Кольский полуостров>> DiscoverKola

Кейвский рудный район

Пятница, 25 Декабрь 2015 12:08

Кейвский рудный район расположен в восточной части Кольского п-ова. В административном плане он находится на территории Ловозерского района. На западе его граница проходит от оз.Колмозеро на юго-запад до оз.Ловозеро, огибает с востока Ловозерский щелочной массив, идет вдоль восточного берега оз.Умбозеро до устья р.Кица; затем граница района совпадает с границей Имандра-Варзугского рудного района, включающего и Федорово-Панские тундры, через верховье р.Пурнач и до оз.Бабье; далее граница резко поворачивает на северо-запад к оз.Сигозеро и от него идет на северо-восток к верховью р.Даниловка на границе с Мурманским рудным районом. Ориентировочно площадь Кейвского рудного района составляет 15 тыс. км2. Рельеф северной части района, где проходит Кейвская возвышенность, холмистый, южной - низменный. Средние высоты - 100-200 м. Возвышенность Большие Кейвы тянется на 200 км от истоков р.Поной до устья реки Ачерйок, впадающей в р.Поной у с.Каневка. Платообразная возвышенность Кейв высотой 300-350 м расчленяется на серию гряд и холмов реками Пятчема, Лосинга, Лебяжья (бассейн р.Поной) и Ача, Айтэй, Сухая и Золотая (впадающих в р.Иоканьга). Наиболее высокие вершины - г.Юмперуайв на западе (376 м) и г.Манюк на востоке (322 м). Юго-западная часть территории, примыкающая к оз.Ловозеро, представляет собой пологохолмистую равнину с абсолютными отметками 190-210 м. Депрессии заняты низинными труднопроходимыми болотами и небольшими (до 350-400 м в поперечнике) озерами в различной стадии зарастания. Кейвский рудный район находится частично в тундровой, частично в таежной зоне. Климат континентальный. Значительная часть территории заболочена. Растительность лесотундровая, тундровая. Главная водная артерия - р.Поной с ее многочисленными притоками, самый крупный из которых - р.Пурнач.

Кейвский рудный район

Кейвский рудный район

Район экономически не освоен, удален от промышленных центров и транспортных коммуникаций. Расстояние до г.Апатиты 150-250 км, до пос.Ловозеро 100-200 км, до морского порта Гремиха 80-100 км. Строительство железнодорожной ветки в сторону кейвских месторождений остановлено в 1953 г. На крайнем западе проходят железная дорога и параллельная ей грунтовая дорога от г.Кировск до пос.Ревда, а на юго-западе грунтовая дорога вдоль Панских тундр до оз.Чурозеро. Имеются два аэродрома местных авиалиний в селах Краснощелье, Каневка, и площадка для легкой авиации около горы Шуурурта. В районе развито оленеводство.

Геологическое строение

В геолого-структурном плане большая часть площади района занята Кейвским террейном. Небольшой участок на крайнем западе сложен гнейсо-гранодиоритами и эндербитами Центрально-Кольского террейна. Кейвский террейн системой Северо-Кейвских разломов отчленяется от Мурманского террейна с севера, а Харловским разломом - с запада от Центрально-Кольского террейна. С юга он граничит с зоной Имандра-Варзуга, а с востока - с гранито-гнейсовым комплексом Терского блока. В морфоструктурном плане Кейвский район представлен сглаженными формами расчлененных равнин и грядово-линейными литоморфными образованиями.

Согласно геофизическим данным [Цирульникова и др., 1968; Литвиненко и др., 1968; Поротова, Болгурцев, 1971; Шаров и др., 1993], поверхность М под Кейвским террейном выделяется на глубине 30-32 км. Отношение мощности "гранитного" слоя к "базальтовому" для Кейвского террейна - около 0.2. В Кейвском террейне на глубине 3-4 км залегает преломляющая граница, ниже которой исключается распространение пород кейвской серии и щелочных гранитов и предполагается наличие "гранулито-базитового" слоя. В этом слое отмечается серия тектонических нарушений, доходящих до "гранулито-базитового" слоя. В гнейсах и сланцах кейвской серии также фиксируются пологие отражающие площадки, отмечающие, вероятно, поверхности зон сколов и надвигов, служивших путями проникновения магмы щелочных гранитов [Батиева, 1976]. Большинство из проведенных в последние годы геофизических работ проходили по профилям на значительном удалении от Кейвского террейна. Предложенный в 2000 году сейсмогеологический траверс через Кейвский блок [Прогнозная модель …, 2000] до настоящего времени не реализован.

keyvy002

Схема структурного районирования Кейвского террейна, по А.Т.Радченко [ Докембрийская тектоника …, 1992, рис.25 ]:

Структуры и их элементы: 1 - оси линейных прямых, сжатых и опрокинутых синклинальных складок; 2 - ядерные части линейных и брахиформных синклинальных складок по маркирующим горизонтам и уровням; 3 - краевые части купольно-блоковых структур. Границы: 4 - тектонических зон; 5 - структурных зон; 6 - геологические; 7 - зон развития базит-гипербазитовых даек; 8 - разломы. Интрузивные образования: 9 - щелочные граниты; 10 - гранитные массивы; 11 - базит-гипербазиты; 12 - массивные тела и дайки габбро-лабрадоритов. Структуры: 13 - складчатые отраженного типа; 14 - купольно-блоковые с брахиформным межблоковым пространством; 15 - складчатые, сочетающие деформации сжатия и отраженного типа; 16 - жесткие блоки; 17 - блокслабодифференцированных структур. Структурные зоны (цифры в кружках): 1 - Верхнепонойский блок; 2 - Пурначский блок; 3 – Западно-Кейвская зона; 4 - Понойская зона; 5 - Центрально-Кейвский блок; 6 - синклинорная зона Больших Кейв; 7 - Малокейвская зона чешуйчато-блокового строения

Индивидуальное своеобразие развития Кейвского террейна подчеркивает развитие мощной толщи кислых вулканитов лебяжинской свиты и кианитовых сланцев [Бельков, 1963; Мирская, 1978а]. Слабые и неконтрастные следы ультраметаморфизма в супракрустальных образованиях Кейвского террейна долгое время служили основанием для вывода о его карельском возрасте в сравнении с архейскими комплексами смежных террейнов, наделяя Кейвский блок, наряду со щелочным магматизмом, дополнительной чертой отличия.

Кейвский террейн включает синклинорную зону Большие Кейвы, Понойский синклинорий, Малокейвскую структурную зону, Ефимозерский блок, Верхне-Понойский, Центрально-Кейвский и Пурначский выступы. [Геология и геохимия …, 1980]. Те же структурные единицы выделяет и А.Т.Радченко [Докембрийская тектоника …, 1992], с некоторыми дополнениями и изменением названий отдельных структурных единиц.

На площади Кейвского рудного района развиты преимущественно архейские комплексы пород [Соколов, 1958; Бельков, 1963; Мирская, 1968, 1975, 1978б; Минц и др., 1992]. Сводные стратиграфические колонки для района Больших Кейв и Понойского синклинория приведены на Архейские образования, выделяемые в составе кольско-беломорского комплекса, представлены биотитовыми и амфиболовыми гнейсами и в меньшей степени двупироксеновыми кристаллическими сланцами и гранат-биотитовыми гнейсами. Они слагают большую часть Понойского выступа, заметно проявлены на Пурначском и Ефимозерском блоках и встречаются в зоне Северо-Кейвского разлома. Среди пород серии выделяются: нижняя толща существенно биотитовых гнейсов мощностью свыше 2000 м; средняя толща амфибол-биотитовых, амфиболовых и биотитовых гнейсов с пачками амфиболитов мощностью 1200-2000 м; верхняя толща мусковит- или амфиболсодержащих биотитовых гнейсов мощностью 1800-3000 м.

В пределах Кейвского рудного района выделялись также архейские образования тундровой и кейвской серий, ранее относившиеся к нижнему протерозою [Харитонов, 1966; Геология и геохимия …, 1980]. На Геологической карте [1996] и в Приложениях 1 и 2 они отнесены к верхнелопийскому стратифицированному комплексу. Бывшая тундровая серия представлена в разрезе снизу вверх коловайской толщей амфибол-биотитовых, биотитовых, двуслюдяных гнейсов с линзами конгломератов мощностью до 1000 м; кинемурской толщей биотитовых и двуслюдяных с гранатом гнейсов и плагиосланцев мощностью более 1000 м; патчервтундровской свитой амфиболитов и перекрывающих их плагиосланцев мощностью 1000-1500 м; устьюгонькской толщей биотитовых гнейсов и плагиосланцев с мусковитом и гранатом мощностью 1000 м (параллелизуемой с патчервтундровской свитой); лебяжинской свитой мелкозернистых лептитоподобных биотит-кварц-полевошпатовых пород мощностью 1000-1200 м.

Кейвская серия или сланцевый комплекс Кейв согласно залегает на лебяжинских гнейсах и начинается пачкой А [Бельков, 1963], представленной ставролит-гранатовыми сланцами. По мнению В.Г.Гаскельберга и Л.А.Гаскельберг [Геология и геохимия …, 1980], пачку А следует относить к низам червуртской свиты. В разрезе кейвской серии выделяют червуртскую и выхчуртскую свиты. Нижняя подсвита червуртской свиты сложена гранат-ставролитовыми углеродистыми сланцами, гранат-мускови-товыми сланцами, мусковит-биоти-товыми сланцами и туфоконгломератами. В разрезе подсвиты выделяют 3 горизонта общей мощностью 100-120 м. Верхняя подсвита сложена кианитовыми, ставролит-кианитовыми углеродистыми сланцами, силлиманитовыми сланцами и состоит из трех продуктивных с кианитом пачек общей мощностью до 500 м. Выхчуртская свита состоит из двух подсвит.

Кейвы

Схематическая геологическая карта синклинория Большие Кейвы, по И.В.Белькову [1963]:

1 - щелочные граниты; 2 - метабазиты; 3 - двуслюдяные сланцы, кварцито-гнейсы, гранат-ставролитовые сланцы пачки Ж; 4 - песчаники, доломитизированные песчаники, доломиты пачки E; 5 - двуслюдяные ставролит- и гранатсодержащие, слюдяно-гранатовые, мусковит-кварцевые сланцы пачки Д; 6 - порфиробластические плагио-ставролитовые и плагио-ставролит-кианитовые сланцы пачки Г; 7 - мусковитовые кварциты пачки В; 8 - кианитовые и ставролит-кианитовые сланцы пачки Б; 9 - хлоритовые, слюдяно-гранатовые и ставролит-гранатовые сланцы пачки А; 10 – биотитовые, гранат-биотитовые, частью амфиболовые гнейсы

Нижняя подсвита мощностью до 130 м сложена кварцитами, мусковит-кварцевыми сланцами, иногда со ставролитом. Верхняя подсвита мощностью до 580 м сложена плагиоклаз-кианит-ставролитовыми углеродистыми сланцами. Образования кейвской серии отделены от пород лебяжинской свиты перерывами, корами выветривания и рассматриваются как породы осадочного чехла платформы или переотложенные коры химического выветривания, фиксирующие древнейший этап корообразования на востоке Балтийского щита [Бельков, 1963; Головенок, 1977; Негруца, 1984; Вулканизм и седиментогенез …, 1987]. Существует альтернативная точка зрения [Жданов, 1999], согласно которой почти весь Кейвский террейн является продуктом регионального метасоматоза - зональным щелочным "мегаметасоматитом". Так, архейский комплекс гранитов, чарнокитов и эндербитов представляет собой, по В.В.Жданову, продукты щелочного метасоматоза; щелочные граниты - продукты щелочного метасоматоза и анатексиса; лебяжинские гнейсы - продукты слабого щелочного метасоматоза, а глиноземистые сланцы - продукты сопряженного кислотного выщелачивания.

Породы песцовотундровской свиты [Геологическая карта …, 1996] часто несогласно залегают на образованиях кейвской серии. Песцовотундровская свита представлена двумя подсвитами - базальной малокейвской и верхней золо-тореченской. Первая наибо-лее развита в районе возвышенности Малые Кейвы на границе с карельскими образованиями Имандра-Варзугской рифтогенной структуры [Козлов, Радченко, 1970; Гарифуллин, 1978; Гавриленко, Басалаев, 1991]. Она сложена полимиктовыми конгломератами и мусковитовыми сланцами с гранатом, ставролитом и биотитом.

Кейвы

 Схема геологического строения зоны Малых Кейв [Козлов, Радченко, 1970; Геологическая карта …, 1996]:

1-2 - лебяжинская свита: 1 - биотитовые и гранат-биотитовые гнейсы (метавулканиты кислого состава); 2 - они же, с текстурами кластолав. Кейвская серия: 3 - кианитовые сланцы червуртской свиты; 4 - кварциты и метапесчаники песцовотундровой свиты;Пурначская свита имандра-варзугского карельского комплекса: 5 - конгломераты, метагравелиты; 6 - метаандезитобазальты; 7 - карбонатсодержащие сланцы; 8 - метапесчаники, метааркозы; 9 - метавулканиты основного состава. 10 - щелочные граниты; 11 -метасоматиты по гнейсам лебяжинской свиты; 12 - метагаббро; 13 - геологические границы; 14 - разрывные нарушения; 15 - Пурначский краевой разлом; 16 - элементы залегания сланцеватости; 17 - опрокинутое залегание

Мощность свиты до 200 м. Золотореченская подсвита сложена двуслюдяными с гранатом и ставролитом сланцами, иногда углеродистыми, кварцевыми конгломератами и кварцитами; ее мощность достигает 500 м. Возраст цирконов из метаосадочных пород малокейвской (или снежноборской) подсвиты, по данным термоионного метода, составляет 2703-2750 млн лет [Гавриленко, Басалаев, 1981], а возраст циркона из метавулканических пород подстилающей лебяжинской свиты оценивался Pb-Pb-методом в 2780 млн лет [Пушкарев и др., 1978]. По последним данным [Беляев и др., 2001], U-Pb изохpонный возраст метавулканитов лебяжинсколй свиты Малых Кейв составил 2871±15 млн лет. Эти данные говорят, наиболее вероятно, о формировании метаосадков песцовотундровской свиты за счет размыва пород лебяжинской свиты.

Незначительным распространением в районе хр.Серповидного, в центральной части Кейвской синклинорной зоны пользуются образования варзугской серии, которыми завершается разрез супракрустальных образований Кейвской структурно-формационной зоны. Они образуют брахиформную структуру среди сланцев песцовотундровской серии и представлены песцовой свитой. В этой свите выделяются три толщи.

Нижняя толща мощностью до 300 м сложена карбонатными, флогопит-мусковит-кварц-полевошпатовыми, диопсид-тремолитовыми породами, метапесчаниками. Средняя толща мощностью 150-250 м сложена амфиболитами, метамандельштейнами, метапорфиритами. Верхняя толща мощностью 375 м сложена двуслюдяными, гранат-биотитовыми и амфиболовыми плагиосланцами и кварцито-гнейсами.

Четвертичные отложения на большей части территории Кейвского рудного района представлены элювиальными валунными полями. На востоке и юго-западе района преобладают гравийно-песчаные морены в сочетании с холмистыми моренами и торфяники [Четвертичные отложения …, 1993].

Кейвы

 Схема геологического строения района хребта Серповидный [Загородный, Радченко, 1988, рис.15]:

Карельский комплекс: 1 - толща метавулканитов основного состава (диабазы, порфириты, мандельштейны); 2 - толща двуслюдяных кварцевых сланцев со ставролитом и гранатом; 3 - толща габбро-диабазов с линзами туфов ультраосновного состава; 4 - песчанистые доломиты, тонкополосчатые яшмовидные кварциты; 5 - толща кварцито-песчаников и кварцевых гравелитов. Кейвская серия, песцовотундровская свита: 6 - кварциты, мусковитовые и двуслюдяно-кварцевые сланцы; выхчуртская свита: 7 - кианит-ставролитовые сланцы; 8 - кварциты; червуртская свита: 9 - кианитовые и ставролит-кианитовые сланцы; 10 - дайки и силлы базит-гипербазитов; 11 - геологические границы и элементы их залегания (нормальное и опрокинутое залегание); 12 - разрывные нарушения и положение плоскостей сместителя

Магматизм

Плутонические породы занимают около 50% территории Кейвского рудного района. Их спектр весьма широк: это ультрабазиты, габброиды, анортозиты, щелочные граниты, граниты, пегматиты, сформированные в широком возрастном диапазоне - от 2.7 до 1.65 млрд лет. Наиболее масштабно и многообразно интрузивные комплексы проявлены в Верхне-Понойском блоке. Самыми распространенными являются анорогенные щелочные граниты. Выделяется шесть массивов - Западно-Кейвский, Белых тундр, Лаврентьевский, Понойский, Пачинский и Нижне-Понойский. Все массивы представляют собой пластовые интрузии, подошвой которых являются породы архейского фундамента, а в кровле расположены породы кейвского сланцевого комплекса. Пластовая форма интрузий предполагает режим растяжения, когда в ходе напряжения происходит сдвиг по наиболее ослабленной, в данном случае межформационной плоскости, вдоль которой и происходит внедрение магм. По последним U–Pb-данным, их возраст укладывается в интервале 2751-2654 млн лет [Ветрин и др., 1999; Митрофанов и др., 2000; Zozulya et al., 2001]. Вторыми по распространенности являются габбро-лабрадориты, локализованные главным образом в Верхне-Понойском блоке и вдоль северной границы с Мурманским террейном. Их возраст составляет 2668-2659 млн лет [Лиферович, Баянова, 1995; Mitrofanov, Bayanova, 1999; Zozulya et al., 2001]. Архейские габбро-лабрадориты Кейвского террейна отличаются от аналогичных пород западной части Кольского п-ова устойчивой пространственной связью с монцонитами, щелочными гранитами и сиенитами, более железистым и щелочным составом мафической серии, глубоко проявленной дифференциацией, промышленными масштабами железо-титанового оруденения и более низкой степенью метаморфизма.

Менее распространены гранодиориты, тоналиты, плагиомикроклиновые граниты и субщелочные граниты. Возраст гранитов латит-монцонитовой серии Верхне-Понойского массива составляет 2650 млн лет [Ветрин, Балашов, 1992]. В массивах Сахарйок и Кульйок развиты нефелиновые сиениты с возрастом 2613 млн лет и щелочные сиениты с возрастом 2682 млн лет [Zozulya et al., 2001]. U–Pb-возраст амазонитовых рандпегматитов г.Плоской на Западных Кейвах составляет 1682 млн лет [Bayanova, Voloshin, 1999]. Дайки в Кейвской зоне представлены мафитовыми комплексами верхнеархейского, раннепротерозойского и позднепротерозойско-рифейского возраста [Мирская, 1968; Снятков и др., 1989].

Тектоника

Северо-Кейвская зона четко ограничена системой наклоненных к северо-востоку под углами 60-70˚ разломов, часть которых контролирует ленточные тела габбро-анортозитов. Ее ширина составляет 3-6 км. Под воздействием тектонических напряжений структуры слагающих ее пород приобрели линейные очертания и изоклинальный характер строения. Серия сложно ветвящихся разломов, имеющих в основном северо-западное падение, делает границу Кейвского террейна с Центрально-Кольским террейном выраженной не столь отчетливо. Ефимозерский блок неоднороден. В основном здесь развиты архейские гнейсы, формирующие близкие к овальным структуры. Верхне-Понойский выступ имеет форму грубого овала, срезанного с юго-запада глубинным Панско-Бабье-озерским разломом. Краевые разломы, контролирующие размещение крупных интрузий габбро-анортозитов и щелочных гранитов, ограничивают его по остальному периметру. Наиболее распространено мнение, что Кейвский террейн представляет собой стабилизированный срединный массив, а слагающие его породы имеют протоорогенную и субплатформенную формационную принадлежность [Загородный, Радченко, 1983]. По другим взглядам [Минц и др., 1992], Кейвский террейн трактуется как активная континентальная окраина. Этапность тектонической эволюции Кейвского террейна может быть представлена в следующем виде: формирование вулканогенно-осадочных толщ во внутриконтинентальной области - 2.8-2.9 млрд лет; надвигание края Мурманского террейна на Кейвский микроконтинент в результате позднеархейской коллизии этих структурных единиц, формирование щелочных гранитов и комплементарных им габбро-аноротозитов, региональный метаморфизм - 2.8-2.65 млрд лет; растяжение и деструкция позднеархейского кратона, рифтогенез в Имандра-Варзугской зоне, формирование и переотложение кор выветривания во внутренней части Кейвского террейна - 2.45-2.2 млрд лет; этап сжатия и надвигообразования, связанный с процессами свекофеннского цикла, формирование редкометалльных ранд-пегматитов - 1.75-1.6 млрд лет.

Для Кейвского района характерно совмещение целого ряда тектонических элементов с крупными формами молодого рельефа, не несущего следов ледниковой эрозии. Эта черта очень четко проявлена, несмотря на то, что по существующим стратиграфическим схемам в рассматриваемом районе пользуются широким развитием только древние, преимущественно архейские комплексы пород. Эта особенность морфотектоники считается результатом эрозионного препарирования, при котором крупные структуры последовательно расчленяются на более мелкие, также выраженные в современном рельефе [Рубинраут, Гаскельберг, 1971; Рубинраут, 1987]. В результате возникают кольце- и дугообразные формы рельефа больших диаметров, превышающих 8-10 км, где совмещенность с морфологией рельефа устанавливается практически для всех геолого-текто-нических элементов: разгнейсования, рассланцевания, трещинной тектоники, складчатости и разрывных нарушений. Такая однотипность рельефа практически не контролируется ни типом пород, принимающих участие в строении этих форм, ни их возрастом. Это приводит некоторых исследователей к выводу о метеоритно-кратерной природе современных форм рельефа Кейвского рудного района [Нечаева, 1982].

Метаморфизм

Породы понойско-лебяжинского супракрустального комплекса метаморфизованы в условиях амфиболитовой фации [Петров, 1999]. Метаморфические парагенезисы достаточно однообразны, но по структурным признакам они отражают сложные метаморфические и метасоматические преобразования [Петров, Глазунков, 1987; Эндогенные режимы …, 1990 . В зонах контактового влияния щелочных гранитов мелкозернистые гнейсо-сланцы превращены в тонкополосчатые и теневые мигматиты. Терригенные породы кейвской серии метаморфизованы в условиях дистен-ставролитовой субфации амфиболитовой фации. В районе Западных Кейв эти породы метаморфизованы в условиях силлиманит-мусковитовой и силлиманит-микроклиновой субфаций. На востоке Малокейвской структуры степень регионального метаморфизма снижается до эпидот-амфиболитовой фации. Осадочно-вулканогенные образования варзугской серии на хр.Серповидном метаморфизованы в условиях дистен-ставро-литовой субфации. Такой же метаморфизм испытало и большинство интрузивных пород Кейвского рудного района [Петров и др., 1996]. Метаморфизм пород кейвской серии достигал кианит-мусковитовой ступени с образованием ранней генерации кианита, обильно запыленного дисперсным углеродистым материалом. Более поздние преобразования высокоглиноземистых сланцев выразились в явлениях андалузитового порфиробластеза, следами которого является хиастолитовый тип распределения углеродистого материала. Метаморфические преобразования, связанные с развитием надвиговых деформаций, непосредственно следовавших за кульминацией регионального метаморфизма, характеризовались условиями повышенных давлений [Петров и др., 1996; Петров, 1999].

Полезные ископаемые

На территории Кейвского рудного района известно значительное число месторождений и рудопроявлений индустриальных минералов и редкометалльного сырья [Бельков, 1958, 1963; Юдин, 1980; Минеральные месторождения …, 1981; Батиева, Бельков, 1984; Бельков и др., 1988; Белолипецкий и др., 1992; Волошин, Пахомовский, 1986; Виноградов, Волошин, 1989; Виноградов и др., 1989, 2000; Петров и др., 1996; Зозуля, Павлова, 1997; Гавриленко и др., 2000а, Волошин и др., 2002]. Одним из перспективных видов сырья для производства технического глинозема, силуминов и высокоглиноземистых огнеупоров является кианит. Наличие кианитовых сланцев на Больших Кейвах впервые установлено в 1928 г. Кольской экспедицией АН СССР под руководством А.А.Григорьева. Кианитовые руды образуют кейвскую группу месторождений, протягивающуюся на 120 км: Шуурурта, Восточная Шуурурта, Червурта, Тяпш-Манюк, Воргельюрта, Нусса и др.

Породы кейвской серии образуют крупный (50х190 км), опрокинутый на ЮЗ синклинорий, в пределах которого кианитовые сланцы червуртской свиты прослеживаются в виде узкой полосы (5-7)х165 км) в направлении с СЗ на ЮВ (120-130°). Кианитовые руды образуют согласные пластовые тела, выдержанные по простиранию и по падению. В южном крыле синклинория рудные пласты погружаются на СВ под углами 30-40°, в северном (в связи с опрокинутым залеганием) также падают на СВ, но круче (60-80°). В центральной части структуры выявлены антиклинальные перегибы, где продуктивная толща залегает субгоризонтально. В ее составе выделяются нижняя, средняя и верхняя продуктивные пачки.

Большинство месторождений локализовано в нижней пачке, которая непрерывно прослеживается вдоль северного и южного крыльев синклинория. Общая протяженность продуктивной пачки по внешнему обводу составляет 400 км. Мощность пачки варьирует от первых метров до 300 м, в среднем - 100-150 м. Средняя пачка мощностью 15-250 м представлена ставролит-кианитовыми сланцами, содержащими (%): кианит -10-30, ставролит - 2-5, кварц - 45-60, мусковит и биотит - 10-20. Верхняя пачка (17-150 м) состоит из кианитовых сланцев. В составе сланцев наряду с кианитом содержится значительное количество плагиоклаза и ильменита. Кианит в этой пачке часто развит в игольчатых кристаллах и нередко образует радиально-лучистые и сноповидные агрегаты. Содержание кианита 15-20%, редко 30% и более. Остальная часть породы состоит из кварца и мусковита.

В пределах северного и южного крыльев синклинория выявлены и с различной детальностью изучены 29 месторождений кианитовых руд. Границы между месторождениями проведены условно, изученные участки приурочены к положительным формам рельефа с небольшой мощностью рыхлых отложений, их суммарная протяженность по простиранию составляет 100 км (т.е. ¼ общей длины продуктивной толщи). Большинство месторождений имеет простое геологическое строение.

Одним из разведанных крупных месторождений кианита является Шуурурта. Рудные тела на нем представляют пластообразные залежи с углами падения 30-40°. Ширина выходов на поверхность от 50-100 до 600 м. Пласты выдержаны как по простиранию, так и по падению.

keyvy006

Кианитовые руды кейвских месторождений представлены четырьмя текстурными типами: параморфическим, игольчато-волокнистым (радиально-лучистым), конкреционным и смешанным. По запасам кианитовых руд Кейвская группа месторождений не имеет аналогов в мире и является крупнейшим бассейном развития кианитовых руд. Разведанные и предварительно оцененные запасы кианитовых руд со средним содержанием Al2O3 30% по 23 месторождениям составляют более 2 млрд т. Полученные кианитовые концентраты удовлетворяют требованиям для производства силумина, огнеупоров и глинозема [Освоение …, 1974].

Месторождения титаномагнетитовых руд с попутным ванадием приурочены к габбро-анортозитовым массивам -Цагинское, Магазин-Мусюр, Патчерв-тундра, Ачинское и др. [Юдин, 1960, 1980, 1987; Петров и др., 1996]. Руды слагают крупные линзовидные и пластовые тела с содержанием TiO2 - 5-6%, Fe2O3 - 20-32%, V - 0.25-0.6%, Co - до 0.02%. Наиболее изучено Цагинское месторождение. Цагинский массив является расслоенным с разнообразными структурными элементами первичного и вторичного происхождения. Простирание полосчатости и трахитоидности совпадает с контурами массива, падение направлено к его центру. Дно имеет форму меридионально вытянутого желоба с встречным падением бортов под углами 30-35°, что определяет мощность массива 2.5-3 км. Он залегает среди архейских гнейсо-гранитов и мигматитов. Кровлей лополита предположительно являются породы кейвской серии.

Кейвы

 Cхема геологического строения Цагинского массива габбро-лабрадоритов [Юдин, 1960, 1980]:

1 - дайки оливиновых габброноритов (а) и гранофировых диабазов (б); 2 - щелочные граниты; 3 - основные породы Панского массива; 4 - диориты; 5 - кварцевые сиениты и граносиениты; 6 - породы Цагинского массива: габбро, габбронориты, монцодиориты имонцониты краевой зоны (а), зона переслаивания лейкогаббро и габбро-лабрадоритов с габброноритами и габбро (б), лейкогаббро и габбро-лабрадориты (в); 7 - амфибол-биотитовые и двуслюдяные гнейсы коловайской свиты; 8 - слюдяные и гранат-слюдяныегнейсы волшпахкской свиты; 9 - нерасчлененный комплекс гнейсов, гранито-гнейсов и мигматитов; 10 - трахитоидность горизонтальная (а) и наклонная (б) и гнейсовидность (в); 11 - геологические границы; 12 - тектонические нарушения

Массив состоит из двух комплексов пород, называемых центральным и краевым. Центральный комплекс сложен крупно- и гигантозернистыми лабрадоритами, габбро и титаномагнетитовыми плагиоклазитами. В нижней его части наблюдается переслаивание трахитоидных крупно- и среднезернистых габбро. Краевой комплекс в плане окружает массив по периметру и сложен среднезернистыми габброидами. Его истинная мощность не установлена. В верхней части комплекса скважинами вскрыты переслаивающиеся габбронориты, кварцевые габбронориты, оливиновые габбро и габбро. Среди них встречаются маломощные слои и линзы титаномагнетитовых оливинитов, троктолитов, оливиновых габбро, плагиоклазитов и пироксенитов. Все слои в пределах одного комплекса и оба комплекса являются сингенетическими образованиями. В отношении рудоносности наибольший интерес представляет центральный комплекс пород. Отчетливо выражена его расслоенность на пачки. Каждая из них включает (сверху вниз) лабрадориты, габбро, титаномагнетитовые габбро и существенно титаномагнетитовые породы. С глубиной мощность пачек уменьшается. Переходы между слоями в пачке постепенные, между пачками - часто резкие и извилистые, но могут быть и постепенными.

Существенно титаномагнетитовые породы центрального комплекса подразделяются на четыре группы: 1) слои, имеющие постепенные переходы в окружающие породы; 2) слои с резкими контактами, но залегающие согласно с полосчатостью массива; 3) линзовидные тела, секущие полосчатость и трахитоидность массива; 4) титаномагнетитовые жилы. Каждая группа пород имеет позднемагматическое происхождение, но их геологическое положение различно, вплоть до секущих взаимоотношений. Группы 1 и 2 преобладают. Предполагается, что группы пород 3 и 4 кристаллизовались в прототектонических разрывных структурах, куда был отжат остаточный расплав, обогащенный железом и титаном. По данным бурения, богатые титаномагнетитом слои и линзы не прослеживаются на значительные расстояния по падению и простиранию. Но с глубиной их количество и мощность увеличиваются.

Выделяют руды двух основных типов: титаномагнетитовые и сульфидно-титаномагнетитовые. Титаномагнетитовые руды образуют зоны сложного строения с шлирообразными телами сплошных руд, прослоями вкрапленных, гнездовых и полосчатых руд, переслаивающихся с безрудными участками. Размеры шлирообразных выделений - от 1-2 до 25-30 и более метров в поперечнике и до 350 м по простиранию. Изредка также встречаются более крупные линзообразные тела (до 250 м) сплошных массивных руд, не связанных с рудными зонами. Содержание титаномагнетита в массивных рудах - 70-80%, полосчатых - 45-70%, вкрапленных - 5-40%. Ильменит в виде самостоятельных зерен составляет не более 10-17% рудной массы. В незначительных количествах присутствуют магнетит и сульфиды, из нерудных - плагиоклаз, оливин, амфибол. Иногда мощность участков с содержанием сульфидов до 40% достигает 5 м.

В южной части Западных Кейв находится Ельозерская группа Th-U-проявлений в жильных щелочных гранитах и метасоматитах с циртолит-торитовой минерализацией. К перспективным типам циркон-редкоземельного оруденения можно отнести силекситы и минерализованные щелочные граниты рудопроявлений Юмперуайв, Ровозерское (Пьедестал), Лаврентьевское [Бельков и др., 1988; Белолипецкий и др., 1992; Зозуля, Павлова, 1997]. Промышленные типы плюмбомикролитовых Nb-Ta руд выявлены в ранд-пегматитах Плоскогорского амазонитового месторождения А.Н.Ви-ноградовым и А.В.Волошиным [1989]. В щелочногранитных плутонах развита комплексная Nb-Zr-резкоземельная минерализация на участках Юмперуайв, Ровозеро, Ельозеро, Пурнач [Бельков и др., 1988]. Рудные минералы в пегматитах представлены пирохлором, фергусонитом, бломстрандином, тантэвксенитом [Волошин, Пахомовский, 1986; Волошин и др., 2002].

Повышенным количеством иттриевых земель (до 20% суммы редких земель в рудных концентратах) отличаются руды месторождения Сахарйок и проявлений Юмперуайв, Ровозерское, Туарвыд, Плоскогорское, Ельозерское, Лаврентьевское. Наиболее крупным среди них является комплексное Zr-Y - месторождение Сахарйок в одноименном массиве нефелиновых и щелочных сиенитов [Батиева, Бельков, 1984; Виноградов и др., 2000]. Он расположен в районе Западных Кейв и приурочен к узлу пересечения разломов субширотного и северо-западного простирания.

Кейвы

Массив имеет вытянутую каплеобразную форму. Длина его в направлении ЮВ-СЗ достигает 7 км. Видимая мощность расширенной северо-западной части - 2.3 км, узкой юго-восточной - 0.4-0.2 км. Общая площадь 5.1 км2. Сложная структура массива характеризуется сочетанием крутопадающих дайкообразных тел, пологопадающих апофиз и тектонических нарушений. Массив сложен двумя близкими по составу и распространенности разностями пород - щелочными сиенитами и нефелиновыми сиенитами. Щелочные сиениты (I фаза) приурочены к юго-западной части (лежачий бок) массива, нефелиновые сиениты-миаскиты (II фаза) - к северо-восточной части (висячий бок), а также слагают узкое линейное тело на юго-восточном фланге массива. Подчиненное значение имеют пегматиты нефелиновых сиенитов, щелочные габброиды (ксенолиты в нефелиновых сиенитах), альбититы и слюдяно-альбитовые метасоматиты.

Кейвы

 Схема пространственного распределения мусковитовых и амазонитовых пегматитов в районе Западных Кейв. Составлена с использованием данных работ [Батиева, Бельков, 1984; Геологическая карта …, 1996; Волошин и др., 2002]. Не показана структура карельского комплекса в районе г.Серповидная (рис. 3.85):

1 - щелочные граниты; 2 - метадациты лебяжинской свиты; 3 - породы кейвского сланцевого комплекса; 4 - гастингситовые гнейсо-сланцы (метасоматиты); 5 - габбро-анортозиты; 6 - гнейсо-плагиограниты; 7 - разрывные нарушения; 8 - элементы залегания сланцеватости; 9 - участки распространения тел амазонитовых рандпегматитов с их номерами; 10 - участки распространения тел мусковитовых пегматитов. Номера участков: 1 - Макзабак; 2 – Ровозеро; 3 - Рова-I; 4 - Рова-II; 5 - Пессарйок; 6 – Ровгора; 7 -Серповидный; 8 - Северо-Западный; 9 - Плоская; 10 - Вюнцпахк; 11 - Юго-Западный; 12 - Парусная; 13 - Авдотья.

В северо-восточной части массива выделено 14 линзообразных рудных тел с двумя типами оруденения (циркониевым и иттрий-циркониевым), протяженностью от 58 до 1348 м при мощности от 3 до 30 м. По прогнозным запасам циркона месторождение является одним из крупнейших в России. Основные рудные минералы - циркон, бритолит и пирохлор. Редкоземельные элементы в бритолите представлены на 2/3 элементами цериевой группы и на 1/3 элементами иттриевой группы, при этом собственно иттрий составляет 13.25% от суммы редких земель, что предопределяет ценность бритолита как нового сырьевого источника иттрия и иттриевых земель. Исследования состава и обогатимости руд показали, что из них может быть получено пять товарных продуктов: редкоземельный (бритолитовый), цирконовый, флюоритовый, нефелин-полевошпатовый и пирохлоровый концентраты [Виноградов и др., 2000]. Для добычи иттриевого и иттербиевого минерального сырья особый интерес представляет новый минеральный тип руд - кейвиит-иттрофлюоритовый, выявленный А.Н Виноградовым и др. (1989 г.) в ранд-пегматитах Плоскогорского месторождения. Он отличается наличием в рудах единственного в мире селективно-иттербиевого силиката кейвиита-(Yb) - Yb2Si2O7, содержащего до 28 %  Yb2O3 [Волошин, Пахомовский, 1986], и очень высокой концентрацией Y2O3 во флюорите - до 11.6 % и кейвиите-(Y) - до 56 %. 

В Восточных Кейвах известно небольшое проявление вольфрама - Нусса, связанное с древними метаморфизованными корами выветривания [Басалаев, Калинин, 1991]. Рудный минерал представлен шеелитом, концентрации в рудной зоне варьируют от 0.2 до 2.2%. Повышенные концентрации Sn (до 0.3%) и W (до 0.1%) обнаружены в некоторых рудных зонах редкометалльных месторождений Юго-Западных Кейв - Ельозерском и Лаврентьевском. Рудный минерал Sn представлен касситеритом, W рассеян в ниобиевых минералах - фергусоните и пирохлоре. Отмечена находка вольфрамита.

Крупные месторождения абразивного граната известны на Западных Кейвах -Макзабак, Ровозеро, Тахлинтуайв и др. Наибольшее количество граната концентрируется в мусковит-гранатовых сланцах и гранатитах, образуя в плане пласты шириной десятки, реже сотни метров и длиной до нескольких километров. Сланцы обычно содержат от 10 до 40% граната - альмандина, который выделяется в кварц-мусковитой массе в форме крупных кристаллов размером от 1-2 до 25 см. В гранатитах содержание граната достигает 70-80%. Месторождения и проявления абразивного граната в Кейвском рудном районе - одни из крупнейших в мире и имеют общие запасы около 2.7 млн тонн.

В Западных Кейвах известны также проявления кварцитов (Тяпыш-Манюк), высококачественного жильного кварца, мусковита, силлиманита и т.д. В районе Белых тундр известно одноименное проявление облицовочных щелочных гранитов и гранодиоритов [Жиров, Лащук, 1998].

В районе имеется 8 полей (участков) амазонитовых ранд-пегматитов. Промышленная добыча поделочного амазонита (рис. 14) наиболее активно велась в 70-80-е годы на двух месторождениях – Плоскогорском и Парусном [Бельков, 1980; Волошин, Пахомовский, 1986]. На рис. 3.90 приведена фотография голубого кианита, который широко используется как коллекционное сырье.

Новым для Кейвского рудного района является находка алмаза и его минералов-спутников в четвертичных отложениях в бассейне р.Элньйок, к северу от Федорово-Панского массива [Зозуля и др., 2001].

Амазонит Кианит
Поделочный амазонит (г.Плоская) и кианит. Фото Жирова Д.В.


Перспективы освоения

Кейвский рудный район не обладает пока развитой инфраструктурой, что затрудняет его вовлечение в орбиту горнопромышленного комплекса Мурманской области. Вероятно, разработка наиболее экономически важных цирконовых, редкоземельных, редкометалльных и кианитовых месторождений будет в значительной мере зависеть от освоения комплексных платинометалльных месторождений Федорово-Панского рудного узла.

Технико-экономические расчеты позволяют сделать вывод об экономи­ческой целесообразности отработки бритолит-цирконовых руд месторождения Сахарйок. Даже при включении затрат на строительство ЛЭП, автодороги с твердым щебеночным покрытием, вахтового поселка, обогатительной фабрики и цеха гидрометаллургической переработки рентабельность к производственных фондов (с учетом всех налогов) составляет 26-29%. Объект в целом характеризуется благоприятными экономическими показателями и при наличии спроса на редкоземельную продукцию и цирконовый концентрат обладает инвестиционной привлекательностью.

 Источник: Мультимедийный справочник по минерально-сырьевой базе и горнопромышленному копмлексу Мурманской области

Последнее изменение Пятница, 25 Декабрь 2015 13:13
Прочитано 1868 раз
Оцените материал
(0 голосов)

Оставить комментарий

Убедитесь, что вы вводите (*) необходимую информацию, где нужно
HTML-коды запрещены

© 2015-2018 Геотуризм на Кольском полуострове. Все права защищены. Полное или частичное копирование материалов сайта разрешено только при обязательном указании прямой гиперссылки (не редирект и не закрыта от индексации поисковиками) на сайт.