты и хемогенные кварциты.

Углеродсодержащие сланцы перекрывают массивные серноколчеданные залежи. Вместе с тем в них также нередко встречаются слои конкреционных пиритовых руд различной мощности (до 5—7 см), В районах колчеданных месторождений графитистые сланцы постоянно несут прожилково-вкрапленное оруденение, представленное пирротином, в меньшей степени пиритом, сфалеритом, халькопиритом.

В Хаутаваарской зоне среди диабазов находятся горизонты вулканогенно-осадочных пород с незначительными залежами пирротиновых руд или вкрапленным оруденением. Рудными минералами являются пирротин, халькопирит, сфалерит. В единичных пробах содержание Cu и Zn достигает промышленных значений. В подстилающих диабазы графитистых и графито-кремнистых сланцах установлена зона вкрапленного сульфидного оруденения, представленная пирротином, пиритом, халькопиритом, сфелеритом; редко встречается молибденит. Содержание в них Cu — 0,4—0,6%, Zn—1,06%.

Рассматриваемые серноколчеданные месторождения и рудопроявления были сформированы в два этапа: 1) первичное осаждение массивных пиритовых руд; 2) метаморфическая регенерация пиритовых залежей с. перекристаллизацией пиритовых руд и образованием пирротиновой минерализации. Количество пирротина в колчеданных месторождениях определяется степенью метаморфизма. Наибольшее его содержание установлено в рудах, метаморфизованных в условиях эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций регионального метаморфизма. В месторождениях, метаморфизованных в зеленосланцевой фации, содержание пирротина незначительное.

В условиях растворения пиритовых руд метаморфическими растворами и образования пирротина часть серы выносилась, и около рудных тел возникла зона вкрапленных й прожилково-вкрапленных руд с пирротином, сфалеритом, халькопиритом, галенитом. При этом некоторые рудогенные элементы (Cu, Zn, Pb и др.) поступали из вмещающих пород, по-видимому главным образом из графитистых сланцев, в зону рудоотложения. В пирротиновых рудах по сравнению с пиритовыми увеличиваются содержания: цинка — в 10 раз, меди — в 5—8, свинца — в 3—5, никеля — в 30 раз.

В целях реконструкции обстановок накопления углеродсодержащих осадков лопия Карелин нами проанализированы отношения окислов ряда элементов, которые рекомендуются в качестве элементов-индикаторов геохимических условий седиментации.

Кремнистый модуль [(Al2O3)/(SiO2)], с помощью которого оценивается степень зрелости материала осадков, меняется в пределах 0,14—0,37, что свидетельствует о значительной зрелости осадков и позволяет большую часть углеродсодержащих сланцев сопоставлять с глинами, хотя часть этих сланцев можно отности к алевролитам и песчаникам. Величины отношений (Al203)/(Na2O) и (K2O)/N(Na2O), которые используются для определения не только степени зрелости осадков, но и интенсивности выветривания, меняются в пределах 5— 15 и 0,2—7; это говорит о преимущественно механическом разрушении и низкой степени химического выветривания материнских пород.

Показатель, используемый для установления климатических условий в области седиментации, — отношение (Al2O3)/(TiO2) меняется от 18 до 29, что должно указывать на гумидный или переходный от аридного к гумидному климат.

На диаграммах AK и AKM углеродсодержащие сланцы попадают в поле монтмориллонитовых и гидрослюдистых глин (рис. 2).

Таким образом, углеродсодержащие породы представляют собой осадочные образования глинистого и песчано-глинистого состава, отлагавшиеся в субаквальных условиях с резко восстановительной средой. Источником для них служили терригенные породы, поступавшие с континента, где в основном происходило механическое и в значительно меньшей степени химическое выветривание. Наибольшим развитием углеродистые сланцы пользуются в терригенной флишевой железистокремнистой формации, где они составляют 10% объема формации.

Значительное содержание углеродсодержащих сланцев характерно для разрезов вулканогенно-осадочных формаций — дифференцированной андезит-дацитовой и липарит-дацитовой железисто-кремнистой. Можно думать, что обогащенные органическим веществом осадки накапливались у подножий островных вулканов вместе с вулканическими пеплами и туфами или на некотором удалении от них, где смешивались с вулканогенным и терригенным материалом.

С зонами базальтового вулканизма, отличающегося существенно лавовым характером, связаны незначительные по мощности горизонты и линзы углеродсодержащих сланцев, составляющие 0,3—0,5% объема формации.

Тот факт, что углеродсодержащие сланцы встречаются на различных стратиграфических уровнях (причем наибольшее количество углеродсодержащих горизонтов находится в разрезе терригенной и в меньшей степени в разрезах вулканогенно-осадочных и вулканогенных формаций вне зависимости от типа вулканизма), может свидетельствовать о том. что источник углерода не связан с вулканизмом, а является биогенным.