Изотопная геохимия и геохронология золоторудной минерализации в архейских и палеопротерозойских комплексах Карелии

Ларионова, Юлия Олеговна

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Изотопная геохимия и геохронология золоторудной минерализации в архейских и палеопротерозойских комплексах Карелии
ВАК РФ 25.00.09, Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат диссертации по теме "Изотопная геохимия и геохронология золоторудной минерализации в архейских и палеопротерозойских комплексах Карелии"

На правах рукописи

ЛАРИОНОВА Юлия Олеговна

Изотопная геохимия и геохронология золоторудной минерализации в архейских и палеопротерозойских комплексах Карелии

Специальность 25.00.09 - геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

0034630"77

Москва-2008

003463077

Работа выполнена на кафедре геохимии геологического факультета Московского государственного университета имени М.В. Ломоносова (МГУ) и в Институте геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии (ИГЕМ РАН).

Научные руководители: кандидат геолого-минералогических наук,

доцент Бычков Андрей Юрьевич

кандидат геолого-минералогических наук, с.н.с. Шатагин Константин Николаевич

Официальные оппоненты:

член-корреспондент РАН,

доктор геолого-минералогических наук,

профессор Глебовицкий Виктор Андреевич

кандидат геолого-минералогических наук Докучаев Александр Яковлевич

Ведущая организация:

Институт геохимии и аналитической химии имени В.И. Вернадского (ГЕОХИ РАН, г. Москва)

Защита состоится 13 февраля 2009 года в 16:00 на заседании диссертационного совета Д 501.002.06 при Московском Государственном Университете имени М.В. Ломоносова по адресу: 119991, Москва, Ленинские горы, МГУ, геологический факультет, аудитория 415.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова (зона А, 6 этаж).

Автореферат разослан 19 декабря 2008 г.

Ученый секретарь диссертационного совета,

доктор геолого-минералогических наук И.А. Киселева

Введение

Актуальность темы. Ведущим промышленным типом коренного золота в Мире являются мезотермальные орогенные месторождения раннедокембрийских кратонов. Разные по масштабам, включая крупные и уникальные, месторождения этого типа детально изучены и эксплуатируются во многих архейских граниг-зеленокаменных областях (ГЗО) (Groves et al., 2003). Исключением является Карельская ГЗО (Балтийский щит), на территории которой на сегодня известны лишь несколько небольших месторождений и рудопроявлений золота. В чем же специфика Карельской области, делающая её исключением среди других архейских ГЗО с крупномасштабным золотым оруденением? Главным отличием Карельской ГЗО от других архейских структур этого типа является ее интенсивная структурно-метаморфическая переработка в ходе свекофенской орогении 1.95-1.80 млрд. лет (Кожевников и др., 1998). Логично предположить, что эта переработка могла сопровождаться своим этапом рудогенеза, по крайней мере в отношении мезотермального золоторудного процесса, который протекает при невысоких Р-Т параметрах и обеспечивается преимущественно флюидами метаморфогенного генезиса (Groves et al., 2003). Оценка масштабов проявления свекофенского золоторудного процесса в Карельской ГЗО и его влияния на предшествовавшую архейскую золотую минерализацию представляется первоочередной задачей, поскольку возраст оруденения - главный критерий при выборе тектонических структур, перспективных для поисков мезотермальных месторождений. Решению этой задачи на сегодня уделено недостойно мало внимания. Для российской части Карельской области единственным критерием возрастной оценки служат структурные данные, на основании которых мезотермальная золоторудная минерализация может быть отнесена как к архею (Кожевников и др., 1998), так и к палеопротерозою (Кулешевич, 1992). Геохронологические исследования мезотермального золотого оруденения, локализованного в архейских вулканогенно-осадочных толщах зеленокаменного пояса Иломантси (Финляндия) свидетельствуют в пользу полицикличности золоторудного процесса (Vaasjoki et al., 1993, O'Brien et al., 1993) и фиксируют палеопротерозойские возрасты гидротермальных образований. На сегодня очевидно, что для решения этой дискуссионной и крайне актуальной в научном и практическом плане проблемы необходимо проведение геолого-структурных, петрографических, геохимических и минералогических работ в сочетании с детальными изотопно-геохронологическими исследованиями. Только такое комплексное изучение, выполненное для наиболее дискуссионных в научном и представительных в практическом плане золоторудных проявлений Карельского блока, позволит решить фундаментальные вопросы возрастной позиции и генетической принадлежности золоторудной минерализации. Это приблизит к пониманию основной прикладной проблемы -является ли отсутствие крупных золоторудных объектов в Карелии обоснованным фактом, или это всего лишь результат недостаточной изученности региона.

Цель работы: определение генетической принадлежности и возрастной позиции золоторудной минерализации в архейских комплексах Карельского блока и в палеопротерозойских комплексах Свекофенского блока.

месторождение Фаддейн-Келья (южная Карелия) и участок Хатуной Ялонваарского месторождения (юго-западная Карелия). В Свекофенком блоке было изучено рудопроявление Пякюля, локализованное в гранитоидах Суйстамского комплекса, С-3 Приладожье.

Задачи исследований. Для каждого из объектов необходимо было провести геолого-структурное, петрографическое, геохимическое и изотопно-геохронологическое изучение рудовмещающих гранитоидов, околорудных метасоматитов и золоторудных зон. Основное внимание было уделено изотопным исследованиям, которые дают принципиально новую информацию о дискуссионных вопросах времени формирования золотого оруденения и его взаимосвязи с рудовмещающими гранитоидами, обсуждавшиеся ранее только на основании геологических и петрогеохимических данных.

Фактический материал и методы исследования. В основу диссертации легли материалы, собранные автором при полевых работах 2002-2006 гг. При полевых работах было проведено геолого-структурное изучение и опробование рудовмещающих супракрустальных толщ и гранитоидов, околорудных метасоматитов и золоторудных зон на шести объектах в архейской и протерозойской частях Карельского кратона. Для всего объема собранного каменного материала были проведены: петрографическое изучение пород (около 600 шлифов); микрозондовое изучение породообразующих и рудных минералов (около 1000 анализов); петрохимические исследования пород (около 400 образцов); геохимическое изучение пород с привлечением метода ICP-MS на 45 элементов (около 200 образцов) и метода нейтронной активации с определением концентраций редких и рудных элементов (около 400 образцов); Rb-Sr изотопные исследования по образцам пород в целом и минералам (более 100 образцов). Все изотопные исследования были выполнены автором работы.

Научная новизна диссертационной работы связана с принципиально новым для Карелии исследовательским подходом, в котором сочетание методов магматической, метаморфической петрологии, геохронологии и изотопной геохимии позволило рассмотреть образование золоторудных объектов в тесной взаимосвязи как с процессами тектоно-магматической истории формирования локальных рудовмещающих структур, так и в региональном масштабе. Для Карельского блока главным новым научным результатом работы является обоснование возрастного и генетического единства золоторудных проявлений, локализованных в архейских гранит-зеленокаменных поясах разных частей блока. Образование этих рудопроявлений связывается с гидротермально-метасоматическими процессами в зонах сдвиговых хрупко-пластичных дислокаций при близких Р-Т условиях вне связи с гранитоидным магматизмом, вероятно, при участии метаморфогенного флюида, и происходило практически синхронно на всей территории Карельского блока в конце палеопротерозоя около 1.7 млрд. лет назад на заключительной стадии свекофенского орогенеза. Для Свекофенского блока новым и важным результатом исследований является доказательство тесной возрастной и генетической связи гидротермальной золотой минерализации с рудовмещающими пост-коллизионными палеопротерозойскими гранитоидными интрузиями.

Практическая значимость работы определяется тем фактом, что полученные в ней новые данные о генетической принадлежности и возрастной

позиции золоторудной минерализации изменяют стратегию поисковых работ по золоту в регионе.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, пяти глав, заключения, списка литературы (137 наименований) и приложения. Объем работы - 180 страниц, 86 рисунков, 28 таблиц и 37 страниц приложения.

Апробация работы. По теме диссертации всего опубликовано 19 печатных работ, включая 4 статьи в рецензируемых журналах и 15 тезисов докладов. Результаты исследований докладывались на российских и международных совещаниях: X Петрографическое совещание, Апатиты, 2005; I Российская конференция по проблемам геологии и геодинамики докембрия: «Геология и геодинамика архея», Санкт-Петербург, 2005; 27th Nordic Geological Winter meeting, Oulu, Finland, 2006; III Российской конференции по изотопной геохронологии, Москва, 2006; XVII молодежная научной конференции «Геология, полезные ископаемые и геоэкология северо-запада России» Петрозаводск, 2006; MINEX FORUM Северо-Запад 2007, Петрозаводск.

Защищаемые положения:

1. Золотые рудопроявления и месторождения, локализованные в архейских гранит-зеленокаменных поясах Карельского блока, являются генетически однотипными, принадлежат к орогенному мезотермальному типу и связаны с гидротермально-метасоматическими процессами в зонах сдвиговых хрупко-пластичных дислокаций.

2. Формирование золотого оруденения в изученных рудопроявлениях и месторождениях происходило практически синхронно на всей территории Карельского блока около 1.7 млрд. лет назад и было более чем на 1 млрд. лет оторвано от времени формирования архейских рудовмещающих вулканогенно-осадочных толщ зеленокаменных поясов и позднетектонических гранитоидных итрузивов.

3. В пределах Свекофенской провинции гидротермальная золотая минерализация является постмагматической и имеет четкую возрастную и генетическую связь с рудовмещающими орогенными гранитоидными массивами палеопротерозойского возраста (1870 млн. лет).

Благодарности. Работа в разное время выполнялась в МГУ им. М.В. Ломоносова, ГЕОХИ РАН, ИМГРЭ МПР и ИГЕМ РАН. Автор выражает безграничную признательность своим научным руководителям А.Ю. Бычкову и К.Н. Шатагину за их поддержку, неоценимую помощь и терпение. Особую признательность автор выражает своим первым наставникам и учителям в освоении изотопных методов исследования А.Ю. Петровой и В.И. Богатову. Самая разносторонняя помощь на всех этапах работы была оказана A.B. Самсоновым, без деятельного участия которого данная работа была бы невозможна. Большая помощь в консультации по методическим вопросам была оказана Д.З. Журавлевым. Большой вклад в работу внесли советы и деятельное участие A.A. Носовой. Проведение изотопных работ было бы невозможно без активного содействия руководителей двух лабораторий И.В. Чернышева и O.A. Богатикова. При полевых работах большую помощь оказали A.M. Ручьев, О.Б. Лавров и В.Ю. Алексеев. За бессонные ночи и помощь в освоении методики работы на Sector 54 автор благодарит Ю.В. Гольцмана. Помощь В.Е. Павличенко в отборке мономинеральных фракций помогла увеличить объем изотопных исследований. Микрозондовые исследования рудных минералов были проведены С.Е.

Борисовским. Исследования участка Педролампи проводились в тесном сотрудничестве с Сизовой Е.В. Отдельную благодарность за теплую моральную поддержку автор выражает М.М. Аракелянц. Многие аспекты работы неоднократно обсуждались с Е.О. Дубининой и А.С. Авдеенко. Автор также выражает глубокую признательность Ю.А. Костицыну, под руководством которого были получены первые геохронологические результаты данной работы, положившие начало всем последующим исследованиям.

Глава I. Опыт изучения мезотермальных орогенных месторождений золота

Ведущим промышленным типом коренного золота в Мире, вторым по продуктивности после Витватерсранда, являются орогенные мезотермальные месторождения. Под термином «месторождения орогенного мезотермального типа», предложенного Д.И Гроувсом с соавторами (Groves et al., 1998), понимается широкая группа месторождений и рудопроявлений золота, основные черты которых сведены в таблице 1. Наличие в этом типе крупных и уникальных месторождений, которые разрабатывались ранее и эксплуатируются сейчас, вызывает к нему не только практический, но и пристальный научный интерес. За последние годы накоплено большое количество данных об условиях и времени формирования золоторудных тел, особенностях их рудоконтролирующих структур и рудно-вещесгвенном составе месторождений, однако единой признанной модели формирования золоторудной минерализации пока нет. Для месторождений мезотермального орогенного типа предлагалось множество гипотез образования: магматогенно-гидротермальная, метаморфогенно-гидротермальная, осадочно-гидротермальная, метеорная (Kerrich et al., 2000; Groves et al., 1998, 2003). В последнее время наиболее широкое развитие получила гипотеза о метаморфогенном генезисе золоторудной минерализации, согласно которой в процессе метаморфизма из пород амфиболитовой фации золото выносится флюидами по тектоническим сдвиговым зонам и отлагается среди вышезалегающих пород зеленосланцевой фации.

1.1. Золоторудная минерализация орогенного мезотермального типа в докембрийских комплексах Карелии: основные характеристики, проблемы изученности, генетические модели

Формирование орогенных мезотермальных месторождений происходило на всем протяжений геологической эволюции Земли, однако максимальная распространенность золоторудной минерализации этого типа приходится на раннедокембрийские гранит-зеленокаменные провинции Мира. Так, в пределах раннедокембрийских кратонов Канады и Австралии локализованы не только крупные, но и уникальные месторождения этого типа: Голден Майл, Калгурли, Поркьюпайн, Доум, Кампбелл-Рэд Лэйк, Валь'д Ор и т.д.

Карельский блок - типичная гранит-зеленокаменная область (ГЗО), вещественно-структурные комплексы и историю развития которой традиционно сравнивают с канадской провинцией Сьюпириор и ее субпровинциями Абитиби, Учи-Сачиго. Однако, если оценить промышленное значение и рудный потенциал провинции Сьюпириор и Карельской ГЗО, то на сегодня сравнение окажется не в пользу последней. На Балтийском щите в последние годы были открыты и введены в эксплуатацию всего два крупных объекта орогенного мезотермального типа на территории Финляндии: месторождения Пампало (Карельский AR блок) и

Время формирования От архея до фанерозоя

Рудовмещающие породы Метаморфизованные (от зеленосланцевой до гранулитовой фации) вулкано-плутонические комплексы, осадочные породы

Рудоконтролирующие структуры Региональные тектонические нарушения, сдвиговые зоны

Иные названия данного типа месторождений в мировой литературе Mesodermal gold, metamorphlc gold, gold-only, lode gold, shear-zone hosted, structurally-controlled deposits, greenstone-hosted, turbldite-hosted deposits

Морфология и тип рудных тел Жильные тела разнообразной морфологии, жильные зоны, пластообразные тела и залежи

Гидротермальные изменения околорудных пород Карбонатизация, сульфидизация, серицитизация, щелочной метасоматоз

Жильные минералы и минералы зоны околорудных метасоматитов Кварц, кальцит, доломит, анкерит, полевые шпаты, актинолит, серицит, фуксит, турмалины, хлорит, эпидот; амфибол, диопсид, гранат-для амфиболовой и гранулитовой стадии метаморфизма

Пробность Аи 750-990

Аи:Ад 10:1, 5:1, редко 1:1

Типичные рудные минералы- спутники Пирит, пирротин, магнетит, халькопирит, галенит, сфалерит, молибденит, арсенопирит, шеелит

Т-Р условия рудного процесса В среднем 350-250°С при давлении 1-3 кбар; для наиболее малоглубинных месторождений -150°С и 0.5 кбар; для наиболее глубинных - более чем 5 кбар и 700°С.

Формы переноса золота Бигидросульфидный комплекс Au(HS)"2 и моногидросульфидный комплекс Au(HS)

Примеры месторождений Колар (Индия), Голден Майл, Калгурли (Австралия), Поркьюпайн, Доум, Кампбелл-Рэд Лэйк, Валь'д Ор, Сигма (Канада), Мурунтау (Узбекистан), Березовское, Сухой лог, Олимпиада (Россия) и др.

Использованные при составлении таблицы источники Groves et al„ 1998, Kerrich et al„ 2000, McCuaig T.C. and Kerrich R„ 1998, Nesbitt, 1991, Goldfarbetal., 1991,1998; Barley etal., 1989; Hodgson and Hamilton, 1989; Kerrich and Wyman, 1990, Bennett and Barker, 1992, Mikuckl, 1998; Benning and Seward, 1996; Sillitoe and Thompson, 1998

Суурикуосикко (Свекофенский РЯ блок). Тем не менее, минерализация орогенного типа довольно широко представлена в южной части Балтийского щита и выявить ее общие черты можно, основываясь на данных финских исследователей ГЬйрУ/уто^.азГ.й/ехрЬгЛ. Минерализация этого типа и в Карельском, и в Свекофенском блоках имеет близкую геолого-структурную позицию. Она приурочена к тектоническим зонам, секущим вулканогенно-осадочные толщи, и часто пространственно ассоциирует с небольшими поздне- и постгектоническими интрузиями гранитоидов и дайками среднего и кислого состава. Возрастная позиция и генезис мезотермального золотого оруденения и его генетическая взаимосвязь с гранитоидами являются предметом дискуссий и для Карельской, и для Свекофенской областей.

Все наиболее значимые рудопроявления и мелкие месторождения Карелии рассматриваются в рамках трех генетических типов, включая: 1-стратиформные или массивные сульфидные (колчеданные) залежи в ассоциации со средним -кислым вулканизмом, 2-рассеянная сульфидная минерализация в вулканогенно-осадочных и терригенно-осадочных толщах и 3-синплутоническая минерализация порфирового или скарнового типов, связанная с заключительными стадиями

эволюции позднетектонических гранитоидов (Минерально-сырьевая база..., 2005). Лишь в последние годы, на основании новых фактических данных и результатов изотопно-геохронологических исследований на территории Карелии началось выделение месторождений орогенного мезотермального типа. Так, в работах В.И. Иващенко (Иващенко, 2006; Иващенко, Сундблад, 2007; и др.) такие известные рудопроявления и месторождения архейского Карельского блока, как Майское, Рыбозеро, Педролампи, Хатуной, Пякюля были отнесены к орогенному мезотермальному типу. В других работах (Волков и др., 2007) золоторудная минерализация перечисленных месторождений продолжает рассматриваться как синплутоническая. Следует подчеркнуть, что обозначенная проблема выделения из типа «орогенных» месторозвдений, генезис которых связан со становлением гранитоидных тел (intrusion-related), существует не только для Карелии - она широко обсуждается и в мировой литературе (Kerrich et al., 2000; Groves et al., 2003; 2005). Решение проблем генезиса руды в большинстве случаев неразрывно связано с точным определением возраста рудного процесса. Для Карельской ГЗО в последние годы получено большое количество изотопно-геохронологических данных о времени формирования основных комплексов пород, слагающих область, а также данных по текгоно-термальной эволюции Карельского кратона. Однако, прямые геохронологические исследования золоторудных объектов в архейских зеленокаменных поясах Карельского кратона на сегодня немногочисленны. Детальные исследования возрастной позиции мезотермального золотого оруденения были до сих пор проведены только на финской территории и было показано, что наряду с архейскими возрастами, фиксируются и палеопроерозойские возрасты гидротермальных образований. Изотопные возрасты около 1.7 млрд. лет, полученные Pb-Pb методом по самородному золоту и галениту (Vaasjoki et al., 1993) и К-Ar и Rb-Sr методами по слюдам (O'Brien et al., 1993), интерпретируются как результат свекофенской ремобилизации архейского оруденения.

Для российской части Карельского кратона главным критерием возрастной оценки золоторудной минерализации на сегодня остаются структурные данные, на основании которых мезотермальная минерализация разных зеленокаменных поясов относится одними исследователями к архею (Кожевников и др., 1998), другими - к палеопротерозою (Кулешевич, 1992; Кулешевич, Слюсарев, 1997).

В основу диссертации были положены Rb-Sr изотопно-геохронологические данные, полученные при определении возраста синрудных метасоматитов в архейских и палеопротерозойских комплексах Карелии. Использование метода Rb-Sr изотопного датирования для определения времени рудных гидротермально-метасоматических процессов на мезотермальных месторождениях не является принципиально новым. Так, возможность успешного решения этих вопросов с помощью данного метода была продемонстрирована в работах Ю.А. Костицына для месторождения-гиганта Мурунтау (Костицын, 1993; 1996); Г.В. Моралева для месторождения Школьное (Moralev, Shatagin, 1999), А.В. Чугаева для месторождения Сухой Лог (Чугаев, 2007). Однако для месторождений и рудопроявлений Карелии возможность такого подхода ранее не рассматривалась, в связи с представлениями о недостаточной устойчивости Rb-Sr изотопной системы к наложенным процессам, которые могли неоднократно проявиться в регионе за более чем трехмиллиардную историю его развития.

1.2. ИЬ-Эг изотопный метод датирования гидротермальных месторождений: возможности и ограничения, критерии надежности

ЯЬ-Бг изотопная система метасоматитов и руд любого гидротермального месторождения формируется в результате взаимодействия флюида с вмещающими породами. В этом взаимодействии должно выравниваться различие по величине 873г/863г отношения, существующее в начальный момент времени между флюидом и породой, а также происходить перераспределение ИЬ и Бг. Важной характеристикой процесса является то, что он происходит при сравнительно низких температурах, при которых диффузия Ш> и Бг в кристаллической решетке идет чрезвычайно медленно и новое изотопно-геохимическое равновесие может достигаться только в результате химических реакций между флюидом и породой. С минералогической точки зрения процесс взаимодействия между флюидом и породой выражается в образовании нового парагенезиса минералов, замещающего предшествующий (например, магматический или диагенетический) парагенезис. Со структурно-геологической точки зрения этот процесс закономерно локализуется в объеме, в котором проявлены хрупкие и пластичные деформации, формирующие интерфейс взаимодействия жидкой и твердой фазы.

Минералого-петрографический аспект

По отношению к процессам рудоотложения метасоматиты делят на дорудные (пропилиты, скарны), предрудные (березиты, листвениты, гумбеиты, грейзены и проч.) и синрудные (мономинеральные не зональные) (Метасоматизм.., 1998). Поскольку на изученных в рамках диссертационной работы месторождениях и рудопроявлениях Карелии в основном развиты метасоматиты березитовой фации, ограничим круг рассматриваемых метасоматитов именно этим типом.

Как известно, березиты образуются в результате низко-среднетемпературного кислотного метасоматоза по кислым и средним магматическим породам, терригенным породам и продуктам их метаморфизма. Березитизация представляет собой одно из самых распространенных метасоматических преобразований и известна в связи с месторождениями Аи, Ag, и, Мо, полиметаллов. К числу главных минералов, слагающих березиты, относятся кварц, мусковит (серицит, фенгит, иллит, реже - парагонит), карбонаты (в зависимости от исходных вмещающих - доломит-анкерит, кальцит, магнезит-сидерит), хлорит (с широкими вариациями состава), пирит (Метасоматизм..., 1998; Петрография.., 2001). Слагающий березиты минеральный парагенезис включает в себя фазы с различными ЯЬ/Эг отношениями (например, серицит с высоким и карбонат с низким значением ЯЬ/Бг), что делает их весьма привлекательным объектом для датирования с помощью ЯЬ-Бг изохронного метода.

Установив время формирования березитов, мы можем уверенно говорить, что это время соответствует собственно рудному процессу, поскольку обычно полагается, что оруденение сопряжено с березитами, т.е. возникает несколько позднее них, но генетически связано с эволюцией той же гидротермальной системы. В особенности данное утверждение о временной синхронности метасоматоза и рудоотложения будет справедливо при датировании докембрийских объектов - полученные самые малые погрешности возраста ±10-20 млн. лет будут превышать возможный временной разрыв между формированием рудоносных метасоматитов и собственно рудных тел.

Выбор образцов

Вмещающие породы, околорудные метасоматиты и рудные жилы/тела являются основными составляющими частями любого гидротермального месторождения. Очевидно, что для датирования золоторудного процесса нужно брать пробы метасоматитов и рудных жил. Вопрос о подходе к датированию (использовать ли минеральные, мономинеральные изохроны или образцы метасоматитов и рудных жил) в каждом конкретном случае решается индивидуально. Тем не менее, имеется как минимум три возможных варианта постановки работ по изотопному датированию гидротермально-метасоматических рудных объектов.

1. Использование образцов пород в целом метасоматизированных пород, метасоматитов и рудных жил. Если в ходе петро-геохимических исследований объекта была установлена латеральная метасоматическая зональность, которая не пересекает разные, а развита по одному и тому же комплексу пород (например, одним и тем же гранитоидам массива), можно попытаться использовать для датирования образцы пород, отобранные вкрест простирания какой-либо одной рудной зоны. Образцы, отобранные в непосредственной близости от рудного тела, будут отражать максимальное проявление метасоматического процесса на данном объекте, а использование проб собственно золоторудных жил дает нам уверенность, что мы датируем рудный процесс. Получение изохронной зависимости по образцам вкрест рудной зоны предполагает выравнивание изотопного состава в объеме пород, охарактеризованных образцами, которые были отобраны на значительном расстоянии друг от друга. Теоретически, это вполне возможный вариант, но, вероятно, не часто достижимый на практике - для его реализации требуется очень мощное преобразование вмещающих пород, нивелирующее их исходную изотопно-геохимическую гетерогенность, сформировавшуюся к началу процесса.

2. Использование новообразованных в ходе метасоматоза парагенезисов минералов. Как отмечалось ранее, березитовый парагенезис включает минералы с разными КМ>г отношениями. Изучив исходные породы, мы можем уверенно диагностировать новый метасоматический парагенезис минералов. Петрографические исследования в сочетании с локальным изучением химизма позволяют установить, являются ли выбранные минералы «метасоматическими», или же они реликтовые - магматического или метаморфического происхождения. По злой иронии иногда только результаты изотопных исследований позволяют решить этот вопрос вполне однозначно. Так, получение изохроны с хорошими статистическими параметрами по некому набору минералов из одного образца свидетельствует в пользу их парагенетической связи, что в свою очередь означает, что изохронная зависимость отвечает времени того процесса, который сформировал данную ассоциацию минералов. Трудность в данном случае может заключаться лишь в подборе образцов с необходимым набором минеральных фаз.

3. Использование породообразующих минералов магматической ассоциации, но с преобразованным в ходе березигизации химическим составом. Пожалуй, это самый сложный случай, поскольку поведение ЯЬ-Бг изотопной системы в данном случае наименее очевидно: предсказать заранее, до какой стадии преобразования химического состава породообразующих минералов должен дойти метасоматический процесс, чтобы произошло выравнивание изотопного состава стронция между минералами, довольно сложно. Тем не менее, минералого-

петрографический контроль необходим для интерпретации полученных данных, особенно в случае получения хорошей изохронной зависимости - мы должны быть уверены, что новое изотопно-геохимическое равновесие было достигнуто именно в метасоматическом процессе.

При петрографическом изучении вмещающих пород и развитых по ним березитам особое внимание требуется для выделения всех возможных парагенезисов минералов в образце - магматического, метаморфического и метасоматического. В первую очередь, это важно для интерпретации полученных изотопных данных. Так, ошибочное отнесение минералов разного генезиса к одному минеральному парагенезису вряд ли пагубно отразиться на интерпретации результатов - в данном случае набор их точек на изотопной диаграмме вряд ли образует изохронную зависимость с хорошими параметрами. Основная опасность в данном случае - использование мономинеральных изохрон. Плюсы подхода к датированию метасоматических процессов по нескольким фракциям одного минерала вполне очевидны, особенно в случае его использования при датировании синрудных метасоматитов, которые, как известно, мономинеральны по составу и ограничиваются зонами распространения рудного вещества. Более сложным является случай, когда из набора минералов образца выбирается один минерал заведомо метасоматического происхождения. Например, предпринимается попытка выделить из породы с читаемой магматической структурой жил серицита или биотита. По разным фракциям слюды (в березитовом парагенезисе это минералы с наиболее высоким значением отношения ЯЬ/Эг) может быть получена изохрона, однако интерпретация определяемого ею возраста может быть не однозначна, поскольку, как известно, ЯЬ-вг система слюд является наименее устойчивой к более поздним метаморфическим процессам. Использование только слюдяных минералов в качестве объекта датирования рудного процесса может быть реализовано лишь как дополнительный, но не основной источник геохронологической информации, особенно в случае докембрийских объектов.

Подводя итоги, подчеркнем еще раз, что получение качественной изохроны с хорошими статистическими параметрами само по себе является доказательством того, что датирован некий процесс, который привел к выравниванию изотопного состава между изученными образцами (породами и минералами). Так, разная устойчивость Шэ-Бг изотопной системы минералов к наложенным процессам не позволит получить хорошую изохронную зависимость по минералам разного генезиса - магматическим и метаморфическим, магматическим и метасоматическим и т.д. То есть в самой изохронной модели заложен парагенетический контроль датируемых образцов. В случаях, когда изотопное равновесие достигнуто не было, и мы зафиксировали всего лишь движение системы к этому равновесию, любая интерпретации может носить лишь оценочный характер и серьёзные генетические выводы на такого рода результатах не могут быть сделаны. Именно поэтому мы не рассматриваем отдельно вопрос об устойчивости ЯЬ-Бг изотопной системы различных минералов к наложенным процессам по-отдельности, только изохронные зависимости по наборам минералов или проб пород в целом могут служить веским доказательством той или иной гипотезы об истории формирования изучаемого объекта.

Вопросы временных соотношений процессов магматизма, метаморфизма и метасоматоза и влияния этих процессов на ЯЬ-Бг систему рудовмещающих пород, березитов и слагающих их минералов детально рассмотрены в работе.

За получением значения возраста следует интерпретация этого значения. Уже на стадии выбора образцов для датирования мы выбираем именно те пробы, результаты по которым должны соответствовать, на наш взгляд, тому или иному процессу - магматическому, метаморфическому или метасоматическому. Для этого предварительно проводятся детальные петрографические, минералогические и геохимические исследования, на основании которых должно быть надежно обосновано, что изучаемые образцы действительно были сформированы в ходе гидротермально-метасоматических процессов и в последствие не подвергались воздействию иных более поздних процессов.

Критерии надежности датирования

Единственным на сегодняшний день внутренним критерием надежности результатов Юз-вт изотопного метода является получение изохронных зависимостей хорошего качества. В этой области проведено весьма большое количество работ, включающих и формальное статистическое оценивание. Этот критерий подразумевает необходимость получения изохрон, характеризующихся СКВО не превышающим единицы. Однако, данный критерий не является абсолютным и соответствия ему одному полученных изотопных данных еще недостаточно для признания результата Шэ-Бг изотопного датирования надежным.

Вероятно, главным имеющимся внешним критерием надежности датирования в случае ЯЬ-Эг метода является адекватное воспроизведение значений полученных возрастов при использовании других методов изотопного датирования. Всякий изотопный метод, как известно, имеет свои возможности и ограничения, поэтому согласованность в оценках возрастов одного и того же объекта является наиболее убедительным доказательством объективности и правильности полученных результатов. Так, согласованность возрастов, например, полученных ЯЬ-Бг и Эт-Ш методами по метасоматитам, 11-РЬ по гидротремальным цирконам и РЬ-РЬ и Яе-Оэ методами по рудным минералам, была бы убедительнейшим доказательством надежности полученной геохронологической информации. В то же время, не стоит забывать о различной устойчивости разных изотопных систем минералов-геохронометров, обусловленных их кристаллохимической спецификой, к магматическим, метаморфическим и метасоматическим процессам. Так, например, если изотопная 11-РЬ система в магматических цирконах, выделенных из массива гранитоидов, вмещающих месторождение, оказывается ненарушенной, это не может быть однозначным свидетельством того, что на данном объекте не могли быть проявлены другие более поздние и более низкотемпературные процессы. И, напротив, если некоторые зерна магматического циркона дают дискордантные 11-РЬ возрасты, это вовсе не означает, что другие изотопные системы других минералов также окажутся нарушенными и между ними не установится новое изотопное равновесие.

Другим критерием надежности, в случаях, когда нет возможности изучить несколько изотопных систем метасоматитов или собственно рудных минералов, может служить воспроизведение возрастов, полученных с помощью нескольких ЯЬ-Бг изохрон, для разных образцов, отобранных на одном и том же объекте. Кроме того, воспроизведение данных ЯЬ-Бг датирования на других объектах сходного генезиса в пределах района (региона) или получение закономерной пространственной изменчивости возраста объектов относительно региональных структурно-геологических элементов также является дополнительным

свидетельством в пользу надежности полученных результатов. Наконец, косвенным свидетельством может служить корреляция Rb-Sr возрастов с известными датировками событий геологической истории изучаемого района.

Начальный изотопный состав стронция

Обычно в магматической петрологии начальный изотопный состав стронция используется как метка источника вещества, позволяющая различать источники, долгое время различавшиеся по Rb/Sr отношению: кору, мантию, океаническую воду и другие возможные источники. Для гидротермальных объектов такой подход не вполне применим. Использовать напрямую начальный изотопный состав стронция как критерий источника вещества рудных жил или источника рудных элементов нельзя, можно лишь определить источник самого стронция в метасоматитах и рудных жилах.

Гnaea II. Методы исследования

Для определения химического состава собранных коллекций образцов привлекались такие методы анализа, как рентгено-флюорисцентный (РФА, ИГЕМ), масс-спектрометрия с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS, ИМГРЭ), нейтронно-активационный анализ (ИГЕМ).

Изотопные исследования проводились в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ИГЕМ РАН. Разложение проб проводилось в смеси HN03+HF в соотношении 1:5; минеральные фракции турмалинов разлагались в смеси HC104:HF=1:5. Смешанный изотопный трассер (Rb+84Sr) добавлялся к пробам до процедуры разложения. Выделение Rb и Sr проводилось на ионообменной смоле Dowex 50x8 в среде 2.3N НС1 в кварцевых колонках. Изотопный анализ проводился на масс-спектрометре Sector 54, (Micromass, Англия). Правильность и воспроизводимость измерений изотопного состава Sr контролировалось повторными измерениями между-народного стандарта изотопного состава SRM-987, среднее значение 87Sr/86Sr =0.710253±13 (2<тед по 170 измерениям). В расчетах изохрон принята средняя погрешность 87Rb/86Sr 1%; отношения 87Sr/8 Sr - 0.003%. Расчет параметров изохрон проводился по методу Д. Йорка (York,1969) в программе Isoplot 3.00 (Ludwig, 2003). Итоговые погрешности первичного изотопного состава стронция и возраста составляют оценки для 95% уровня значимости.

Глава III. Золоторудные проявления PR Свекофенского блока

Свекофенский блок расположен в западной части Балтийского щита и по большей части представлен на финской и шведской территории. Свекофенская эпоха развития области в целом характеризуется несколькими этапами рудогенеза, в результате которых были сформированы разные по генезису и масштабам, в том числе и весьма крупные, месторождения и рудопроявления золота. Систематизировав большое количество фактических и литературных данных, В.И. Иващенко (2007) выделил основные генетические типы золоторудной минерализации Свекофенского складчатого пояса: 1-орогенный мезотермальный; 2-порфировый (intrusion-related); 3-колчеданный; 4-эпигермальный. Из отмеченного разнообразия типов золоторудных объектов, на российской территории известны лишь рудопроявления орогенного мезотермального типа. Их всего три: Алатту, Янис и Пяюоля.

Генезис рудопроявлений типа Пякюля является на сегодня дискуссионным -главная роль в их формировании отводится как свекофенскому гранитоидному магматизму (Конопелько и др., 1999; Волков и др., 2007), так и метаморфно-метасоматическим процессам в тектонических сдвиговых зонах, либо их последовательному воздействию (Иващенко, 2007). Для решения этой задачи необходимо привлечение данных изотопного датирования рудных тел и рудовмещающих пород, однако как для карельских, так и для финских месторождений-аналогов изотопно-геохронологические исследования проводились только для рудовмещающих гранитоидов (http://www.esf.fi/explor/).

3.1 Рудопроявление Пякюля располагается в юго-восточной части Балтийского щита, в зоне сочленения архейского Карельского кратона и лалеопротерозойского Свекофенского складчатого пояса (рис. 1).

Гранитоиды

; Зелепокаменпые пояса

; ¡3.00-2.95 млрд.лет

Р^РрЩ 2.90 млрд .лет ^^^ ^ 2.75-2.70 млрд.лет

Интрузивы

11 ОПХ'К'ГО 11И Ч ССКЧ1X

санукнтоидов,

сиенитов,

гранитоидов

Ком ПЛСКСЫ протерозоя

ШШШ

■f > 1 par

/ Госграница РФ

1раннты j рапакмви

32° в.д.

Рис. 1. Схема расположения объектов исследования (звездочки) в пределах Карелии (геологическая карта-схема составлена по данным ^ЬасЬ^ЬисЬепко е< а/., 2005 с дополнениями автора)

Вмещающими породами рудопроявления являются посторогенные гранитоиды тоналитового состава, внедрившиеся в терригенные метаосадки ладожской серии. Массив тоналитов образует крутопадающую линзу размером 150

на 500 м с С-В ориентировкой вытянутой оси. Возраст тоналитового массива определен по данным и-РЬ датирования цирконов - 1874±13 млн. лет (Копоре1ко е1 а1., 2005). Тоналиты массива Пяюоля секутся многочисленными кварц-сульфидными жилами единой С-В ориентировки (10-40°). Внедрение этих жил происходило по системе сдвиговых трещин. Мощность рудных кварц-сульфидных жил составляет от 1-3 см до 50 см. Формирование рудоносных жил сопровождалось березитизацией рудовмещающих тоналитов, степень метасоматических преобразований которых возрастает по мере приближения к собственно рудным кварцевым жилам. Рудные зоны, как правило, имеют симметричное строение: центральные сульфидные жилы обрамляются с двух сторон зонами березитов, сменяющихся сильно- и слабо березитизированными тоналитами. Собственно березиты на 90% сложены кварц+серицитовым агрегатом ±карбонат±пирит.

При березитизации гранитоидов устанавливается изменение концентраций практически всех элементов. Березиты резко обогащены К20, ЯЬ и обеднены Ре203, СаО, №20, 8г по сравнению с исходными тоналитами. Кроме того, в березитах наблюдается контрастное увеличение концентраций элементов рудного процесса (Аи, Б, Ах, БЬ, Ъл, РЬ, Си и др.), которое может достигать нескольких порядков. Общей геохимической характеристикой всех рудных зон является резкое повышение концентраций РЬ, Ъъ, Си, А§, Аи, Аб, БЬ и Б (табл. 2, см. разворот) по сравнению с околорудными березитами. Минерально-геохимический состав околорудных березитов, кварцевых и сульфидно-кварцевых жил довольно разнообразен и варьирует в разных частях массива. Золото свободное, представлено в виде элекгрума (табл. 2).

Основываясь на данных петрографического и геохимического анализа имеющейся коллекции образцов, для ЯЬ-вг изотопных исследований были выбраны 5 образцов рудовмещающих гранитоидов, 6 проб околорудных березитов, а также образец, отобранный из сульфидно-кварцевой золотоносной жилы. Кроме того, изучались мономинеральные фракции, выделенные из средне березитизированного тоналита. Точки всех изученных образцов рудовмещающих гранитоидов, отобранных из разных частей массива, определяют изохрону с возрастом 1872±97 млн. лет, (®78г/868г)0 = 0.70280±0.00025, СКВО=0.4. Большая погрешность возраста связана с незначительными вариациями 87ЯЬ/8б8г отношений в тоналитах (от 0.128 до 0.245), тем не менее, полученный ЯЬ-8г возраст отвечает времени внедрения тоналитового массива Пяюоля, установленному по результатам и-РЬ датирования цирконов (1874±13 млн. лет).

Точки образцов березитов и образца кварц-сульфидной жилы, отобранных в пересечении основной золотоносной рудной зоны, а также точка образца березита из северной части массива вместе с точками гранитоидов дают изохрону с возрастом 1857±34 млн. лет, (878г/868г)0 = 0.70288±0.00027, СКВО = 4.4. Кроме того, на эту же изохрону ложатся точки мономинеральных фракций средне березитизированного тоналита, из пробы которого были выделены плагиоклаз и метасоматический актинолит (рис. 2).

Полученные результаты изотопных исследований позволяют утверждать, что процессы метасоматических преобразований, сопровождающие формирование золоторудной минерализации, на участке Пяюоля не были существенно оторваны во времени от внедрения рудовмещающих тоналитов.

Таблица 2. Итоговая таблица основ

Золоторудные объе

Название Вмещающие породы Околорудные изменения (+пирит) Контроль оруденения Рудоносные тела па Р п

Таловейс Метавулканиты 2.8 млрд. лет) и гранитоиды (2715±5 млн. лет, и-РЬ по цирконам) Березиты (кварц+серицит ±карбонат) Сдвиговые зоны субмеридиональные Кварцевые и сульфидно-кварцевые жилы 347°С (гомо г.ж.в) 250-1 (гомо втори (Алекс

Педролампи Метавулканиты (2876±5; 2859±15 млн. лет Ц-РЬ по цирконам) и метаосадки РЫ Березиты (кварц±турмалин +хлорит+серицит ±карбонаты) Сдвиговая зона субмеридиональная Метасоматиты березитового состава 366-2 (гомо г.ж.в) 215-1 (гомо Г.Ж.В)

Фаддейн-Келья Калиевые граниты (АЯ) Березиты (кварц+серицит +карбонат) Сдвиговая зона субмервдио- нальная Кварц-сульфидные жилы; березиты Не из

Ялонваара, Хатуной Метавулканиты (~2750 млн. лет) и гранитоиды (27482724 млн. лет, и-РЬ по цирконам) Пропилиты (эпидот+биотит +альбит+кварц +хлорит) Сдвиговые зоны субмеридиональные Кварц- сульфидные жилы Неиз

Хаутоваара (Центральное) Гранитоиды (2743±8 млн. лет, Ч-РЬ по цирконам) Березитоиды (кварц+серицит +биотит ±хлорит ±карбонат) Сдвиговая зона (?) субмеридио-нальиая Кварц- сульфидные жилы Нею

Золоторудные объе!

Пякюля Гранитоиды (1874±11 млн. лет, и-РЬ по цирконам) Березиты (кварц+серицит +карбонат ±актинолит) Сдвиговые зоны субмеридиональные Кварцевые и сульфидно-кварцевые жилы; рудносные березиты Ней

льтатов, полученных в работе

R Карельском блоке

Рудная геохимия (даны максимальные концентрации) *(-) - элемент в пробах не определялся Рудная минералогия Формацион-ный тип ЯЬ-Бг данные ** - погрешность первичного изотопного состава 5г относится к двум последним цифрам

главные второстепенные

Au «12 (г/т) Ад - 3.71 (г/т) W - 7.3 (г/т) Мо «1.7 (г/г) Sb « 4.7 (г/т) Аз » 13 (г/т) Си - 34 (г/т) 2л ■ 77 (г/г) РЬ» 215 (г/г) Пирит Аи, галенит, сфалерит, шеелит, пирротин, халькопирит Золото-кварцевый 1717127 млн. лет (,75г/8в3г)0= 0.71074112~ СКВО=1.1

Аи = 8.9 (г/т) Ад =13.2 (г/т) W • 220 (rfr) МО-0.9 (г/т) Sb - 29.5(г/т) As - 47.7(г/г) Си - 24 (г/т) Zn ■ 122(г/т) РЬ ■ 6 (г/т) Пирит (с Аи) Халькопирит, сфалерит Золото-кварцевый 171719.6 млн. пет (В73г/М3г)0= 0.709834+21 СКВО=0.22

Аи =0.06 (г/т) Ад - 23 (г/т) w - (-)• Мо - 29 (г/т) Sb = 5.4 (г/т) As « 23 (г/т) Си-(-) Zn = 230 (г/т) РЬ = |-> Халькопирит, борнит, халькзии Малахит, ковелин, сфалерит, галенит, Си, Аи, пирит, магнетит Золото-полиметаллический 1726±9 млн. лет ("в^вгЬ» 0.71185+37 СКВО=0.5

Аи =3 (г/т) Ад ■= 168 (г/т) W-0.1% МО - 0.5% Sb - 47 (г/т) As « 35 (г/т) Си • 0.2% Zn = 530 (г/т) РЬ - 601 (г/г) Молибденит молебдошеелит, халькопирит Аи, галенит, сфалерит, пирит Золото-сульфидно-кварцевый 1745±15 млн. лет ("вг^вгЬ» 0.71165123 СКВО=0.51 1716195 млн. лет ("Зг/*е5г),= 0.7171137 СКВО=5.5

Аи =37 (г/т) Ад = 4.2 (г/т) W = () МО ■ 27 (г/т) Sb-1.0 (г/т) As ■ 35 (г/Г) Си-И Zn = 21 (г/т) РЬ = (-) Пирит Аи, пирротин, халькопирит Золото-кварцевый 1727158 млн. лет ("Зг/в6вг)0= 0.7283123 СКВО=0.99

Свекофенском блоке

Аи =18 (г/т) Ад - 220 (г/т) W - 6.5 (г/т) Мо - 211 (г/т) Sb - 0.6 % As - 5.3 % Си - 0.15% Zn = 1.9% РЬ -1.7% Пирит, арсенопирит, буланжерит, антимонит Электрум, марказит, сфалерит, галенит, фрейбергит, гудмундит, сурьма," халькопирит Золото-мышьяковистый 1857134 млн. лет (>7Sr/MSr)0= 0.70288127 СКВ0=4.4

0.735 -i 0.7300.725 ■ 0.720-

0.7150.710-

0.705 •

0.700- , . , .

0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0

Вероятно, рудные процессы на данном участке были связаны с постмагматической стадией становления гранитоидов.

Первичный изотопный состав стронция гранитоидов, определяемый полученной по ним изохроной, имеет довольно низкое значение (0.7028), при этом получение изохроны свидетельствует об однородности начальных изотопных составов стронция в гранитоидах массива. Березиты рудопроявления Пяюоля также имеют довольно низкие значения (87Sr/86Sr)W857 - 0.7022-0.7034. Эти вариации первичных изотопных составов Sr метасоматитов близки к начальным изотопным составам Sr гранитоидов. Если бы между внедрением гранитоидов и рудно-метасоматическими процессами прошло достаточное время, то высокорубидиевые фазы вмещающих тоналитов (например, биотит или калиевый полевой шпат) успели бы накопить достаточное количество радиогенной добавки 87Sr, что могло бы приводить к поступлению во флюидную фазу стронция с довольно высоким значением 87Sr/86Sr. Такие радиогенные составы стронция в рудно-гидротермальных растворах должны были зафиксироваться в образцах метасоматитов в целом, а также в новых минеральных фазах, формирующихся при воздействии флюида, например, метасоматическом актинолите. Однако (87Sr/86Sr)0 изученных актинолитов аналогичен первичным составам гранитоидов - 0.7028. Вероятно, именно гомогенность начальных изотопных составов стронция рудовмещающих гранитоидов и короткий интервал времени между внедрением гранитоидов и метасоматическими процессами позволили получить изохронную зависимость по образцам метасоматитов в целом, хотя в процессе березитизации была установлена подвижность Rb и Sr. Кроме того, полученные результаты свидетельствуют о том, что при формировании метасоматитов стронций, вероятно, заимствовался непосредственно из рудовмещающих тоналитов.

Глава IV. Золоторудные проявления AR Карельского блока

В главе III отмечалось, что все промышленно значимые золоторудные объекты Фенноскандинавского щита относятся к Свекофенской эпохе развития области. К настоящему времени из всего объема добытого на территории

87Sr/86Sr о

тоналиты О минералы (плагиоклаз, актинолит) О березиты

□ кварц-сульфидная жила СУ

Ж''

Гранитоиды, березиты и руда: 1857 ±34 млн. лет (87Sr/í'Sr)0= 0.70288±0.00027 ._СКВО а 4.4_„

87Rb/®6Sr

Рис. 2. ЯЬ-Эг изохронная диаграмма для пород и минералов рудопроявления Пякюля, С-3 Приладожье (Сеекофенский РЯ блок).

Фенноскандинавии золота (~ 500 т) на долю архейских месторождений приходится ~ 2 т (Пампало, Финляндия) (Иващенко, 2006). На сегодня в пределах архейского Карельского блока на территории Карелии известны лишь мелкие золоторудные месторождения и рудопроявления - так называемое золото зеленокаменных поясов. В главе I была кратко отмечена проблема типизации этих объектов.

В главе IV рассматриваются наиболее известные золоторудные проявления и месторождения коренного золота, локализованные в архейских комплексах Карельского блока: Таловейс, Педролампи, Хаутоваара (Центральное), Фаддейн-Келья и Хатуной (положение объектов см. на рис. 1), основные характеристики перечисленных объектов, установленные в ходе предшествующих исследований приводятся в главе I. В результате наших исследований для этих объектов была получена принципиально новая информация о времени формирования золоторудной минерализации, что позволило по-новому взглянуть на проблемы типизации изученных участков, проблемы формирования мезотермальных орогенных месторождений в целом, а также вновь затронуть вопрос об отсутствии крупных золоторудных объектов на территории Карелии.

4.1. Месторождение Таловейс локализовано в одноименном диорит-гранодиоритовом массиве, который внедрился 2715±5 млн. лет назад в метаморфизованные базальт-коматиитовые толщи Костомукшской зеленокаменной структуры (Самсонов и др., 2004). Золотая минерализация приурочена к кварцевым жилам, выполняющим систему меридиональных разломов, которые пересекают весь массив и являются частью региональной сдвиговой зоны. Заложение разломов и формирование кварцевых жил сопровождалось метасоматическими преобразованиями вмещающих гранитоидов. Вблизи жил хранодиорига преобразованы в березиты, которые на удалении сменяются ореолами березитизации. Гидротермально-метасоматические процессы березитизации рудовмещающих гранитоидов массива сопровождались изменениями концентраций многих петрогенных, редких и рудных элементов. Концентрация Аи устанавливается во всех изученных разновидностях пород массива, достигая максимума в собственно кварцевых и кварц-сульфидных жилах. Минерально-геохимический состав околорудных метасоматитов и кварцевых жил довольно «беден» и позволяет отнести данное месторождение к золото-кварцевому типу. Золото высокопробное представлено в свободной форме (табл. 2, см. разворот).

Основываясь на результатах проведенных петро-геохимических исследований, Шэ-Бг изотопные исследования были проведены для пяти разновидностей пород на месторождении Таловейс.

ЯЬ-Бг изотопный возраст диоритов и гранодиоритов из разных частей массива, слабо затронутых метасоматическими процессами, 2637±140 млн. лет в пределах погрешности совпадает со временем внедрения массива, оценивающимся по результатам и-РЬ датирования цирконов в 2715±5 млн. лет (Самсонов и др., 2004). Высокая погрешность полученного Шэ-Зг изотопного возраста обусловлена большим разбросом фигуративных точек на изохронной диаграмме (СКВ0=66) (рис. ЗА). Этот разброс может быть как следствием начальной неоднородности гранитоидов по значению 878г/868г, так и результатом их метасоматического изменения. Принимая во внимание тот факт, что практически все гранитоиды месторождения в той или иной степени затронуты гидротермально-

метасоматической переработкой, более вероятным следует считать второе

предположение. 0.750 г

0.745 0.740 0.735 0.730 0.725 0.720 0.715 0.710 0.705 0.700.

"ЭгГЭг (л) о диориты

Ч-у огранодиориты

Ооерезиты Диориты+гранодиориты: Возраст 2637±130 млн. лет (,т8г/"8г),=0.70210±93 СКВО-66

^ЬГБг

0.10

0.30

0.50

0.70

0.90

Рис.3. ЯЬ-Бг изохронные диаграммы для пород (А) и минералов (Б) месторождения Талоейс, западная Карелия (Карельский АН блок).

1.1

1.3

1.05 1.00 0.95 0.90 0.85 0.80 0.75

"ЭгГвг (§) ^оВ»

Возраст 1717±27 млн. лет ; ("Зг/**8г)оя0.71074±12

СКВО=1.1 9.72» е. та Порода

0.71« г е."» ».713 ■Я""'"

е 1 о* 04 0.8 „ 8.» __ ....."ЯЬ/"^

0.70

0.0

2.0

4.0

6.0

8.0

Как следует из анализа распределения Ш) и Бг в гранитоидах и их березитизированных разностях, нарушение замкнутости ЯЬ-Бг изотопной системы в объеме проб гранитоидов при березитизации выразилось в большем или меньшем росте величины ЯЬ/Бг отношения. В непосредственной близости от рудных жил нарушение замкнутости ЯЬ-Бг изотопной системы гранитоидов вследствие метасоматического преобразования становится более явным.

Для месторождения Таловейс также были проведены изотопные исследования образцов из пересечения Главной рудной зоны. Однако, проведенные изотопные исследования околорудных березитов и образца собственно золоторудной кварцевой жилы надежной геохронологической информации не дали - в изохронных координатах точки образцов околорудных березитов и кварцевой жилы дают более «молодой» наклон (2045±250 млн. лет), чем вмещающие гранитоиды, но характеризуются большим разбросом аналитических данных (рис. ЗА). Таким образом, в ходе формирования околорудных березитов происходило весьма значительное перераспределение ЯЬ и Б г, но выравнивания изотопного состава стронция между отдельными участками этой зоны не произошло.

Время метасоматических преобразований, приведших к перестройке изотопной системы в пробах гранитоидов и околорудных метасоматитов,

установлено при Rb-Sr датировании мономинеральных фракций. Для средне березитизированного гранодиорита, отобранного на удалении от рудной зоны, плагиоклаз, микроклин и биотит вместе с валовой пробой дают изохрону с возрастом 1717±27 млн. лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.71074±12, СКВО = 1.1 (рис. ЗБ). Важно отметить, что исключение из расчета этой минеральной изохроны точки биотита дает тот же результат: 1710±16 млн. лет, СКВО = 0.89. Петрографические и микрозондовые исследования этого образца, как и других гранитоидов массива, не фиксируют высокотемпературного метаморфического процесса, который мог бы обеспечить изотопное переуравновешивание минералов метасоматита с разными температурами закрытия Rb-Sr изотопной системы (от 200°С для биотита до 740°С для плагиоклаза (Brabander D.J., et al., 1995). Более вероятно, что полная перестройка Rb-Sr изотопной системы в породообразующих минералах была достигнута в сравнительно низкотемпературных условиях, но при участии флюида в ходе метасоматической переработки гранитоидов. Влияние последней в изученном образце устанавливается по замещению биотита мусковитом, развитию кварц-пирит-карбонат-мусковитовых просечек и гнезд, изменению состава минералов с уменьшением основности плагиоклазов (АЬ от 25 до 8), увеличением ортоклазовой компоненты в микроклине и повышением магнезиальности биотита (Mg# от 53 до 56). Полученная изохрона по минеральным фракциям с хорошими статистическими параметрами позволяет утверждать, что мы установили возраст того процесса, который был ответственен за химические преобразования минералов, т.е. метасоматоза.

Полученные Rb-Sr результаты позволяют уверенно заключить, что формирование околорудных метасоматитов, а, следовательно, и золоторудной минерализации в целом, на месторождении Таловейс не было связано с архейским гранитоидным магматизмом, а происходило в ходе более поздних гидротермально-метасоматических процессов, сопровождавших сдвиговые деформации палеопротерозойского этапа развития области. Данные Rb-Sr исследований о палеопротерозойском возрасте золоторудного процесса на участке Таловейс были подтверждены другими исследователями (Власов, Бакшеев, 2007), анализировавшими Sm-Nd систему собственно рудных и метасоматических минералов рассматриваемого месторождения. В результате Sm-Nd изотопно-геохронологических исследований был получен возраст рудообразования, аналогичный Rb-Sr датировкам - 1.7 млрд. лет.

4.2. Месторождение Педролампи расположено в северной части Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса, в зоне сочленения архейских и палеопротерозойских супракрустальных пород (рис. 1). В области тектонического сочленения архейских и палеопротерозойских образований сохранились фрагменты ятулийского базального горизонта метаконгломератов, свидетельствуя об исходном стратиграфическом характере контакта. Рудная минерализация приурочена к региональному сдвиговому нарушению северо-западного простирания, наложенному как на архейский метавулканогенный, так и на папеопротерозойский (ятулийский) метаосадочный субстрат. В пределах зоны разлома субстрат полностью преобразован в гидротермалиты березитового типа. Основные рудные концентрации приурочены к зоне пирит-турмалин-хлорит-кварц-серицитовых метасоматитов, сформированных как по архейскому, так и палеопротерозойскому субстрату в осевой части разлома. На западном фланге в

архейском субстрате развиты пирит-турмалин-карбонат (кальцит, анкерит, доломит)-кварц-хлоритовые метасоматиты, вмещающие Западную жилу халькопирит-пирит-турмалин (шерл-дравит, увит)-анкерит-кварцевого состава. На восточном фланге в палеопротерозойских метаосадках распространены пирит-турмалин-мусковит-кальцит-кварц-хлоритовые метасоматиты.

Турмалины из всех типов метасоматитов характеризуются высокой долей дравитовой составляющей и низкой - Са минала, что характерно для метаморфогенных турмалинов и может служить указанием на природу гидротермальных растворов. Результаты изучения газово-жидких включений в кварце свидетельствуют о протекании гидротермального процесса в интервале 200-260°С (табл. 2, см. разворот)

Поскольку месторождение Педролампи локализовано в области сочленения архейских вулканогенно-осадочных толщ (~2.87 млрд. лет) и палеопротерозойских метаосадков ятулия (-2.15 млрд. лет), для ЯЬ-Бг изотопно-геохронологических исследований объекта были выбраны образцы метасоматитов и рудных жил, развитых как в архейских, так и в палеопротерозойских толщах, а также образец, характеризующий центральную часть основной рудной зоны. Из всех перечисленных образцов были выделены и проанализированы основные фракции минералов, слагающих метасоматиты (за исключением рудных минералов и кварца), и образцы пород в целом.

Точки мусковита, хлорита и турмалина из образца метасоматита 628-7, образованного по кислым архейским туфам, в координатах 87ЯЬ/865г - 878г/868г дают изохрону с возрастом 1732±12 млн. лет, (878г/868г)0 = 0.710057±0.000027, СКВО = 2.0 (рис. 4.А). Включение в расчет изохронной зависимости образца породы в целом определяет тот же возраст 173б±110 млн. лет, но приводит к увеличению погрешности возраста и величины СКВО до 7.6.

Поскольку все мономинеральные фракции образца 628-7 (мусковит, хлорит и турмалин) представляют собой новую ассоциацию минералов, образованную в ходе гидротермального золоторудного процесса, мы можем уверенно утверждать, что полученный по ним изохронный возраст 1732±12 млн. лет отвечает времени рудного процесса. Увеличение погрешности возраста и величины СКВО при включении в расчеты результатов по образцу породы в целом скорее всего связано с тем, что ЯЬ-Бг изотопная система изучаемого метасоматита, образованного по архейскому субстрату, не была преобразована полностью. Возможно, некоторые минералы, например, достаточно устойчивые к средне- и низкотемпературным процессам акцессории, не пришли к новому изотопному равновесию.

Наиболее результативными в геохронологическом аспекте оказались исследования образца 622-2, отобранного из центральной части основной рудной зоны. Точки кальцита, хлорита, мусковита и образца породы в целом дают изохрону с возрастом 1717±9.6 млн. лег, (878г/868г)0 = 0.709834±0.000021, СКВО = 0.22 (рис. 4Б). Как и в случае с образцом 628-7, анализируемый парагенезис минералов данной пробы является новообразованным в ходе гидротермально-метасоматических процессов, но в данном образце изотопное равновесие было достигнуто не только между проанализированными минералами, но в объеме породы в целом.

873г/863г &

Расчет с валом: Возраст 1736±110 млн. лет (,г8г/м3г),=0.711±0.011 СКВО=7.6

Мускавип

625-7

Хлорит

0.7»

Турмалин

Только минералы: Возраст 17321±12 млн. лет (•78г/"8г)0"0.710057±0.000027 СКВО-2.0

87РЬ/86Зг

Возраст 1717.1±9.6 млн. лет ^Повода ("8гЛ!8г)„"0.709834±0.0000215 622-2 СКВО=0.22

"гоЛг

Рис.4. КЬ-вг

изохронные

диаграммы для

месторождения

Педролампи,

центральная

Карелия

(Карельский АЯ

блок).

А - результаты изотопных исследований метасоматита, развитого по кислым туфам субстрата (западный фланг месторождения)

Б - результаты изотопных исследований образца

метасоматита из основной рудной зоны (центральная часть

месторождения)

4.0

Полученная изохрона с хорошими параметрами для образца 622-2 из основной рудной зоны неплохо согласуется с возрастом, определяемым изохроной по новообразованной минеральной ассоциации образца 628-7 - такая сходимость результатов при изучении одной изотопной системы в разных образцах является дополнительным критерием надежности полученных результатов. Результаты проведенных изотопно-геохронологических исследований вкупе с геолого-структурными данными позволяют уверенно интерпретировать полученный возраст 1.72 млрд. лет как время золоторудного процесса на месторождении Педролампи.

4.3. Рудопроявление Центральное на участке Хаутоваара расположено в южной части Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса (рис. 1). Рудовмещающими породами являются орогенные гранитоиды архейского возраста, березитизированные вблизи рудоносной кварцевой жилы. Золотую минерализацию рудопроявления Центральное относят к порфировому генетическому типу (Афонасьева и др., 1998), т.е. предполагается архейский возраст золоторудных процессов на данном участке. Максимальные концентрации Аи устанавливаются непосредственно в кварцевой жиле и составляют 35 г/т (табл. 2). По аналогии с предыдущими объектами, для ЯЬ-Эг изучения были выбраны сильно березитизированные гранитоиды и предпринята попытка датирования времени метасоматоза по мономинеральным фракциям.

Rb-Sr изотопные исследования были проведены для семи образцов

метасоматизированных гранитоидов, образца золоторудной кварцевой жилы, а

также проанализированы минеральные фракции двух образцов

березитизированных гранитоидов. Точки образцов пород в целом рудовмещающих

метасоматизированных гранитоидов в изохронных координатах дают линию.

'87с,/86с N =п -7пй . п ллго

Sr)0=0.7378±0.0058, 87Rb/86Sr

наклон которой отвечает возрасту 1470±130 млн. лет, ( вг/ СКВО=9.6. Величина СКВО и весьма узкий интервал значений "'КЬЛ^г не позволяют относить данную зависимость к изохронной. Сравнение ЯЬ-Бг данных с результатами И-РЬ датирования цирконов (2743±8 млн. лет) однозначно указывает на то, что замкнутость Rb-Sr изотопной системы гранитов была нарушена много позже момента становления гранитоидного массива.

Для определения времени метасоматических процессов была предпринята попытка изотопного датирования мономинеральных фракций, выделенных из березитизированных гранитоидов. Отдельно выделить фракции серицита не удалось из-за слишком маленького размера зерен, поэтому из двух проб (617-7 и 617-8) были выделены несколько фракций микроклина и биотита.

Рис.5. ИЬ-вг изохронные диаграммы для образцов сильно березитизированных гранитоидов (образцы 617-7-А, 617-8-Б) рудопроявления Хаутоваара (Центральное), южная Карелия (Карельский АЯ блок).

0.870 0.950 0.130 0.910 0.890 0.870 0.850 0.830 0.810 0.790 0.770.

87Sr/86Sr (А)

.»Kfs-3 ёг ^/Возраст174^2 млн. лет / («7Sr/"Sr)0=0.72776±0.00096 СКВО=0.53 87Rb/86Sr

20 40 60 80 100 120 140 100 180 200

Точки всех минералов и образца породы в целом 617-7 ложатся на изохрону с возрастом 1740±22 млн. лет, Г8г/8б8г)о = 0.72776±0.00096, СКВО = 0.53 (рис. 5.А). Исключение из расчета точки биотита дает сходный результат: 1727±58 млн. лет, (878г/868г)0 = 0.7283±0.0023, СКВО = 0.99. Близкий с учетом погрешности возраст был получен для минералов и образца породы в целом метасоматизированного гранодиорита 617-8: возраст 1704±22 млн. лет, (875г/868г)о = 0.7273±0.0091, СКВО = 3.4 (рис. 5.Б).

По аналогии с другими объектами, изученными в рамках данной работы (Таловейс, Педролампи, Фаддейн-Келья, Ялонваара), для которых были получены и надежно обоснованы возрасты рудного процесса 1.7 млрд. лет, для рассматриваемого участка Хаутоваара, возрасты, определяемые минеральными изохронами, могут быть также интерпретированы как время гидротермально-метасоматических процессов, приводивших к рудоотложению на данном рудопроявлении.

4.4. Месторождение Фаддейн-Келья. Медно-полиметаллическое золотосодержащее месторождение Фаддейн-Келья было известно уже в конце XIX столетия и разрабатывалось на медь. Это месторождение относят к «рудной медьсодержащей формации в сульфидизированных метасоматитах зон дробления» Туломозерского рудного узла, в рудном поле Колос (Минерально-сырьевая база, 2005). В структурном плане рудное поле Колос приурочено к горстовому поднятию архейского фундамента, расположенному вдоль западного борта Туломозерской структуры. Рудовмещающими породами являются микроклиновые, плагиоклаз-микроклиновые граниты архея и габбродиабазы, диабазовые порфириты дайкового комплекса палеопротерозоя, что позволяет предполагать возраст рудных гидротермально-метасоматических процессов не древнее палеопротерозоя. На месторождении Фаддейн-Келья описаны 4 рудные жилы с раздувами и пережимами, расположенные кулисообразно на разных глубинах. На сегодня рудные тела почти полностью отработаны.

В ходе полевых работ нами была изучена древняя выработка карьерного типа, пройденная в среднезернистых гранитах, содержащих рудные тела -кварцевые, карбонат-барит-кварцевые жилы с сульфидной минерализацией и рудоносные метасоматиты. Метасоматиты представлены полнопроявленными березигами - кварц+серицит+карбонат+сульфиды породами с «нечитаемым» протолитом. Гидротермально-метасоматические процессы березитизации рудовмещающих гранитов сопровождались изменениями концентраций многих петрогенных, редких и рудных элементов. Максимальная концентрация Аи была установлена в собственно кварцевой жиле, однако повышенные содержания этого элемента присутствуют и в околорудных березитах (табл. 2).

Геолого-структурные данные четко указывают на палеопротерозойское время золоторудных процессов на месторождении Фаддейн-Келья, однако более точных определений возраста золоторудной минерализации для данного месторождения ранее получено не было. Для определения возраста гидротермально-метасоматических процессов на месторождении Фаддейн-Келья были проведены ЯЬ-Бг изотопные исследования образца сильно березитизированного гранита, двух образцов из золоторудных кварцевых жил и трех образцов березитов. Точки всех вышеперечисленных образцов лежат на одной изохроне с возрастом 1726±8.5 млн. лет, Г8г/868г)0=0.71185±0.00037, СКВО=0.5 (рис. 6).

На месторождении Фаддейн-Келья рудно-гидротермальные процессы привели не только к значительным метасоматическим преобразованиям, зафиксированным при петрографическом анализе (новообразованная лепидогранобластовая структура, полностью новообразованные фазы) и по геохимическим данным (концентрация Бг в березитах уменьшается до 10 раз по сравнению с исходными калиевыми гранитами, концентрация Шэ увеличивается до двух раз), но и сопровождались сильными изотопно-геохимическими

преобразованиями - даже на уровне образцов пород в целом, отобранных на значительном расстоянии друг от друга, ЯЬ-Бг система достигла нового изотопного равновесия.

Вкупе с представительным количеством исследованных образцов и хорошими статистическими параметрами полученной изохронной зависимости, можно уверенно утверждать, что рудные процессы на месторождении протекали в палеопротерозое 1.7 млрд. лет назад.

4.5. Участок Хатуной. Ялонваарское месторождение располагается в южной части Иломанси-Ялонваарского зеленокаменного пояса (рис. 1). В геологическом строении этого участка принимают участие архейские и палеопротерозойские комплексы. Архейские (~ 2.74 млрд. лет) комплексы представлены сложно дислоцированными метаморфизованными вулканогенно-осадочными толщами, которые прорваны крупным полифазным массивом позднетектонических магнезиальных гранитоидов санукитоидной серии (Иващенко и др., 2005). Палеопротерозойские комплексы представлены метаморфизованными конгломератами и многочисленными базитовыми дайками, прорывающими архейские метавулканиты и гранитоиды. На участке Хатуной выделяются три типа оруденения 1) серно-колчеданное оруденение; 2) Мо-Си-Аи-оруденение и 3) Аи-полиметаллическое. Наиболее детально изучалось Мо-Си-Аи-\*/ оруденение, локализованное в полифазном гранитоидном Ялонваарском массиве, который сложен диоритами, кварцевыми диоритами и гранитами санукитоидной серии. Рудная минерализация в Ялонваарском гранитоидном массиве сопряжена с тектоническими зонами и кварцевыми жилами. Система кварцевых жил на участке довольно сложная - были выделены четыре типа кварцевых жил, различающихся по структурно-возрастной позиции, морфологии и рудно-геохимической специализации. Два ранних типа кварцевых жил (один с минерализацией), вероятно, формировались на постмагматическом этапе становления массива архейских гранитоидов. Кварцевые жилы, с которыми связана золоторудная минерализация, локализованы в диоритах. Они прослеживаются до 20 метров, видимая мощность до 1.5 м. Это жилы довольно сложной морфологии: ветвятся, имеют раздувы и пережимы. На контакте кварцевых жил и диоритов развивается маломощная (не более 20 см) оторочка пропилитов с ярко проявленными подворотами и микроскладчатостью гнейсовидности пород, что

1.60

Рис.6. ИЬ-Эг изохронная

диаграмма для месторождения Фаддвйн-Квлья, южная Карелия (Карельский АЯ блок).

подчеркивает сдвиговый характер деформаций при их внедрении. По геолого-структурным данным формирование этих рудных жил было оторвано во времени от внедрения и деформации массива и происходило в ходе более поздних хрупко-пластических сдвиговых дислокаций. Четвертый тип жил является самым поздним, с ним не связана рудная специализация и формировался он, вероятно, при хрупких деформациях.

Для характеристики процесса рудоотложения, связанного с формированием

кварцевых жил третьего типа, были отобраны и пранализированны серии штуфных

проб по системе профилей вкрест рудной зоны. Анализ полученных данных

показывает, что максимальные концентрации Мо (0.5%) устанавливаются в

центральной части кварцевой жилы, постепенно понижаясь в зоне околожильных

метасоматитов (до 200 мкг/г). Тот же тип распределения характерен и для

содержаний Аи - максимальные концентрации обнаружены в кварцевой жиле (1.1

г/т), в зоне околожильных метасоматитов - до 0.5 г/т. При Шэ-Бг изотопных

исследованиях этой рудной зоны были получены весьма неожиданные результаты.

Точки образцов, отобранные из разных частей рудоносной кварцевой жилы, и

околорудных метасоматитов располагаются в 87кь/865г-878г/8б8г координатах на

двух параллельных изохронах (рис. 7). 0.80,

0.79 0.78 0.77 0.76 0.75 0.74 0.73 0.72 0.71

875Г/865Г

Возраст 1716±95 млн. лет ^^^

(878Г/МЗГ)0=0.7171±0.0015 ^^«варцеваяжила СКВО=5.5 сг^

«" о" кварцевая жила кварцевая жила ^-"кварцевая жила

пропилит*»" ^^ пропилихв /

кварцевая ВОЗрЗСТ 1745±15 МЛН.ЛвТ

(878гГЗг)о=0.71165±0.00023 а СКВО=0.5

^^пропилитизированный диорит

Рос. 7. Яй-вг

изохронная

диаграмма для

месторождения

Японваара,

участок

Хатуной, юго-

западная

Карелия

(Карельский АЯ

блок).

Все образцы отобраны в профильном пересечении одной рудной зоны.

0.05 0.55 1.05 1.55 2.05 2.55 3.05

Возраст, определяемый этими двумя изохронами, в пределах погрешностей совпадает: 1745±15 и 1716±95 млн. лет. Положение точек на двух изохронах определяет два разных отношения (878г/8б5г)0 -0.712 и ~0.717. На изохроне с возрастом 1745±15 млн. лет, СКВО=0.5 лежат точки образцов из центральной части жилы и образец вмещающего сильно пропилитизированного диорита. Все проанализированные точки околорудных пропилитов, краевых частей кварцевой жилы и образец, отобранный из апофиза жилы, определяют изохрону с возрастом 1716±95, СКВО=5.5.

На сегодня у нас нет четкого объяснения причины наличия в одной жиле вещества с разным 875г/8б5г. Тем не менее можно уверенно говорить о том, что на участке Хатуной Ялонваарского рудного поля был довольно мощно проявлен палеопротерозойский рудный процесс и заложение золоторудных жил и формирование околорудных метасоматитов происходило в палеопротерозое, 1.7 млрд. лет назад.

Гпава V. Геохронология и металлогения золоторудных проявлений Карелии

Основные результаты, полученные в ходе исследований золоторудных объектов в архейских и палеопротерозойских комплексах Карелии, сведены в таблице 2.

В Карельском блоке все пять изученных месторождений и рудопроявлений золота по комплексу признаков (Т-Р параметрам рудного процесса, составу флюидных включений, приуроченности рудных тел к сдвиговым зонам, характеру метасоматических преобразований, отсутствию генетической связи с магматизмом и т.д.) относятся к орогенному мезотермальному типу. При этом изотопно-геохронологические исследования показывают, что золоторудная минерализация на этих объектах, расположенных в разных частях Карельского блока, формировалась в близкое время в конце палеопротерозоя около 1.72 млрд. лет назад. Эти возрастные данные, полученные Rb-Sr изохронным методом по образцам пород и минеральным фракциям околорудных метасоматитов, хорошо согласуются с результатами других методов изотопных исследований золоторудных объектов Карельского блока. Так, палеопротерозойские возрасты около 1.72 млрд. лет были получены Sm-Nd изохронным методом по рудным и силикатным минералам метасоматитов золоторудного проявления Таловейс (Власов, Бакшеев, 2007), Re-Os методом по молибденитам месторождения Лобаш (Ларин, 1990). Имеются К-Аг данные по слюдам и Pb-Pb данные по сульфидам и самородному золоту для месторождений Пампало и Ялонваара. Кроме того, возрасты рудно-метасоматических процессов на известном комплексном месторождении Падма, расположенном в Карельском архейском блоке, но в палеопротерозойских комплексах, также весьма надежно определены как 1.72 млрд. лет K-Ar датированием по метасоматическим слюдам (каталог K-Ar изотопных возрастов ИГЕМ РАН) и U-Pb методом по настуранам.

Все эти данные убедительно свидетельствуют, что в конце палеопротерозоя около 1720 (1740-1700) млн. лет назад Карельский блок претерпел эндогенную активизацию с заложением региональных сдвиговых зон, с которыми были сопряжены метасоматическая переработка и золоторудная минерализация. Эти рудоконтролирующие сдвиговые зоны проявлены весьма масштабно и фиксируются в западной, центральной, южной и юго-западной частях Карельского блока. Этот вывод, являющийся главным итогом данной работы^ ставит два важных в металлогеническом плане вопроса.

Во-первых, это вопрос о тектонической природе рудогенерируюшего эндогенного события 1.7 млрд. лет. Анализ данных по палеопротерозойской истории формирования Балтийского щита показывает, что выделяемый этап активизации Карельского блока на рубеже 1.7 млрд. лет назад синхронен с магматизмом активной окраины Трансскандинавского пояса и с эндогенными процессами заключительных стадий тектонической эволюции палеопротерозойских Свекофеннского и Лапландско-Кольского орогенов Балтийского щита.

Наиболее интенсивная магматическая активность с возрастом 1700 млн. лет была проявлена при формировании Трансскандинавского магматического пояса в ходе Готской орогении (Nironen, 1997). Этот крупный пояс, вытянутый вдоль юго-западного фланга Свекофеннского блока на территориях юго-западной Швеции и южной Норвегии, сложен гранитоидами и кислыми вулканитами, которые формировались в обстановке активной окраины Андийского типа в интервале

времени от 1.81 до 1.65 млрд. лет назад с пиком вулканической и плутонической активности ~ 1.70 млрд. лет (Nironen, 1997). Влияние формирования этой тектонической структуры, по-видимому, было ограничено западной частью Свекофеннского блока, в центральных и восточных частях которого гранитоидного магматизма с возрастом 1.7 млрд. лет не установлено.

Иной характер эндогенной активности на рубеже ~1.7 млрд. лет фиксируется в юго-западном и северо-восточном обрамлении Карельского блока. Магматизм этого временного уровня известен на сегодня .только в Лапландско-Кольском орогене, где он представлен лампрофирами Южной Печенги (1711 ± 12 млн. лет, Скуфьин и др., 1999) и лампроигами Порьей Губы с возрастом 1720-1710 млн. лет (Скуфьин и др., 1999; Никитина и др., 1999). Несколько более древний (1770 ± 12 млн. лет, Бибикова и др., 1990) субщелочной базальтовый магматизм проявлен и в самом Карельском блоке, где он маркирует поздний этап формирования крупной эпиплатформенной Онежской структуры. Слабо выраженная в комплексах верхней коры эндогенная активность 1.7 млрд. лет ярко проявилась в нижних горизонтах коры Лапландско-Кольского и Свекофеннского орогенов, информацию о которой приносят ксенолиты из вендских и палеозойских кимберлитов и лампрофиров. Гак, вынесенные вендскими кимберлитами восточной Финляндии нижнекоровые мафические ксенолиты, образовавшиеся за счет магматического протолита свекофеннского (-1,9 млрд. лет) возраста, претерпели перекристаллизацию в условиях гранулитовой фации 1.72 млрд. лет назад (Peltonen et al., 2006). Аналогичная ситуация устанавливается для нижнекоровых ксенолитов, вынесенных девонскими лампрофирами в Колвицком террейне Лапландско-Кольского орогена. Здесь мафические ксенолиты, сформированные по протолиту рифтогенных базальтов с возрастом -2,45 млрд. лет, также содержат гранулитовые цирконы с возрастами около 1.71 млрд. лет (от 1.82 до 1.61 млрд. лет: Неймарк и др., 1993; Dowries et al., 2002), кристаллизация которых интерпретируется как отражение мощной тектоно-магматической активизации палеопротерозойской коры этой части Балтийского щита (Daly et al., 2006).

Таким образом, данные по нижнекоровым ксенолитам показывают, что на рубеже -1.7 млрд. лет нижняя кора Карельского блока в краевых и, вероятно, в центральных его частях претерпела текгоно-термальную переработку в условиях гранулитовой фации. Это, возможно, нашло отражение в тектонической активизации всего объема коры Карельского блока и послужило источником флюида, ответственного за метасоматоз и золоторудную минерализацию. В тектоническом отношении это эндогенное событие было, по-видимому, сопряжено с заключительной стадией свекофеннской орогении. В пользу такой интерпретации свидетельствует не только четкая временная сопряженность процессов, но и пространственное расположение Карельского блока, который был «зажат» между двумя крупными палеопротерозойскими орогенами, Свекофеннским и Лапландско-Кольским, и испытал на себе процессы их тектонической эволюции.

Второй важный вопрос касается проблемы распознавания и выделения неоархейского этапа золотого рудогенеза. который должен был проявиться на заключительных стадиях консолидации неоархейской коры Карельского блока. Результаты проведенных исследований свидетельствуют, что на всех представительных объектах в архейских комплексах Карелии золоторудная минерализация формировалась в палеопротерозойское время, и обнаружить признаков исходного архейского оруденения нам не удалось. Тем не менее,

считается, что потенциально золотоносными могут быть только архейские зеленокаменные структуры, не подвергшиеся существенным свекофенским метаморфно-метасоматическим преобразованиям (Иващенко, 2006). Данная работа показала необходимость постановки вопроса о методических подходах к выделению и датированию архейского золоторудного этапа в Карельском блоке, решение которого требует дополнительных исследований.

Заключение

1. Rb-Sr изохронный метод датирования применим для определения времени гидротермально-метасоматических процессов на золоторудных объектах докембрийского возраста. Его использование в сочетании с петро-геохимическими и минералогическими методами исследования объектов позволило решить дискуссионные вопросы генезиса наиболее значимых рудопроявлений и месторождений Карелии.

2. Полученные в диссертационной работе геохронологические данные, согласующиеся с немногочисленными данными других исследователей, позволили выделить палеопротерозойский золоторудный этап в пределах архейского Карельского блока.

3. Установленный генетический тип (орогенный мезотермальный) золоторудной минерализации Карельского блока и ее палеопротерозойский возраст должны быть учтены при постановке геолого-разведочных работ в пределах области.

4. Документируемый этап эндогенной активизации Карельского блока в конце палеопротерозоя 1.7 млрд. лет назад был сопряжен с мощной тектоно-термальной переработкой нижней коры этого блока в условиях гранулитовой фации, что послужило источником флюида, ответственного за мезотермальную золоторудную минерализацию.

Список работ по теме диссертации:

1. Самсонов A.B., Бибикова Е.В., Ларионова Ю.О., Петрова А.Ю., Пухтель И.С. Магнезиальные гранитоиды (санукитоиды) Костомукшского района, западная Карелия: Петрология, геохронология и тектонические условия становления // Петрология. 2004. Т. 12. № 5. С. 495-529

2. Ларионова Ю.О., Самсонов A.B., Носова A.A. Rb-Sr геохронология и изотопная геохимия рудовмещающих пород и околорудных метасоматитов мезотермального Au-месторождения Таловейс, западная Карелия. Доклады РАН. 2004. Т. 296. № 2. С.1-5

3. Самсонов A.B., Ларионова Ю.О. Геохимическая эволюция магматизма архейских гранит-зеленокаменных областей // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2006. Т. 14. № 3. С. 3-18

4. Ларионова Ю.О., Самсонов A.B., Шатагин К.Н. Источники архейских санукитоидов Карельского кратона: Nd и Sr изотопно-геохимические данные // Петрология. 2007. Т. 15. № 6. С. 590-612

5. Самсонов A.B., Ларионова Ю.О., Шатагин К.Н. Изотопно-геохимическая гетерогенность архейской литосферной мантии: Sm-Nd данные по санукитоидам Карельского кратона II Тезисы к докладам на XVII Симпозиуме по геохимии изотопов имени А.П. Виноградова. Москва, ГЕОХИ РАН. 2004. С. 230-231

6. Ларионова Ю.О., Носова A.A., Петрова А.Ю., Самсонов A.B. Палеопротерозойский (1.7 млрд. лет) возраст золоторудного месторождения Таловейс, Костомукшская структура, западная Карелия: Rb-Sr изотопно-геохронологические данные // Тезисы к докладам на X Петрографическом совещании. Апатиты. 2005. Т. 3. С. 165-166

7. Борисовский С.Е., Ларионова Ю.О., Самсонов A.B. Эволюция строения и состава цирконов как отражение дифференциации диорит-гранодиорит массива Таловейс, западная Карелия // Тезисы к докладам на X Петрографическом совещании. Апатиты. 2005. Т. 3. С. 52-54

8. Ларионова Ю.О., Самсонов A.B., Носова A.A., Шатагин К.Н. Палеопротерозойская золоторудная минерализация в архейских и палеопротерозойских гранитоидах Карелии // Тезисы к докладам на I Российской конференции по проблемам геологии и геодинамики докембрия: «Геология и геодинамика архея». С.Петербург, ИГГД РАН. 2005. С. 220-226

9. Larionova Yu.O., Nosova A.A., Samsonov A.V., Shatagin K.N. Relationship of mesothermal gold deposits and orogenic granitoids of the Karelian and Svecofennian terrains: Geochronological and isotopic data // Abstract for the 27th Nordic Geological Winter meeting. Oulu, Finland. 2006. P. 87

10. Ларионова Ю.О., Самсонов A.B., Носова А. А., Шатагин К.Н., Сизова Е.В. Время золоторудной минерализации в архейских и палеопротерозойских комплексах Карелии по данным Rb-Sr датирования И Материалы III Российской конференции по изотопной геохронологии. Москва, ГЕОС. 2006. Т. 1. С. 400 -405

11. Сизова Е.В., Ларионова Ю.О. Генетическая и возрастная характеристика золоторудной минерализации месторождения Педролампи, Центральная Карелия // Материалы XVII молодежной научной конференции «Геология, полезные ископаемые и геоэкология северо-запада России». Петрозаводск, Карельский научный центр РАН. 2006. С. 54-57

12. Ларионова Ю.О., Самсонов A.B., Носова А. А., Сизова Е.В. Масштабный палеопротерозойский этап золотого рудогенеза в Карелии - ключ к пониманию проблем поисков крупных золоторудных объектов в регионе // Материалы конференции MINEX FORUM Северо-Запад 2007. Петрозаводск

Отпечатано в отделе оперативной печати Геологического ф-та МГУ Тираж (20 экз. Заказ №

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Ларионова, Юлия Олеговна

Введение.

Глава I. Опыт изучения мезотермальных орогенных месторождений золота.

1.2. Rb-Sr изотопный метод датирования гидротермальных месторождений: возможности и ограничения, критерии надежности.

Глава II. Методы исследования.

Глава III. Золоторудные проявления PR Свекофеннского блока.

3.1. Краткая геолого-геохронологическая характеристика района исследований.

3.2. Геологическое строение рудопроявления Пякюля.

3.3. Геохимический и минеральный состав основных типов рудных зон.

Краткая петро-геохимическая характеристика объекта изотопных исследований.

3.4. Rb-Sr изотопные исследования пород рудопроявления Пякюля.

Резюме к главе III.

Глава IV. Золоторудные проявления AR Карельского блока.

4.1. ТАЛОВЕЙС

4.1Л. Краткая геолого-геохронологическая характеристика района исследований.

4.1.2. Геологическое строение месторождения Таловейс.

4.1.2.1. Петрографические и геохимические особенности рудовмещающих гранитоидов.

4.1.2.2. Метасоматические преобразования рудовмещающих пород и позиция золотого оруденения.

Краткая петро-геохимическая характеристика объекта изотопных исследований.

4.1.3. Rb-Sr изотопные исследования пород участка Таловейс.

4.2. ПЕДРОЛАМПИ

4.2.1. Региональная геологическая позиция участка Педролампи.

4.2.2. Геологическое строение месторождения.

4.2.3. Гидротермально-метасоматические образования.

4.2.4. Рудная минерализация и позиция золота.

4.2.5. Оценка физико-химических параметров формирования метасоматитов и гидротермальных жил.

Краткая петро-геохимическая характеристика объекта изотопных исследований.

4.2.6. Rb-Sr изотопные исследования пород и минералов месторождения Педролампи.

4.3. ХАУТОВААРА

4.3.1. Краткая геолого-геохронологическая характеристика Хаутоваарской структуры.

4.3.2. Геология и геохимия пород рудопроявления Центральное на участке Хаутоваара.ИЗ

4.3.3. Rb-Sr изотопные исследования пород и минералов участка Хаутоваара.

4.4. ФАДДЕЙН-КЕЛЬЯ

4.4.1. Геологическое строение месторождения Фаддейн-Келья.

4.4.2. Геохимия околорудных пород и кварцевых жил месторождения Фаддейн-Келья.

Краткая петро-геохимическая характеристика объекта изотопных исследований.

4.3. Rb-Sr изотопные исследования пород месторождения Фаддейн-Келья.

4.5. ЯЛОНВААРА

4.5.1. Краткая геолого-геохронологическая характеристика

Ялонваарской структуры.

4.5.2 Геологическое строение участка Хатуной,

Ялонваарское месторождение.

4.5.3. Геохимический состав золоторудных кварцевых жил участка Хатуной, Ялонваарское месторождение.

Краткая петро-геохимическая характеристика объекта изотопных исследований.

4.5.4. Rb-Sr изотопные исследования пород и минералов участка Хатуной Ялонваарского рудного поля.

Глава V. Геохронология и металлогения золоторудных проявлений Карелии.I

5.1.Rb-Sr возраст и начальное отношение Sr/ Sr золоторудных месторождений и проявлений Карелии.

5.2. Металлогенические аспекты.

5.3. Постмагматический генезис золоторудной минерализации на рудопроявлении Пякюля (Свекофеннский блок).

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Изотопная геохимия и геохронология золоторудной минерализации в архейских и палеопротерозойских комплексах Карелии"

Актуальность темы. Ведущим промышленным типом коренного золота в Мире являются мезотермальные орогенные месторождения раннедокембрийских кратонов. Разные по масштабам, включая крупные и уникальные, месторождения этого типа детально изучены и эксплуатируются во многих архейских гранит-зеленокаменных областях (ГЗО) (Groves et al., 2003). Исключением является Карельская ГЗО (Балтийский щит), на территории которой на сегодня известны лишь несколько небольших месторождений и рудопроявлений золота. В чем же специфика Карельской области, делающая её исключением среди других архейских ГЗО с крупномасштабным золотым оруденением? Главным отличием Карельской ГЗО от других архейских структур этого типа является ее интенсивная структурно-метаморфическая переработка в ходе свекофеннской орогении 1.95-1.80 млрд. лет (Кожевников и др., 1998). Логично предположить, что эта переработка могла сопровождаться своим этапом рудогенеза, по крайней мере в отношении мезотермального золоторудного процесса, который протекает при невысоких Р-Т параметрах и обеспечивается преимущественно флюидами метаморфогенного генезиса (Groves et al., 2003). Оценка масштабов проявления свекофеннского золоторудного процесса в Карельской ГЗО и его влияния на предшествовавшую архейскую золотую минерализацию представляется первоочередной задачей, поскольку возраст оруденения - главный критерий при выборе тектонических структур, перспективных для поисков мезотермальных месторождений. Решению этой задачи на сегодня уделено недостойно мало внимания. Для российской части Карельской области единственным критерием возрастной оценки служат структурные данные, на основании которых мезотермальная золоторудная минерализация может быть отнесена как к архею (Кожевников и др., 1998), так и к палеопротерозою (Кулешевич, 1992). Геохронологические исследования мезотермального золотого оруденения, локализованного в архейских вулканогенно-осадочных толщах зеленокаменного пояса Иломантси (Финляндия) свидетельствуют в пользу полицикличности золоторудного процесса (Vaasjoki et al., 1993, O'Brien et al., 1993) и фиксируют палеопротерозойские возрасты гидротермальных образований. На сегодня очевидно, что для решения этой дискуссионной и крайне актуальной в научном и практическом плане проблемы необходимо проведение геолого-структурных, петрографических, геохимических и минералогических работ в сочетании с детальными изотопно-геохронологическими исследованиями. Только такое комплексное изучение, выполненное для наиболее дискуссионных в научном и представительных в практическом плане золоторудных проявлений Карельского блока, позволит решить фундаментальные вопросы возрастной позиции и генетической принадлежности золоторудной минерализации. Это приблизит к пониманию основной прикладной проблемы - является ли отсутствие крупных золоторудных объектов в Карелии обоснованным фактом, или это всего лишь результат недостаточной изученности региона.

Объекты исследований. В архейском блоке было проведено изучение 5 золоторудных проявлений, локализованных в разных частях кратона: месторождение Таловейс (западная Карелия), месторождение Педролампи (центральная Карелия), рудопроявление Хаутоваара (Центральная Карелия), месторождение Фаддейн-Келья (южная Карелия) и участок Хатуной Ялонваарского месторождения (юго-западная Карелия). В Свекофеннском блоке было изучено рудопроявление Пякюля, локализованное в гранитоидах Суйстамского комплекса, С-3 Приладожье.

Задачи исследований. Для каждого из объектов необходимо было провести геолого-структурное, петрографическое, геохимическое и изотопно-геохронологическое изучение рудовмещающих гранитоидов, околорудпых метасоматитов и золоторудных зон. Основное внимание было уделено изотопным исследованиям, которые дают принципиально новую информацию о дискуссионных вопросах времени формирования золотого оруденения и его взаимосвязи с рудовмещающими гранитоидами, обсуждавшиеся ранее только на основании геологических и петрогеохимических данных.

Фактический материал и методы исследования. В основу диссертации легли материалы, собранные автором при полевых работах 2002-2006 гг. При полевых работах было проведено геолого-структурное изучение и опробование рудовмещающих супракрустальных толщ и гранитоидов, околорудных метасоматитов и золоторудных зон на шести объектах в архейской и протерозойской частях Карельского кратона. Для всего объема собранного каменного материала были проведены: петрографическое изучение пород (около 600 шлифов); микрозондовое изучение породообразующих и рудных минералов (около 1000 анализов); петрохимические исследования пород (около 400 образцов); геохимическое изучение пород с привлечением метода 1СР-М8 на 45 элементов (около 200 образцов) и метода нейтронной активации с определением концентраций редких и рудных элементов (около 400 образцов); Шэ-Бг изотопные исследования по образцам пород в целом и минералам (более 100 образцов). Все изотопные исследования были выполнены автором работы.

Научная новизна диссертационной работы связана с принципиально новым для

Карелии исследовательским подходом, в котором сочетание методов магматической, метаморфической петрологии, геохронологии и изотопной геохимии позволило рассмотреть образование золоторудных объектов в тесной взаимосвязи как с процессами тектоно-магматической истории формирования локальных рудовмещающих структур, так и в региональном масштабе. Для Карельского блока главным новым научным результатом работы является обоснование возрастного и генетического единства золоторудных проявлений, локализованных в архейских гранит-зеленокаменных поясах разных частей блока. Образование этих рудопроявлений связывается с гидротермально-метасоматическими процессами в зонах сдвиговых хрупко-пластичных дислокаций при близких Р-Т условиях вне связи с гранитоидным магматизмом, вероятно, при участии метаморфогенного флюида, и происходило практически синхронно на всей территории Карельского блока в конце палеопротерозоя около 1.7 млрд. лет назад на заключительной стадии свекофеннского орогенеза. Для Свекофеннского блока новым и важным результатом исследований является доказательство тесной возрастной и генетической связи гидротермальной золотой минерализации с рудовмещающими пост-коллизионными палеопротерозойскими гранитоидиыми интрузиями.

Практическая значимость работы определяется тем фактом, что полученные в ней новые данные о генетической принадлежности и возрастной позиции золоторудной минерализации изменяют стратегию поисковых работ по золоту в регионе.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, пяти глав, заключения, списка литературы (137 наименований) и приложения. Объем работы - 180 страниц, 86 рисунков и 28 таблиц и 37 страниц приложения.

Заключение Диссертация по теме "Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых", Ларионова, Юлия Олеговна

Основные выводы по результатам проведенных исследований сформулированы в защищаемых положениях, приведенных во Введении. Здесь же мы постараемся кратко подытожить работу в целом, включив в рассмотрение те аспекты, которые оказались за рамками защищаемых положений.

Прежде всего нужно подчеркнуть, что ЫЬ-Бг изохронный метод датирования может успешно применяться для определения времени гидротермально-метасоматических процессов на золоторудных объектах докембрийского возраста. Нами было убедительно показано, что его использование в сочетании с петро-геохимическими и минералогическими методами исследования объектов позволяет решить весьма дискуссионные вопросы генезиса рудопроявлений и месторождений золота мезотермального типа. С уверенностью можно сказать, что полученный опыт датирования докембрийских месторождений Карелии может быть успешно применен и при исследовании фанерозойских месторождений, при этом, возможно, удастся решить некоторые проблемы, для которых в настоящей работе (в силу объективных причин) не хватило разрешающей способности ЯЬ-Бг метода.

Наверное, самым значимым итогом работы стало выделение на основании новых геохронологических данных, согласующихся с немногочисленными данными других исследователей, палеопротерозойского золоторудного этапа в пределах архейского Карельского блока. Новые ЯЬ-Бг изотопные данные позволили также окончательно решить остро дискуссионные вопросы генетической типизации наиболее значимых золоторудных объектов региона. Установленный генетический тип (орогенный мезотермальный) золоторудной минерализации Карельского блока и ее палеопротерозойский возраст должны быть учтены при постановке геолого-разведочных работ в пределах области.

Выявленный на основании геохронологических данных этап эндогенного рудообразования, по нашим представлениям, связан с фазой эндогенной активизации Карельского блока в конце палеопротерозоя 1.7 млрд. лет назад, которая была сопряжена с мощной тектоно-термальной переработкой нижней коры этого блока в условиях гранулитовой фации, что послужило источником флюида, ответственного за мезотермальную золоторудную минерализацию.

Проделанная работа кроме решения некоторых вопросов, как это обычно случается, ставит новые проблемы. Так, например, в настоящее время невозможно обоснованно утверждать, существует ли в Карелии, как на других докембрийских щитах, золото неоархейского этапа и оценить масштабы этого оруденения. Прогресс в решении этой проблемы невозможен без активного проведения геолого-поисковых и геологоразведочных работ в наиболее перспективных блоках и зонах, то есть, без тесного сотрудничества геологов академических институтов и производственных организаций.

Заключение

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Ларионова, Юлия Олеговна, Москва

1. Алексеев В.Ю., Прокофьев В.Ю., Волков A.B., 2008. Физико-химические параметры и генезис золоторудной минерализации Карелии (Россия) // Материалы XIII Международной конференции по термобарогеохимии и VI симпозиума APIFIS. Том 2. С. 177-180.

2. Афонасьва E.H., Савицкий A.B. и др., 1998. Составление прогнозно металлогенической карты золотоносности республики Карелия масштаб 1:500000. ВСЕГЕИ. С. 11-35

3. Балтыбаев Ш.К., Левченков O.A., Бережная Н.Г., Невский Л.К., Макеев А.Ф., Яковлева С.З., 2004. Время и длительность свекофенской плутонометаморфической активности на юго-востоке Балтийского щита, Приладожье. // Петрология. Т. 12. С. 374-393

4. Белашсв Б.З., Кулешевич Л.В., 2005. Декрипитация газово-жидких включений в кварце из различных генетических типов золоторудных проявлений Карелии // Геология и полезные ископаемые Карелии. Выпуск 8. Петрозаводск: КарНЦ РАН. С. 89-94.

5. Бибикова Е.В., Кирнозова Т.П., Лазарев Ю.И., Макаров В.А., Николаев A.A., 1990. U-Pb изотопный возраст вепсия Карелии // Доклады Академии наук СССР. Том 310, № 1. С. 189-191.

6. Бибикова Е.В., Слабунов А. И., Богданова C.B., Шельд Т., 1999. Тектоно-термальная эволюция земной коры Карельской и Беломорской провинции Балтийского щита в раннем докембрии по данным U-Pb исследования сфенов и рутилов. // Геохимия, № 8. С. 842-857.

7. Бибикова Е.В., Кирнозова Т.Н., Петрова А.Ю., Самсонов A.B., 2005. Геохронология архея Западной Карелии. // Стратиграфия. Геологическая корреляция. Т. 13.№5. С. 3-20

8. П.Богачев В.А., Иваников В.В., Козырева И.В. и др., 1999. U-Pb цирконовое датирование синорогенных габбро-диоритовых и гранитоидных интрузий Северного Приладожья // Вестник СпбГУ. Сер. 7: Геология и география. Вып. 3. № 2. С. 23-31

9. Булавин A.B., Рябухин В.Т., 1997. Геолого-экономические аспекты изучения и освоения месторождений благородных металлов в Карелии // Проблемы золотоносности и алмазоносности севера европейской части России. Петрозаводск. С. 5-8.

10. Власов Е.А., Бакшеев И.А., 2007. Новые данные о минералогии и условиях формирования золоторудного месторождения Таловейс. // Сборник тезисов MINEX-FORUM Северо-запад. Раздел «Золото», № 17.

11. Володичев О.И., Кузенко Т.П., Козлов С.С., 2002. К структурно-метаморфическому изучению метавулканитов контокской серии Костомукшской структуры. // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 5. С. 15-26

12. Вольфсон A.A., 2004. Геолого-генетические особенности золото-кварцевого месторождения «Майское» (Северная Карелия) // Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата г.-м. наук. Москва. 28 с.

13. Глебовицкий В.А., 2005. Ранний докембрий Балтийского щита // СПб.: Наука. 711 с.

14. Голубев А.И., Кулешевич J1.B., 2001. Перспективы золотоносности протерозойских образований Карелии // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 3. С. 15-25.

15. Голубев А.И., Иващенко В.И., Трофимов H.H., Ручьев А.М., 2007. Металлогения и оценка перспектив Карелии на крупные и комплексные благороднометалльные месторождения // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 10. С. 91-116.

16. Иващенко В.И., Лавров О.Б., 1994. Магматогенно-рудная (Mo, W, Си, Аи) система Ялонваарского вулкано-плутонического комплекса архея Карелии // Петрозаводск. 128 с.

17. Иващенко В.И., Лавров О.Б., 1996. Комплексное порфировое месторождение Ялонваара в архее Карелии (Россия) // Геология рудных месторождений. Т. 38. №5. С. 412-423

18. Иващенко В.И., Ручьев A.M., Лавров О.Б., Кондрашева Н.И., 2001. Рудопроявления Пякюля новый перспективный благороднометальный объект в Приладожье // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 3. С. 40-53

19. Иващенко В.И., Ручьев A.M., Лавров О.Б., 2004. Эндогенная золоторудная система Суйстамского плутоничского комплекса (Северное Приладожье) // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып.7. С. 127-146

20. Иващенко В.И., Ручьев A.M., Лавров О.Б., 2004 б. Геологоэкономическое обоснование постановки оценочных работ на золото в пределах участка Хатуноя в Суоярвинском районе // Производственный отчет. Петрозаводск. 161 с.

21. Иващенко В.И., 2006. Золото Фенноскандии металлогения и перспективы золотоносности территории Карелии // Труды Карельского научного центра РАН. Выпуск 9. Петрозаводск. С. 84-111

22. Иващенко В.И., Сундблад К., 2007. Золото Фенноскандинавского щита -металлогения и перспективы золотоносноси территории Карелии // Сборник тезисов MINEX-FORUM Северо-запад. Раздел «Золото», №11.

23. Иващенко В.И., Лавров О.Б., 2007. Металлогенические эпохи и факторы, определяющие золоторудный потенциал Карельского региона. Сборник тезисов MINEX-FORUM Северо-запад. Раздел «Золото», № 10.

24. Иващенко В.И., Лавров О.Б., Кондрашова, Соколов С.Я., 2007. Комплексное благороднометалльное оруденение участка Хатуной архейского зеленокаменного пояса Ялонваара-Иломантси // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 10. С. 117-138

25. Кожевников В.Н., 1982. Условия формирования структурно-метаморфических парагенезисов в докембрийских комплексах. // Л.: Наука, 183 с.

26. Кожевников В.Н., 2000. Архейские зеленокаменные пояса Карельского кратона как аккреционные орогены. // Петрозаводск: Карельский научный центр РАН. 223 с.

27. Кожевников В.Н., 2007. Архейские золоторудные системы: аргументы, модели, альтернативы. // Материалы Всероссийской конференции по геодинамике, магматизму, седиментогенезу и минерагении северо-запада России. Петрозаводск. С. 164-168.

28. Конопелько Д.Л., Степанов К.И., Петров C.B., Пупков О.М., 1999. Гипабиссальный габбро-плагиогранитный комплекс северного Приладожья // Вестник СпбГУ. Сер. 7: Геология и география. Вып. 4. № 28. С. 21-31

29. Костицын Ю.А., Журавлев А.З., 1987. Анализ погрешностей и оптимизация метода изотопного разбавления. // Геохимия. №7. С. 1024-1036

30. Костицын Ю.А., 1993. Рубидий-стронциевые изотопные исследования месторождения Мурунтау. Датирование рудных жил изохронным методом. // Геохимия. № 9. С. 1308-1319.

31. Костицын Ю.А., 1996. Rb-Sr изотопные исследования месторождения Мурунтау. Магматизм, метаморфизм и рудообразование. // Геохимия. № 12. С. 1123-1138.

32. Кулешевич Л.В., 1992. Метаморфизм и рудоносность архейских зеленокаменных поясов юго-восточной окраины Балтийского щита // Петрозаводск. 267 с.

33. Кулешевич JI.B., Слюсарев В.Д., 1997. Золотоносность Восточно-Карельской подвижной зоны // Проблемы золотоносности и алмазоносности Севера европейской части России. Петрозаводск. С. 32-40

34. Кулешевнч JI.B., Фурман В.Н., Коротаева H.H., 2000. Золоторудное проявление Берендей, (южно-Костомукшское рудное поле) // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 2. С. 50-59

35. Кулешевнч JI.B., 2002. Кислый магматизм и золотое орудененис Костомукшской структуры // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 5. С. 59-72

36. Кулешевич JI.B., 2006. Золотое оруденение в архейских зеленокаменных поясах Карелии // Алмазы и благородные металлы Тимано-Уральского региона. Материалы Всероссийского совещания. Сыктывкар. С. 185-186.

37. Кулешевич JI.B., Лавров О.Б., 2007. Месторождение Педролампи и золоторудные проявления Эльмусской площади // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 10. Петрозаводск. С. 140-158.

38. Ларионова Ю.О., Самсонов A.B., Носова A.A., 2004. Rb-Sr геохронология и изотопная геохимия рудовмещающих пород и околорудных метасоматитов мезотермального Au-месторождения Таловейс, западная Карелия // Доклады РАН. Т. 296. №2. С. 1-5

39. Ларионова Ю.О., Самсонов A.B., Шатагнн К.Н., 2007. Источники архейских санукитоидов Карельского кратона: Nd и Sr изотопно-геохимические данные // Петрология. Т. 15. № 2. С. 590-612.

40. Лобач-Жученко С.Б., Бибикова Е.В., Другова Г.М., Володичев O.A., Чекулаев

41. B.П., Крылов И.Н., Грачева Т.В., Макаров В.А.,1995. Архейский магматизм района оз. Нотозера Северо-Западного Беломорья: изотопная геохронология и петрология // Петрология. Т.З. №6. С. 593-621.

42. Лобач-Жученко С.Б., Арестова H.A., Чекулаев В.П., Левченков O.A., Крылов И.Н., Левский Л. К., Богомолов И.С., Коваленко A.B., 1999. Эволюция Южно-выгозерского зеленокаменного пояса Карелии // Петрология. Т.7. №2. С. 156-173.

43. Лобач-Жученко С.Б., Арестова H.A., Милькевич Р.И., Левченков O.A., Сергеев

44. C.А., 2000. Стратиграфический разрез Костомукшской структуры Карелии (верхний архей), реконструированный на основе геохронологических, геохимических и изотопных данных // Стратиграфия, геологическая корреляция. Т. 8. №4. С. 3-10

45. Лобач-Жученко С.Б., Чекулаев В.П., Арестова H.A., Левский Л.К., Коваленко A.B., 2000 б. Архейские террейны Карелии; их геологическое и изотопно-геохимическое обоснование // Геотектоника. №6. С. 26-42.

46. Метасоматизм и метасоматические породы, 1998. Колл. авторов. Ред. В.А. Жариков, BJI. Русинов // М.: Научный мир. 492 с.

47. Миллер Ю.В., 1988. Структура архейских зеленокаменных поясов // Л.: Наука. 143 с.

48. Минерально-сырьевая база Республики Карелия. Книга 1. Горючие полезны ископаемые. Металлические полезные ископаемые. // Петрозаводск: Карелия, 2005. 280 с.

49. Металлогения Карелии, 1999 // Отв. ред. С.И. Рыбаков, А.И. Голубев. Петрозаводск. 340 с.

50. Некрасов И.Я, 1991. Геохимия, минералогия и генезис золоторудных месторождений //М: Наука. 302 с.

51. Никитина Л.П., Левский Л.К., Лохов К.И., Беляцкий Б.В., Журавлев В.А., Лепехина E.H., Антонов A.B., 1999. Протерозойский щелочно-ультраосновной магматизм восточной части Балтийского щита // Петрология. Т. 7. С. 252-275.

52. Петрография и петрология магматических, метаморфических и метасоматических горных пород: Учебник, 2001 // Колл. авторов. Под ред. B.C. Попова и O.A. Богатикова. М.: Логос, 768 с.

53. Попов В.Е., 1991. Генезис вулканогенно-осадочных месторождений и их прогнозная оценка. // Л., 287 с.

54. Раевская М.Б., Горьковец В.Я., Светова А.И., Володичев О.И., 1992. Стратиграфия докембрия Карелии. Опорные разрезы верхнеархейских отложений // Петрозаводск. 191 с.

55. Рыбаков С.И., 1980. Метаморфизм вулканогенно-осадочных формаций Карелии. Петрозаводск: Карелия. 136 с.

56. Рыбаков С.И., Светова А.И., Куликов B.C., Робонен В.И., 1981. Вулканизм архейских зеленокаменных поясов Карелии. //Л., «Наука». 154 с.

57. Сафонов Ю.Г., Попов В.В., Волков A.B. Геодинамические факторы образования крупных и сверхкрупных докембрийских золоторудных концентраций // Крупные и суперкрупные месторождения: закономерности размещения и условия образования //Москва. С. 15-46.

58. Сизова Е.В., Ларионова Ю.О., 2006. Генетическая и возрастная характеристика золоторудной инерализации месторождения Педролампи, Центральная Карелия //

59. Геология, полезные ископаемые и геоэкология Северо-Запада России: Материалы конф. Петрозаводск. С. 19-25.

60. Скуфьин П.К., Баянова Т.Б., Левкович Н.В., 1999. Лампрофиры в раннепротерозойском вулканогенном комплексе Печенгской структуры, Кольский полуостров // Петрология. Т. 7, № 3. С. 299-315.

61. Чугаев А.В., 2007. Rb-Sr изотопная система гидротермального кварца, возраст и источники вещества золоторудных месторождений Сухой Лог (Россия) и Колар (Индия) // Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата г.-м. наук. Москва. 27 с.

62. Фурман В.Н., 2001. Отчет о результатах поисковых работ на золото, проведенных в южной части Костомукшской зеленокаменной структуры в 1998-2001 гг. Фонды КГЭ.

63. Шергина Ю.П., Ларин A.M., Чухонин А.П., Мурина Г.А., Рублев А.Г., 1982. Возраст Салминского массива рапакиви и связанного с ним оруденения // Известия АН СССР. № 12. С. 64-75

64. Шульдинср В.И., Левченков О.А., Яковлева С.З. и др., 2000. Верхний карелий в стратиграфической шкале России: выбор нижней границы и региональные подразделения стратотиической области // Стратиграфия. Геологическая корреляция. Т. 8. № 6. С. 20-33

65. Электронная база данных Геологической службы Финляндии, адрес: http://www.gsf.ri/explor/

66. Электронная база данных Геологической службы Канады, адрес: www.gsc.nrcan.gc.ca

67. Alviola R., Johanson B.S., Ramo О.Т., Vaasjoki M., 1999. The Proterozoic Ahvenisto rapakivi granite-massif-type anorthosite complex, southeastern Finland; petrography and U-Pb chronology// Precambrian Research. V. 95. P. 89-107

68. Anglin C.D., Jonasson T.R., Franklin J.M., 1996. Sm-Nd dating of scheelite and tourmaline: implications for the genesis of Archean gold deposits, Val d'Or, Canada. // Econ. Geol., 91, P. 1372-1382.

69. Bennett D.G., Barker A.J., 1992. High salinity fluids: The result of retrograde metamorphism in thrust zones. // Geochim. Cosmochim. Acta., 56, P. 81-95.

70. Benning L.G., Seward T.M., 1996. Hydrosulphide complexing of gold(I) in hydrothermal solutions from 150 to 500°C and 500 to 1500 bars. // Geochim. Cosmochim. Acta., 60, P. 1849-1871.

71. Bibikova E.V., Petrova A., Claesson S., 2005. The temporal evolution of sanukitoids in the Karelian Craton, Baltic Shield: an ion microprobe U-Th-Pb isotopic study of zircons //Lithos. V. 79. P. 129- 145.

72. Brabander D.J., Giletti B.J., 1995. Strontium diffusion kinetics in amphiboles and significance to the thermal history determination // Geochim. Cosmochim. Acta. V. 59. P. 2223-2238

73. Downes H., Peltonen P., Manttari I., Sharkov E. V., 2002. Proterozoic zircon ages from lower crustal granulite xenoliths, Kola Peninsula, Russia: evidence for crustal growth and reworking // Journal of the Geological Society. V. 159. P. 485-488.

74. Eilu P., 1999. FINGOLD a public database on gold deposits of Finland // Geological Survey of Finland. Espoo, Report of Investigation 146. 1999. 224 p.

75. Fyon .T.A., Troop D.G., Marmont S., Macdonald A.J., 1989. Introduction of gold into Archean crust, Superior Province, Ontario Coupling between mantle-initiated magmatism and lower crustal thermal maturation. // Econ. Geol. Monograph 9, P. 479490.

76. Gaal G., Gorbatschev R., 1987. An outline of the Precambrian evolution of the Baltic Shield // Precambr.Res. V. 35. P. 15-52

77. Gaal G., 1990. Tectonic styles of the Early Proterozoic ore deposition in the Fennoscandian Shield // Precambr.Res. V. 46. P. 83-114

78. Goldfarb R.J., Newberry R.J., Pickthorn W.J., Gent C.A., 1991. Oxygen, hydrogen, and sulfur isotope studies in the Juneau gold belt, southeastern Alaska: Constraints on the origin of hydrothermal fluids. // Econ. Geol., 86, P. 66-80.

79. Goldfarb R.J., Phillips G.N., Nokleberg W.J., 1998. Tectonic setting of synorogenic gold deposits of the Pacific Rim. // Ore Geol. Rev. Special Issue, 13, P. 185-218.

80. Gorbatschev R., Bogdanova S.V., 1993. Frontiers in the Baltic Shield // Precambr.Res. V. 64. P. 3-21

81. Groves D.I., Goldfarb R.J., Robert F. and Craig J.R. Hart, 2003. Gold Deposits in Metamorphic Belts: Overview of Current Understanding, Outstanding problems, Future Research, and Exploration Significance // Economic Geology, v. 98, P. 1-29.

82. Groves D.I., Vielreicher R.M., Goldfarb R.J., Condie K.C., 2005. Controls on the heterogeneous distribution of mineral deposits through time. // Mineral Deposits and Earth Evolution. Geological Society, London, Special Publication, 248. P. 71-101.

83. Halliday A.N., Luukkonen E.J., Bowes D.R., 1988. Rb-Sr whole-rock isotopic study of late archaean and earlyproterozoic granitoid intrusions, Kainuu, Eastern Finland // Bull.Geol. Soc. Finland, 60, Part 2. pp. 107-113.

84. Henry D.J. and Guidotti C.V., 1985. Tourmalines as a petrogenetic indicator mineral: an example from the staurolite-grade metapelites of NW Maine. // Am Mineral. V. 70, p. 1-15.

85. Herrington R.J., Evans D.M., Buchanan D.L., 1997. Greenstone belts: Metallogenic aspects // In Ed. de Wit M.J. and Ashwal L. Greenstone belts. Clarendon Press Oxford. P. 176-220

86. Hodgson C.J., Hamilton J.V., 1989. Gold mineralization in the Abitibi greenstone belt: end-stage result of Archean collisional tectonics? // Econ. Geol. Monograph 6, P. 86-100.

87. Kerrich R., Wyman D.A., 1990. Geodynamic setting of mesothermal gold deposits: an association with accretionary tectonic regimes. // Geology, 18, P. 882-885.

88. Kerrich R., Cassidy K.F., 1994. Temporal relationships of lode gold mineralization to accretion, magmatism, metamorphism and deformation Archean to present: A review. // Ore Geol. Rev., 9, P. 263-310.

89. Kerrich R., Goldfarb R., Groves D., Garwin S., Jia Y„ 2000.The characteristics, origin, and geodynamic settigs of supergiant gold metallogenic provines // Science in China (Series D), P. 1-66

90. Konopelko D., Savatenkov V., Glebovitsky V. et al., 2005. Nd isotope variation across the Archaen-Proterozoic boundary in the North Ladoga Area, Russian Karelia // GFF. Vol. 127 (Pt. 2, June). P. 113-120.

91. Kovalenko A., Clemens J.D., Savatenkov V., 2005 Petrogenetic constraints for the genesis of Archaean sanukitoid suites: geochemistry and isotopic evidence from Karelia, Baltic Shield // Lithos. V. 79. P. 147-160.

92. Ludvvig K., 2003. User's Manual for Isoplot 3.00. A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel. // Berkeley Geochronology Center. Special Publication № 4.

93. Lobach-Zhuchenko S.B., Rollinson H.R., Chekulaev V.P., et al., 2005. The Archean sanukitoid series of the Baltic Shield: geological setting, geochemical characteristics and implications for their origin //Litos. V. 79. P. 107-128.

94. Martin H., Chauvel C., Jang B.M., Vidal Ph., 1983. Rb-Sr and Sm-Nd ages and isotopic geochemistry of archaean granodioritic Gneisses from eastern Finland // Precambrian Reserch, 20. pp. 79-91.

95. Martin H., 1987. Petrogenesis of Archaean trondhjemites, tonalities and Granodiorites from Eastern FinlandAMajor and Trace Element Geochemistry // Journal of Petrology. Vol.28. Part 5. pp. 921-953

96. Martin H., 1989. Archean chronology in the Eastern Part of the Baltic Shield: a synthesis // Precambrian Research, 43. pp. 63-77.

97. McCoy D., Newberry R.J., Layer P., DiMarchi J.J., Bakke A., Masterman J.S., Minehane D.L., 1997. Plutonic-related gold deposits of Interior Alaska. Econ. Geol. Monograph 9, P. 191-241.

98. Mikucki E.J., 1998. Hydrothermal transport and depositional processes in Archean lode-gold systems: A review. // Ore Geol. Rev. Special Issue, 13, P. 307-321.

99. Moralev G.V, Shatagin K.N., 1999. Rb-Sr study of Au-Ag ShkoPnoe deposit (Kuram Mountains, north Tadjikistan): age of mineralization and time scale of hydrothermal processes // Mineralium Deposita. V. 34. P. 405-413

100. Nesbitt B.E., 1991. Phanerozoic gold deposits in tectonically active continental margins. // In: Foster, R.P. (ed.), Gold metallogeny and exploration, Blackie and Son, Glasgow and London, 104-132.

101. Nesbitt B.E., Murowchick J.B., Muehlenbachs K„ 1986. Dual origins of lode gold deposits in the Canadian Cordillera. // Geology, 14, P. 506-509.

102. Nironen M., 1997. The Svecofennain Orogen: a tectonic model // Precambrian Research, 86. P. 21-44.

103. O'Brien H.E., Nurmi P.A., Karhu J.A., 1993. Oxygen, hydrogen and strontium isotopic compositions of gold mineralization in the Late Archean Hattu schist belt, Uomantsi, Eastern Finland. // Geological Survey of Finland, Special Paper. V. 17. P. 291306

104. Peltonen P., Manttari I., Huhma H„ Whitehouse M.J., 2006. Multi-stage origin of the lower crust of the Karelian craton from 3.5 to 1.7 Ga based on isotopic ages of kimberlite-derived mafic granulite xenoliths // Precambrian Research 147. P. 107-123.

105. Samsonov A.V., Bibikova E.V., Bogina M.M., Petrova A.Yu., Shchipansky A.A., 2005. The relationship between adakitic and calc-alkaline volcanic rocks and TTGs in the Karelian greenstone belts // Lithos. V. 79. P. 83- 106

106. Sibson R.H., Robert F„ Poulsen K.H., 1988. High-angle reverse faults, fluid-pressure cycling, and mesothermal gold-quartz deposits. // Geology, 16, P. 551-555.

107. Sillitoe R.H., Thompson J.F.H., 1998. Intrusion-related vein gold deposits: types, tectono-magmatic settings and difficulties of distinction from orogenic gold deposits. // Resource Geol., 48, P. 237-250.

108. Stein H.J., Morgan J.W., Robert F., 1999. ,87Re-187Os dating of Archean Au deposits in the Val d'Or district, Abitibi Belt, Quebec.// EOS, Transactions, AGU, 80, no. 17, p. 376.

109. Stuwe K., Will T.M., Zhou S„ 1993. On the timing relationship between fluid production and metamorphism in metamorphic piles: some implications for the origin of postmetamorphic gold mineralization. Quebec. // Earth Planet. Sci. Lett., 114, P. 417430.

110. Sundblad K., Ahl M., Schoberg H., 1993. Age and geochemistry of granites associated with Mo-mineralizations in western Bergslagen, Sweden // Precambrian Research, 64. P. 319-335.

111. Vaasjoki M., Sorjonen-Ward P., Lavikainen S., 1993. U-Pb age determinations and sulphide Pb-Pb characteristics from the late Archean Hattu schist belt, Ilomantsi, eastern Finland// Geological Survey of Finland, Special Paper. V. 17. P. 103-131

112. Wong L., Davies D.W., Krogh T.E., Robert F., 1991. U-Pb zircon and rutile geochronology of Archean greenstone formation and gold mineralization in the Val d'Or region, Quebec// Earth Planet. Sci. Lett., 104, P. 325-336.

113. ЭЮ2 67,19 99,70 57,90 62,07 55,35 51,58 99,35 69,90 67,08 98,97 56,32

114. ТЮ2 0,21 0,01 0,95 0,56 0,94 1,30 0,02 0,43 0,56 0,03 0,73

115. А1гОз 18,7 0,2 16,9 15,1 15,8 17,6 н/о 16,3 17,5 0,2 14,0

116. Ре203 2,49 0,07 10,85 7,21 11,01 12,15 0,50 5,18 6,25 0,51 9,45

117. МпО 0,02 0,01 0,15 0,12 0,17 0,17 0,01 0,11 0,11 0,01 0,16

118. МдО 2,48 0,01 4,12 4,87 5,72 5,97 0,01 1,11 1,67 0,01 7,41

119. СаО 2,48 0,01 4,12 4,87 5,72 5,97 0,01 1,11 1,67 0,01 7,41

120. N□20 2 21 и/о 2,58 3,78 2,80 2,86 0,03 3,13 3,14 0,02 2,02к2о 4,21 0,02 2,16 1,25 2,25 2,09 0,07 2,57 1,79 0,15 2,30

121. Р2О5 0,03 и/о 0,31 0,19 0,23 0,30 н/о 0,17 0,22 0,04 0,24

122. Э 0,01 0,01 0,11 0,11 0,03 0,95 0,34 0,07 0,05 0,06 0,01

123. Мд # 0,66 0,24 0,43 0,57 0,51 0,49 0,04 0,30 0,35 0,04 0,61

124. Na/K 0,53 1,20 3,02 1,24 1,37 0,43 1 22 1,75 0,13 0,88

125. Сг 12 8 34 151 71 52 14 16 18 12 286

126. V 19 1 159 131 209 279 5 33 60 2 173

127. Со 3 2 23 17 31 31 6 6 12 н/о 32

128. N1 11 8 17 38 30 28 9 13 13 9 76

129. Си 6 4 30 13 24 160 129 33 3 8 372п 73 5 80 84 92 228 8 71 76 23 122

130. ЯЬ 120 4 47 37 46 38 4 77 62 6 73

131. Эг 218 13 620 794 563 635 14 685 951 14 654

132. У 8 5 19 16 19 18 5 16 16 4 17гг 88 15 126 117 105 95 16 130 134 22 895 2 7 7 6 3 3 7 8 3 7

133. Ва 1336 6 786 596 683 411 17 770 744 46 586

134. РЬ 23 и/о 7 61 14 66 2 28 12 19 17

135. Аэ (¡ппа) 1,2 0,9 и/о 31,6 6,9 2211 1438,0 61,9 н/о 17,6 31,4

136. С1 78 85 228 128 175 138 84 96 120 88 104ва 22 2 24 23 23 22 1 22 22 1 20

137. Эс, ¡ппа 2,3 и/о 22 5 18,6 27,4 36,4 0,4 4,6 7,1 0,2 29,6

138. Сг, ¡ппа 25,3 28,1 24,9 190,9 69,9 39,4 50,2 23,5 25,3 36,3 371,3

139. Со, ¡ппа 2,6 0,2 24,3 21,4 32,1 38,4 4,4 5,9 8,9 0,5 36,3ппа и/о 10 и/о н/о н/о н/о 24 и/о н/о 11 н/о

140. Тп, ¡ппа 50 1 и/о н/о и/о н/о н/о н/о н/о 27 и/о2х, ¡ппа 84 и/о и/о н/о и/о н/о н/о 170 247 и/о и/о

141. Сб, ¡ппа 4,27 0,03 1,83 3,52 3,27 2,26 н/о 2,61 4,88 0,08 9,68а, ¡ппа 10,1 0,1 17,4 16,9 15,8 14,2 0,6 22,5 23,3 1,4 11,4

142. Сс, ¡ппа 18,3 0,2 35,4 32,1 32,0 29,5 1,3 42,7 44,4 3,1 22,6

143. N(1, ¡ппа 6,3 и/о 18,3 12,3 15,8 16,4 1|/о 14,3 16,2 1,5 9,5

144. Эт, ¡ппа 1,20 0,01 3,98 2,76 3,60 3,72 0,04 3,03 3,31 0,27 2,75

145. Ей, ¡ппа 0,22 0,001 1,34 1,04 1,16 1,20 0,01 1,03 1,27 0,11 1,04

146. ТЬ, ¡ппа 0,16 и/о 0,49 0,29 0,42 0,70 н/о 0,34 0,49 0,03 0,48

147. УЬ, ¡ппа 0,36 и/о 1,62 0,99 1,55 1,19 и/о 1,13 1,26 0,11 1,08и, ¡ппа 0,06 0,002 0,27 0,17 0,30 0,24 н/о 0,23 0,21 0,02 0,19

148. Ж, ¡ппа 2 12 0,01 3,23 2,78 2,70 2 22 0,03 3,70 3,20 0,20 2,10

149. Та, ¡ппа 0,26 и/о 0,27 0,32 0,31 0,24 н/о 0,52 0,47 0,03 0,26

150. ТЬ, ¡ппа 0,8 и/о 2,0 2,0 1,6 1,4 и/о 2,9 2,4 0,2 1,2и, ¡ппа 0,71 0,01 0,51 0,49 0,30 н/о и/о 1,10 0,63 0,05 0,67

151. Аи, ¡ппа и/о и/о н/о 0,03 0,02 и/о 0,57 и/о н/о 0,01 0,03

152. V/, ¡ппа 3,9 0,1 н/о н/о и/о и/о н/о и/о н/о 1,0 н/о

153. Ад, ¡ппа и/о и/о н/о 4,3 н/о н/о 0,5 и/о н/о 0,5 н/о

154. БЬ, ¡ппа 0,17 0,09 1,85 2,06 1,17 2,28 2,85 0,72 0,56 11,72 1,23

155. Мо, ¡ппа 1.3 0,2 и/о и/о н/о и/о и/о н/о н/о н/о 3,7

156. Б'Юг 68,34 69,14 73,81 99,20 90,74 65,34 62,37 64,50 64,31 66,64 66,09 72,14

157. ТЮ2 0,57 0,36 0,32 0,02 0,07 0,52 0,47 0,28 0,41 0,39 0,40 0,38

158. А1гОз 16,5 17,7 14,6 0,1 4,3 17,5 18,7 13,8 20,0 17,8 18,6 15,7

159. Ре203 6,27 3,77 3,71 0,57 1,47 5,43 4,27 13,90 4,08 3,75 3,48 4,38

160. МпО 0,12 0,07 0,05 0,01 0,05 0,10 0,08 0,05 0,07 0,11 0,09 0,08

161. МдО 1,36 1,01 0,90 0,01 0,81 2,44 3,77 1,54 1,95 2,37 2,07 1,00

162. СаО 1,36 1,01 0,90 0,01 0,81 2,44 3,77 1,54 1,95 2,37 2,07 1,00

163. Ма20 3,19 3,69 1,99 0,01 0,76 2,68 2,01 1,27 1,91 2,26 2,48 3,40

164. К20 2,11 3,09 3,60 0,11 0,98 3,37 4,35 2,98 5,17 4,15 4,54 1,70рго5 0,22 0,18 0,15 н/о н/о 0,24 0,19 0,13 0,18 0,18 0,17 0,16э 0,02 1,67 1,88 0,06 0,11 0,45 0,76 9,54 0,85 0,70 0,66 0,15

165. Мд# 0,30 0,35 0,32 0,04 0,52 0,47 0,64 0,18- 0,49 0,56 0,54 0,31

166. Ма/К 1,51 1,19 0,55 0,09 0,77 0,80 0,46 0,43 0,37 0,54 0,55 2,00

167. Сг 22 16 20 24 12 15 11 20 15 14 19 22

168. V 52 29 31 2 11 42 44 25 38 28 36 24

169. Со 8 7 7 2 3 10 9 9 4 1 н/о 511 16 15 10 9 12 14 33 10 11 13 12

170. Си 14 242 1164 12 92 189 202 1638 217 91 72 79гп 82 87 1196 6 29 59 105 19754 165 81 70 71

171. ЙЬ 56 70 76 8 28 84 116 3 110 98 95 49

172. Эг 1290 569 237 15 137 461 350 91 374 385 426 1080

173. У 17 13 2 6 5 16 15 н/о 12 14 И 122г 149 130 100 18 38 134 128 71 122 123 118 126ыь 7 12 6 2 5 9 9 1 10 10 9 8

174. Ва 653 603 568 42 103 556 758 468 879 702 795 728

175. РЬ 9 67 632 1 213 27 36 16002 174 100 129 30

176. Аз (¡ппа) 11/0 11,3 90,0 49,7 43,6 1110 241 1601 312 109 20,5 8,1

177. С1 130 70 67 86 98 79 75 61 69 75 76 114

178. Са 22 23 22 о 5 21 26 122 28 20 25 23

179. Эс, ¡ппа 6,3 4,4 3,9 0,3 1,1 5,8 5,8 1 9 5,2 5,1 3,0 4,4

180. Сг, ¡ппа 28,6 31,4 34,8 169 76,9 21,6 21,3 н/о 25,7 27,2 8,4 33,4

181. Со, ¡ппа 7,5 7,1 2,3 1,2 2,2 9,3 7,3 8,8 4,1 2,6 0,8 5,3

182. N1, ¡ппа н/О м/о н/о 76 22 н/о н/о н/о н/о н/о н/о н/огп, ¡ппа н/о н/о 1487 11 18 н/о н/о 30597 145 н/о 27 602г, ¡ппа 100 215 н/о н/о н/о 175 124 н/о н/о н/о 126 169

183. Сб, ¡ппа 2,31 1,24 1,00 0,06 0,69 2,79 3,25 11/0 2,04 2,86 2,49 2,191а, ¡ппа 27,8 29,8 9,6 0,9 9,3 25,8 28,2 н/о 24,7 22 4 25,3 24,9

184. Се, ¡ппа 50,6 55,7 17,2 2,7 17,3 46,0 56,1 н/о 47,4 42,3 47,6 45,2

185. N(1, ¡ппа 17,9 17,1 6,4 0,5 5,8 19,7 19,9 н/о. 18,6 14,5 19,5 15,2

186. Бт, ¡ппа 3,17 3,28 1,77 0,10 0,86 3,55 4,04 2,67 3,25 3,08 3,27 2,87

187. Ей, ¡ппа 1,23 1,06 0,60 0,05 0,20 1,32 0,94 0.58 1,22 1,11 1,18 1,04

188. ТЬ, ¡ппа 0,40 0,32 0,21 0,05 0,05 0,37 0,44 ||/о 0,37 0,34 0,33 0,29

189. УЬ, ¡ппа 1,18 1,05 0,68 0,05 0,19 1,33 1,14 н/О 0.87 0,92 0,86 0,781.й, ¡ппа 0,17 0,18 0,14 0,01 0,04 0,25 0,22 н/о 0,17 0,17 0,15 0,16

190. Ж, ¡ппа 3,34 3,47 2,51 0,11 0,59 3,52 3,65 н/о 3,73 3,80 3,36 3,70

191. Та, ¡ппа 0,46 0,75 0,42 0,04 0,10 0,54 0,60 н/о. 0,58 0,67 0,63 0,58

192. ТЬ, ¡ппа 2,8 2,4 1,6 0,1 0,3 2,0 2,0 и/о 1,4 1,7 2.0 1,711, ¡ппа 0,72 1,17 0,99 0,04 0,21 1,25 1,20 н/о 0,59 1,03 1,00 0,74

193. Аи, ¡ппа 0,01 0,02 0,04 н/о 0,08 0,02 0,02 18,54 0,01 0,03 0,01 н/оппа н/о н/о 4,9 0,8 и/о н/о н/о н/о 6,5 5,8 4,4 н/о

194. Ад, ¡ппа н/о н/о 8,2 н/о 5,1 н/о н/о 165 11/0 н/о н/о н/о

195. БЬ, ¡ппа 0,50 3,25 55,67 1,0 18,73 2,37 5,78 5722 39,6 8,26 16,91 1,75

196. Мо, ¡ппа н/о н/о н/о 0,9 1,3 н/о н/о н/о н/о 4,2 8,4 н/о

197. Ца/УЬ^ 15,87 19,17 9,52 11,41 32,55 13,12 16,70 19,13 16,38 19,91 21,64

198. ЭЮг 72,48 61,33 94,06 69,02 99,58 70,20 89,97 69,88 67,03 87,94 69,39

199. ТЮ2 0,16 0,47 0,03 0,47 0,01 0,37 0,09 0,40 0,51 0,11 0,44

200. А12Оэ 15,6 25,2 2,1 16,1 н/о 16,8 4,4 16,7 18,9 6,7 16,1

201. Рс203 3,19 2 27 2,32 5,59 0,26 4,56 2,93 4,74 3,86 1,96 5,28

202. МпО 0,09 0,04 0,02 0,11 0,02 0,10 0,02 0,10 0,11 0,02 0,09

203. МдО 1,01 0,90 0,26 1,41 0,01 1,15 0,19 1 22 1,51 0,31 1,48

204. СаО 1,01 0,90 0,26 1,41 0,01 1,15 0,19 1,22 1,51 0,31 1,48

205. Ыа20 3,18 0,81 031 3,20 0,05 3,90 0,79 3,80 2,35 0 58 3 67к2о 2,96 7,93 0,61 2,52 0,01 1,63 1,34 1,82 3,93 1,99 1,89р2О5 0,17 0,19 н/о 0,19 н/о 0,15 0,04 0,16 0,26 0 06 0,20

206. Э 0,22 0,62 1,52 0,07 0 01 0 06 4,29 0,05 1,53 1.29 0,14

207. Мд# 0,39 0,44 0 18 0 33 0,08 0,33 0,11 . 0,34 0,44 0 24 0,36

208. Ма/К 1,07 0,10 0,51 1,27 1,25 2,40 0,59 2,09 0,60 0,29 1,94

209. Сг 27 13 17 19 25 15 12 17 15 12 29

210. V 45 44 9 42 1 31 6 36 " 45 19 45

211. Со 6 3 4 9 " " 1 6 4 5 4 5 " 1311 11 14 12 10 12 18 13 ~ 15 10 15

212. Си 48 36 62 38 8 86 298 32 442 248 95гп 85 175 66 77 ' 8 69 11167" " 73 465 437 74

213. ЯЬ 72 145 10 66 6 46 12 56 94 36 62-Эг 339 164- 24 829 - 17 924 17 946 333 85 852

214. У 12 7 л/о 15 '4 12 н/а „ 13 11 н/о 15

215. Тх 110 111 20 136 48 129 51 130 121 48 139

216. ЫЬ 9 11 1 8 3. 10 1 10 11 4 ' 9

217. Ва 520 1176 117 785 15 674 142 752 565 282 737

218. РЬ 62 386 802 10 1 27 16652 34, 174 708 11

219. Ав (¡ппа) 583 2541 15180 2,4 8,8 9,2 н/о 4,3 1069 2383 4,7

220. С1 83 58 76 98 80 122 89 127 67 68 151ва 19 42 7 22 1 24 100 21 21 10 21

221. Эс, ¡ппа 5,8 64 0,6 6,4 . 0,1 4,7 0,8 4,4 6,0 1,4 5,2

222. Сг, ¡ппа 71.6 30,6 43,5 26,3 73,3 25,4 22 4 17,8 15,9 15,2 34,6

223. Со, ¡ппа 4,1 3.4 4,5 7,8 0,6 5,6 4,7 5,3 5,8 2,8 7,0

224. N1, ¡ппа н/о н/о н/о 49 13 н/о н/о н/о н/о н/о н/огп, ¡ппа 56 151 55 н/о 3 64 16813 . 29 .420 469 21

225. Zr, тпа 151 н/о н/о 138 н/о 238 н/о 103 н/о н/о 152

226. Сз, ¡ппа 2,19 1,70 0,15 2,46 0,09 3,45 н/о 2,12 3,01 0,30 .2,141.а, шпа 24,9 19,9 1,5 21.5 2 2 21,3 3,4 16,4 12,7 2,2 16,9

227. Се, тпа 49,0 37,5 2,9 . 41,9 6,1 10,4 4,1 31,1 24,8 4,2 33.6

228. N01, тпа 14,4 12,8 н/о 15,3 1,7 15,7 5,8 11,3 10,2 н/о 14,7

229. Эт, ¡ппа 2,94 2,53 0,15 2,93 0,22 2,86 0,46 2,08 2,53 0,43 2,52

230. Ей, ¡ппа „0,88 0,76 0,08 1.02 0,04 1,01 0.09 0,76 0,87 0,16 0,85

231. ТЬ, ¡ппа 0,29 0,38 н/о 0,46 . 0.01 0,31 н/о „ 0,22 0,35 н/о 0,29

232. УЬ, ¡ппа 0 87 0,90 0,09 1,12 0,03 0,87 0,17 0,77 1,08 0,19 0,861.й, ¡ппа 0,18 0,14 н/о 0,18 0,01 0,17 н/о 0,13 0,19 0,00 0,15

233. Hf, ¡ппа 3,30 3,64 0,15 3,21 0,04 3,64 0,60 2,61 2,73 0,68 2,78

234. Та, ¡ппа 0,61 0,60 н/о 0,53 0,01 0,66 0,12 0,45 0,48 0,09 0,34

235. ТЬ, ¡ппа 2,0 2,2 н/о 2,2 0,1 2,0 н/о 1,6 1,4 0,4 2,0и, шпа 0,98 0,54 н/о 0 93 0,08 0,44 н/о 0,59 1,45 н/о 0,54

236. Аи, ¡ппа 11/0 0,02 3.93 н/о н/о н/о 0,90 н/о 0,60 0,25 н/о

237. V/, ¡ппа н/о н/о н/о Н/о н/о ||/о н/о н/о н/о н/о н/о

238. Ад, ¡ппа 1|/о 1,6 5,7 н/о н/о н/о 104 н/о 13,2 4,0 11/о5Ь, ¡ппа 1,50 9,10 149 1,13 0,45 0,85 515 0,65 120 211 0,79

239. Мо, ¡ппа н/о н/о н/о 11/0 1,3 н/о н/о 2,0 183,5 9,7 2,6

240. Ьа/УЬ-М 19,33 14,90 11,23 12,94 45,20 16,46 13,48 . 14,26 7,88 7,85 11,16

241. Ьа/Зт-Ы 5,33 4,95 6,16 4,62 6,17 4,68 4,67 4,95 3 15 3,19 4,21

242. Сй/УЬ-Ы 1,97 2,16 2,11 2,85 2,07 1,63 1,70 1,91образец 437-2 439 440-1 440-3 445-2 445-3 445-4 445-5 445-6 445-7 447порода гр диорит rp диорит гр-диорт knapu+oepemi ф-ДИОрИТ KRiipiI Aína lipoilll un нрошпит пропилит с>льф лила ф-диорит

243. S¡02 65,58 71,09 68,66 88,10 72,55 98,84 65,50 64,31 72 92 82,69 70,25

244. ТЮ2 0,64 0,38 0,45 0,09 0,34 0,02 0,76 0,74 0,55 0,31 0,42

245. А1г03 16,2 16,3 16,0 3,1 15,4 0,4 18,1 18,3 12 8 8,9 15,6

246. FO203 7,15 4,54 5,43 5,59 3,72 0,31 5 22 5,48 4,16 2,67 5,24

247. MnO 0,12 0,09 0,10 0,04 0,05 0,01 0,06 0,05 0,07 0,03 0,10

248. MgO 2,26 0,99 1,74 0,97 1,23 0,10 2,28 2,63 2,50 1,03 1,41

249. CaO 2,26 0,99 1,74 0,97 1,23 0,10 2,28 2,63 2,50 1,03 1,41

250. Na20 3,08 3,72 3,60 0,30 3,96 0,10 3,04 2,34 2 32 2,03 3,53к2о 2,46 1,71 2,10 0,85 1,37 0,15 2,63 3,46 2,16 1,24 1,81

251. P2O5 0,24 0,15 0,22 0,01 0,14 Il/O 0,07 0,09 0,06 0,06 0,20s 0,08 0,01 0,10 2,13 0,12 0,05 1,70 2,14 1,00 1,00 0,25

252. Mg # 0,39 0,30 0,39 0,26 0,40 0,39 0,46 0,49 0 51 0,43 0,35

253. Na/K 1,25 2 14 1,71 0,35 2,89 0,67 1,16 0,68 1 07 1,61 1,95

254. Cr 28 17 35 49 28 11 119 117 91 44 24

255. V 85 36 44 18 43 7 114 114 81 44 40

256. Со 14 3 12 8 6 1 17 16 9 10 11

257. Ni 15 13 18 28 14 7 53 61 35 20 14

258. Cu 83 38 102 91 53 13 236 206 102 585 208

259. Zn 78 92 84 204 36 17 99 88 114 1429 68

260. Rb 76 51 62 ~ 13 62 10 84 101 - 85 37 - 46

261. Sr 814 909 576 19 774 18 341 243 - 227 182 904

262. Y 17 12 17 . 5 14 6 25 26 20 8 16

263. Zr 139 135 143 24 121 18 192 172 134 107 131

264. Nb 14 9 9 3 8 3 16 16 10 7 8

265. Ba 803 745 944 101 761 31 969 957 522 408 827

266. Pb 20 26 21 169 27 27 168 95 94 1855 15

267. As (inna) ii/o 4,6 48,6 52911 и/о il/o u/o и/о и/о н/о 12

268. Cl 167 115 104 81 124 110 74 66 108 83 142

269. Ga 24 22 22 5 19 2 25 26 18 18 21

270. Se, inna 9,3 2,2 5,3 1,3 4,6 0.4 17,9 19,5 12,9 67 5,9

271. Cr, inna 20,8 19,4 51,5 43,8 37,6 20,1 137,4 124,9 98,1 37,1 37,3

272. Со, inna 10,0 4,3 3,9 6,9 6,3 0,2 19,8 21,5 10,9 7,1 7,9

273. Ni, inna u/o и/о н/о ii/o n/o u/o il/o u/o n/o li/o JI/O

274. Zn, inna ll/o 52 25 212 ii/o n/o il/o ii/o 39 1491 it/o

275. Zr, inna H/O 124 216 u/o 167 ll/o ll/o il/o u/o n/o 177

276. Cs, inna 2,94 1,71 2,81 0.40 2 24 н/о 1,80 ll/o 2,10 1,85 3.261., inna 17,6 18,8 21,3 6,8 19,1 1,2 31,6 . 39,3 26,3 11,3 22 1

277. Ce, inna 32,3 37,3 40,4 11,9 34,9 2,0 61,4. 66,9 45,4 21,2 41,1

278. Nd, inna 15,5 15,0 16,5 н/о 13,0 ll/O 47,2 18,7 21,2 u/o 17,5

279. Sm, inna 2,92 2,36 2,81 0,39 2,18 0,12 4,58 5,55 3,17 1,65 3,08

280. Eu, inna 0,95 0,83 0,86 0,12 0,78 0,02 1,33 1,42 0,87 0,46 1,06

281. Tb, inna 0,38 0,24 0,29 li/o 0,22 ii/o 2,36 it/o u/o ii/o 0,30

282. Yb, inna 1,07 0,72 0,86 0,19 0,62 ll/o 2,56 2,98 1,58 0,83 1.111., inna 0,16 0,13 0,16 ii/o 0,10 ll/o 0,39 0,31 il/o ii/o 0,19

283. Hf, inna 2,55 2,52 3,11 0,42 2,55 н/о 4,93 4,95 3,31 2,67 2,96

284. Ta, inna 0,39 0,48 0,41 0,06 0,34 0,06 1,21 1,24 0,80 0,37 0,46

285. Th, inna 1,6 1,5 2,2 0,9 1,8 Il/o 12,7 11,7 9,5 4,8 2,4

286. U, inna 0,76 0,42 0,77 ii/o 0,90 Il/o u/o il/o ll/o u/o 0,92

287. Au, inna ii/o ii/o 0,01 2,33 u/o ll/o ii/o Il/o ii/o 4,64 u/o

288. W, inna ll/o ll/o н/о il/o ii/o Il/o Il/O Il/o Il/o ll/o il/o

289. Ag, inna ll/o u/o ii/o 0,8 Il/o ll/o ll/o Il/o Il/o 31,0 Il/o

290. Sb, inna 0 86 1,47 18,47 103 3,50 455 3556 2701 2393 2710 1,96

291. Mo, inna il/o ii/o н/о н/о ii/o u/o ll/o . ll/o ii/o u/o 91 21./Yb-N 11,11 17,62 16,68 24,45 20,65 8,33 8,90 11,23 9,19 13,461./Sm-N 3,80 5,03 4,78 10,92 5,51 6,34 4,35 4,46 5,23 4,32 4,51

292. Gd/Yb-N 1,94 1,98 1,97 2,09 3,16 1,60образец 448-1 448-2 448-3 448-4 448-5 449 450-2 451 452-1 452-2 453порода гр-диорит кварц аи 1 берсзиг ыырц жила берсзиг гр-диорит длшт-порф гр-диорит гр-диорит аилит гр дморш

293. ЭЮ2 70,73 97,22 68,90 91,78 89,05 70,66 70,40 70,18 69,16 80,39 69,48

294. ТЮ2 0,38 0,02 0,38 0,08 0,09 0,44 0,40 0,41 0,40 0,04 0,42

295. А1гОэ 16,0 1,0 19,1 3,9 5,5 15,6 15,4 16,6 16,9 12,7 16,9

296. Рег03 3,92 0,85 1,99 1,61 2,35 5,12 4,85 4,94 4,48 0,88 4,92

297. МпО 0,08 0,02 0,05 0,03 0,02 0,11 0,07 0,11 0,09 0,02 0,10

298. МдО 1,29 0,14 1,05 0,39 0,34 1,40 2,02 1,25 1,30 0,17 1,29

299. СаО 1.29 0,14 1,05 0,39 0,34 1,40 2,02 1,25 1,30 0,17 1,2920 3,-45 0,43 2,69 1,11 1,01 3,29 3,29 3 05 3,35 3,78 3,60

300. К20 2,67 0,18 4 62 0,70 1,25 1,80 1,43 1,98 2,81 1,81 1,81

301. Рг05 0,20 н/о 0,18 0.04 0,03 0,20 0,15 0,19 0,17 и/о 0,17э 1,34 0,38 0,68 0,73 2,36 0,09 0,23 0,06 0,05 0,11 0,01

302. Мд# 0,39 0,25 0,51 0,33 0,22 0 35 0,15 0,33 0,36 0,27 0,34

303. Ма/К 1,29 2,39 0,58 1,59 0,81 1,83 2,30 1,54 1,19 2.09 1 99

304. Сг 20 16 12 14 " 16 19 37 22 11 17 18

305. V 46 6 43 12 13 37 65 41 38 8 44

306. Со 5 1 1 2 2 6 9 " 10 4 3 5

307. N1 14 9 10 11 16 12 17 13 10 11 15

308. Си 346 348 126 ~ 92 176 69 144 77 70 353 112х\ 67 254 205 192 5245 67 51 70 91 30 70

309. ЯЬ 62 2 96 20 11 45 53 46 74 24 56

310. Эг 596 32 308 87 82 903 708 873 623 305 950

311. У 17 л/о 15 и/о н/о 14 13 14 16 14 15гг 122 24 120 43 49 130 106 115 121 56 1261. ЫЬ 8 2 9 3' 2 9 6 7 9 2 9

312. Ва 664 20 662 95 87 944 953 778 756 350 743

313. РЬ 22 2904 92 783 15686 18 14 9 27 33 21

314. Ав (шпа) 14 н/о и/о 105 1543 и/о н/о 2 148 8 и/о

315. С1 70 88 87 93 96 172 88 201 91 86 126йа 23 14 23 7 90 21 20 20 21 11 22

316. Эс, ¡ппа 5,6 0,2 60 1,1 0,8 4,8 9,3 4,8 5,2 ол 1,0

317. Сг, ¡ппа 35,1 22,3 36,0 21,0 12,2 24,3 56,5 30,4 21,7 45,8 14,2

318. Со, ¡ппа 7,6 н/о 6,5 1,8 2,3 5,5 11,8 66 6,8 1,2 3,7

319. N1, ¡ппа и/О н/о н/о и/о н/о н/о и/о н/о н/о 18 н/о2п, ¡ппа 32 311 219 219 7689 27 и/о 35 58 25 22

320. Zг, ¡ппа 166 и/о и/о н/о н/о и/о и/о 132 78 95 114

321. Сэ, ¡ппа 1,53 и/о 1,32 0,42 н/о 1 22 3,72 0,97 2,51 0,43 2,12

322. Ьа, ¡ппа 26,0 н/о 21,8 3,5 1,9 20,2 15,5 19,3 19,9 19,5 17,5

323. Се, ¡ппа 47,8 и/о 42,1 5,8 1,7 39,9 29,0 36 6 37,4 32,0 30,5

324. N01, ¡ппа 19,5 и/о 16,7 н/о 11/0 14,2 10,8 15,2 18,0 12,0 14,4

325. Бт, ¡ппа 3,38 и/о 3,02 0 50 0,27 2,86 2,15 2,80 2,67 1,78 2,76

326. Ей, ¡ппа 0,86 и/о 0,85 0,19 0,18 0.99 0,80 0,97 0,87 0,55 0,69

327. ТЬ, ¡ппа 0,35 и/о 0,38 н/о и/о 0,34 0,33 0,33 0,19 0,24 0,30

328. УЬ, ¡ппа 1,11 н/о 0,94 0,27 . н/о 0,88 0,89 0,94 .0,93 0,77 0,84

329. Ьи, ¡ппа 0,16 и/о 0,16 0,06 н/о 0,15 0,13 0,14 0,15 0,12 0.14ппа 3,02 и/о 3,15 0,60 0,46 2,82 2,37 3,15 3,01 2,18 1,82

330. Та, ¡ппа 0,53 н/о 0,53 0,11 0,06 0,44 0,38 0,50 0,62 0,85 0,52

331. Т11, шпа 2,8 н/о 2,4 0,4 н/о 2,0 1,8 2,0 27 7,7 1,911, шпа 1,13 и/о 1,54 н/о и/о 0,80 0,96 0,91 1,26 2,47 0,59

332. Аи, ¡ппа 0,08 0,94 0,02 0,05 0,32 и/о н/о н/о н/о 0,01 и/о

333. VI/, ¡ппа и/о и/о 4,6 н/о н/о п/о и/о н/о н/о И/о и/о

334. Ад, ¡ппа и/о 38,3 4,9 .220 и/о и/о н/о п/о 1,1 и/о

335. ЭЬ, ¡ппа 3,65 1837 16 117 533 1,02 0,34 0.49 1,26 1,16 0,79

336. Мо, ¡ппа 210,7 и/о 7,0 3,1 н/о 3,6 н/о н/о и/о 5,4 и/о1.а/УЬ-М 15,80 15,69 8,59 15,45 11,72 13,83 14,38 17,00 14,09

337. Содержания окислов петрогенных элементов даны в мае. % , и пересчитаны к 100% сухого остатка, РФА, ИГЕМ РАН

338. Содержания редких элементов по данным РФА (ИГЕМ РАН) даны в мкг/г

339. Содержания редких, редкоземельных и рудных элементов по данным нейтронной активации ИГЕМ РАН (в таблице элементы отмечаны шла)г.1.' ! i ri U

Информация о работе

Ларионова, Юлия Олеговна
кандидата геолого-минералогических наук
Москва, 2009
ВАК 25.00.09

Диссертация

Изотопная геохимия и геохронология золоторудной минерализации в архейских и палеопротерозойских комплексах Карелии - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы